Fold (geología)

Pila de superficies originalmente planas

En Grecia se producen pliegues de capas alternas de piedra caliza y sílex. La piedra caliza y el pedernal se depositaron originalmente como capas planas en el suelo de una cuenca de aguas profundas. Estos pliegues fueron creados por deformación alpina .

En geología estructural , un pliegue es una pila de superficies originalmente planas, como estratos sedimentarios , que se doblan o curvan durante la deformación permanente . Los pliegues en las rocas varían en tamaño, desde arrugas microscópicas hasta pliegues del tamaño de una montaña. Ocurren como pliegues individuales aislados o en conjuntos periódicos (conocidos como trenes de pliegues ). Los pliegues sinedimentarios son los que se forman durante la deposición sedimentaria.

Los pliegues se forman bajo diversas condiciones de estrés , presión de poro y gradiente de temperatura , como lo demuestra su presencia en sedimentos blandos , el espectro completo de rocas metamórficas e incluso como estructuras de flujo primario en algunas rocas ígneas . Un conjunto de pliegues distribuidos a escala regional constituye un cinturón de pliegues, característica común de las zonas orogénicas . Los pliegues se forman comúnmente por acortamiento de capas existentes, pero también pueden formarse como resultado del desplazamiento en una falla no plana ( pliegue de pliegue de falla ), en la punta de una falla en propagación ( pliegue de propagación de falla ), por diferencial.compactación o debido a los efectos de una intrusión ígnea de alto nivel, por ejemplo, por encima de un lacolito .

Kink Band se pliega en el Pérmico de Nuevo México, EE. UU.

Rainbow Basin syncline en la formación Barstow cerca de Barstow, California

Doblar la terminología

Doblar boceto modelo 3D

La bisagra de plegado es la línea que une los puntos de máxima curvatura en una superficie plegada. Esta línea puede ser recta o curva. El término línea de bisagra también se ha utilizado para esta función. ^[1]

Una superficie de pliegue vista perpendicular a su dirección de acortamiento se puede dividir en porciones de bisagra y extremidades , las extremidades son los flancos del pliegue y la zona de bisagra es donde convergen las extremidades. Dentro de la zona de bisagra se encuentra el punto de bisagra, que es el punto de radio mínimo de curvatura (curvatura máxima) del pliegue. La cresta del pliegue representa el punto más alto de la superficie del pliegue, mientras que la depresión es el punto más bajo. El punto de inflexión de un pliegue es el punto de una rama en el que se invierte la concavidad ; en pliegues regulares, este es el punto medio de la extremidad .

Flanco y bisagra

La superficie axial se define como un plano que conecta todas las líneas de articulación de las superficies plegadas apiladas. Si la superficie axial es plana, entonces se denomina plano axial y se puede describir en términos de rumbo y buzamiento .

Los pliegues pueden tener un eje de pliegue . Un eje de pliegue, "es la aproximación más cercana a una línea recta que cuando se mueve en paralelo a sí misma, genera la forma del pliegue". (Davis y Reynolds, 1996 después de Donath y Parker, 1964; Ramsay 1967). Un pliegue que se puede generar mediante un eje de pliegue se denomina pliegue cilíndrico . Este término se ha ampliado para incluir pliegues casi cilíndricos. A menudo, el eje de plegado es el mismo que la línea de bisagra. ^{[2] [3]}

Características descriptivas

Tamaño de plegado

Los pliegues menores se ven con bastante frecuencia en afloramientos; los pliegues principales rara vez lo son, excepto en los países más áridos. Sin embargo, los pliegues menores pueden proporcionar a menudo la clave de los pliegues principales con los que están relacionados. Reflejan la misma forma y estilo, la dirección en la que se encuentran los cierres de los pliegues principales y su hendidura indica la actitud de los planos axiales de los pliegues principales y su dirección de vuelco ^[4]

Forma de pliegue

Chevron se pliega, Irlanda

Un pliegue puede tener la forma de un cheurón , con extremidades planas que se encuentran en un eje angular, como cúspide con extremidades curvas, como circular con un eje curvo o como elíptica con longitud de onda desigual .

Doblar tirantez

Ángulos entre miembros

La rigidez del pliegue se define por el tamaño del ángulo entre las extremidades del pliegue (medido tangencialmente a la superficie plegada en la línea de inflexión de cada extremidad), llamado ángulo entre las extremidades . Los pliegues suaves tienen un ángulo entre las extremidades de entre 180 ° y 120 °, los pliegues abiertos varían de 120 ° a 70 °, los pliegues cerrados de 70 ° a 30 ° y los pliegues apretados de 30 ° a 0 °. ^{[5] Las} isoclinas , o pliegues isoclinales , tienen un ángulo entre las extremidades de entre 10 ° y cero, con extremidades esencialmente paralelas.

Doble simetría

No todos los pliegues son iguales en ambos lados del eje del pliegue. Aquellos con extremidades de longitud relativamente igual se denominan simétricos , y aquellos con extremidades muy desiguales son asimétricos . Los pliegues asimétricos generalmente tienen un eje en ángulo con la superficie desplegada original sobre la que se formaron.

Enfrentamiento y convergencia

La vergencia se calcula en una dirección perpendicular al eje del pliegue.

Clases de estilo de deformación

Los pliegues que mantienen un espesor de capa uniforme se clasifican como pliegues concéntricos . Los que no lo hacen se denominan pliegues similares . Los pliegues similares tienden a mostrar adelgazamiento de las extremidades y engrosamiento de la zona de bisagra. Los pliegues concéntricos son causados ​​por alabeos por pandeo activo de las capas, mientras que pliegues similares generalmente se forman por alguna forma de flujo de cizallamiento donde las capas no son mecánicamente activas. Ramsay ha propuesto un esquema de clasificación para los pliegues que a menudo se usa para describir pliegues en el perfil basado en la curvatura de las líneas internas y externas de un pliegue y el comportamiento de los isogones de buzamiento . es decir, líneas que conectan puntos de igual buzamiento en superficies plegadas adyacentes: ^[6]

Clasificación de Ramsay de pliegues por convergencia de isogones de inmersión (líneas rojas). ^[7]

Esquema de clasificación de Ramsay para pliegues.

Clase	Curvatura C	Comentario
1	C interior > C exterior	Dip isogons convergen
1A		Espesor ortogonal en la bisagra más estrecho que en las extremidades
1B		Pliegues paralelos
1C		Espesor ortogonal en las extremidades más estrecho que en la bisagra
2	C interior = C exterior	Los isógonos de inmersión son paralelos: pliegues similares
3	C interior <C exterior	Los isógonos de inmersión divergen

Tipos de pliegue

Un anticlinal en Nueva Jersey

Un monoclinal en el Monumento Nacional de Colorado

Pliegue reclinado, King Oscar Fjord

Lineal

• Anticlinal : lineal, los estratos normalmente se alejan del centro axial, los estratos más antiguos en el centro independientemente de la orientación.
• Sincronización : lineal, los estratos normalmente se inclinan hacia el centro axial, los estratos más jóvenes en el centro independientemente de la orientación.
• Antiforme : lineal, estratos inclinados lejos del centro axial, edad desconocida o invertida.
• Synform : lineal, estratos inclinados hacia el centro axial, edad desconocida o invertida.
• Monoclinal : estrato lineal, buzamiento en una dirección entre capas horizontales en cada lado.
• Reclinado: plano axial del pliegue lineal orientado en un ángulo bajo que da como resultado estratos volcados en una rama del pliegue.

Otro

• Cúpula : no lineal, los estratos se alejan del centro en todas las direcciones, los estratos más antiguos están en el centro.
• Cuenca : no lineal, los estratos se inclinan hacia el centro en todas las direcciones, los estratos más jóvenes en el centro.
• Chevron : pliegue angular con ramas rectas y pequeñas bisagras
• Slump: típicamente monoclinal, el resultado de la compactación diferencial o disolución durante la sedimentación y litificación.
• Ptygmatic: Los pliegues son caóticos, aleatorios y desconectados. Típico de plegamiento sedimentario, migmatitas y zonas de desprendimiento de decollement.
• Parásitos: pliegues de longitud de onda corta formados dentro de una estructura de pliegue de longitud de onda más grande, normalmente asociados con diferencias en el espesor del lecho ^[8]
• Disarmónico: se pliega en capas adyacentes con diferentes longitudes de onda y formas ^[8]

(Una homoclina implica que los estratos se sumerjan en la misma dirección, aunque no necesariamente ningún pliegue).

Causas del plegado

Los pliegues aparecen en todas las escalas, en todos los tipos de rocas , en todos los niveles de la corteza . Surgen de una variedad de causas.

Acortamiento de capas paralelas

Pliegue de caja en la Formación La Herradura , Morro Solar , Perú

Cuando una secuencia de rocas estratificadas se acorta paralelamente a su estratificación, esta deformación puede acomodarse de varias formas, acortamiento homogéneo, fallas inversas o plegamiento. La respuesta depende del grosor de las capas mecánicas y del contraste de propiedades entre las capas. Si las capas comienzan a doblarse, el estilo de pliegue también depende de estas propiedades. Capas competentes gruesas aisladas en una matriz menos competente controlan el plegado y típicamente generan pliegues de hebilla redondeados clásicos acomodados por deformación en la matriz. En el caso de alternancias regulares de capas de propiedades contrastantes, como secuencias de arenisca-lutita, normalmente se producen bandas de torsión, pliegues de caja y pliegues de chevron. ^[9]

Anticlinal de vuelco

Anticlinal de rampa

Pliegue de propagación de fallas

Plegado relacionado con fallas

Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociados con su propagación, desplazamiento y acomodación de deformaciones entre fallas vecinas.

Plegado de curva de falla

Los pliegues por curvatura por falla son causados ​​por el desplazamiento a lo largo de una falla no plana. En fallas no verticales, la pared colgante se deforma para adaptarse al desajuste a través de la falla a medida que avanza el desplazamiento. Los pliegues por doblez de falla ocurren tanto en fallas extensionales como en fallas de empuje. En extensión, las fallas listricas forman anticlinales de vuelco en sus muros colgantes. ^[10] En el empuje, los anticlinales de rampa se forman cuando una falla de empuje corta la sección de un nivel de desprendimiento a otro. El desplazamiento sobre esta rampa de mayor ángulo genera el plegado. ^[11]

Plegado de propagación de fallos

Los pliegues de propagación de fallas o pliegues de línea de punta se producen cuando se produce un desplazamiento en una falla existente sin propagación adicional. Tanto en fallas inversas como normales, esto conduce al plegamiento de la secuencia suprayacente, a menudo en forma de monoclina . ^[12]

Desprendimiento plegable

Cuando una falla de empuje continúa desplazándose por encima de un desprendimiento plano sin una mayor propagación de la falla, se pueden formar pliegues de desprendimiento , típicamente del estilo de plegado en caja. Estos generalmente ocurren por encima de un buen desprendimiento, como en las montañas del Jura , donde el desprendimiento ocurre en las evaporitas del Triásico medio . ^[13]

Plegado en zonas de corte

La cizalla de sentido dextral se pliega en milonitas dentro de una zona de cizalla , Cap de Creus

Las zonas de cortante que se aproximan a cortante simple normalmente contienen pliegues asimétricos menores, con la dirección de vuelco consistente con el sentido de cortante general. Algunos de estos pliegues tienen líneas de bisagra muy curvadas y se denominan pliegues de funda . Los pliegues en las zonas de cizallamiento pueden heredarse, formarse debido a la orientación de las capas previas al cizallamiento o formarse debido a la inestabilidad dentro del flujo de cizallamiento. ^[14]

Plegado en sedimentos

Los sedimentos depositados recientemente suelen ser mecánicamente débiles y propensos a la removilización antes de que se litifiquen, lo que lleva al plegamiento. Para distinguirlos de los pliegues de origen tectónico, tales estructuras se denominan sinedimentarias (formadas durante la sedimentación).

Plegamiento por asentamiento : cuando se forman asentamientos en sedimentos poco consolidados, comúnmente se pliegan, particularmente en sus bordes de ataque, durante su emplazamiento. La asimetría de los pliegues de asentamiento se puede utilizar para determinar las direcciones de los paleoslopes en secuencias de rocas sedimentarias. ^[15]

Deshidratación: la deshidratación rápida de los sedimentos arenosos, posiblemente provocada por la actividad sísmica, puede causar estratificación convoluta. ^[dieciséis]

Compactación: los pliegues se pueden generar en una secuencia más joven mediante la compactación diferencial sobre estructuras más antiguas, como bloques de fallas y arrecifes . ^[17]

Intrusión ígnea

El emplazamiento de intrusiones ígneas tiende a deformar la roca rural circundante . En el caso de intrusiones de alto nivel, cerca de la superficie de la Tierra, esta deformación se concentra por encima de la intrusión y, a menudo, toma la forma de plegamiento, como ocurre con la superficie superior de un lacolito . ^[18]

Plegado de flujo

Plegado de flujo: representación del efecto de una rampa de roca rígida que avanza en capas compatibles. Arriba: bajo arrastre por rampa: las capas no se modifican en espesor; Abajo: alto arrastre: las capas más bajas tienden a arrugarse. ^[19]

El cumplimiento de las capas de roca se conoce como competencia : una capa o lecho de roca competente puede soportar una carga aplicada sin colapsar y es relativamente fuerte, mientras que una capa incompetente es relativamente débil. Cuando la roca se comporta como un fluido, como en el caso de rocas muy débiles como la sal gema, o cualquier roca que esté enterrada lo suficientemente profundamente, típicamente muestra plegamiento de flujo (también llamado plegamiento pasivo , porque ofrece poca resistencia): los estratos aparecen se movieron sin distorsiones, asumiendo cualquier forma impresa en ellos rodeando rocas más rígidas. Los estratos simplemente sirven como marcadores del plegado. ^[20] Tal plegamiento es también una característica de muchas intrusiones ígneas y hielo glaciar . ^[21]

Mecanismos plegables

El plegamiento de rocas debe equilibrar la deformación de las capas con la conservación del volumen en un macizo rocoso. Esto ocurre por varios mecanismos.

Deslizamiento de flexión

El deslizamiento por flexión permite el plegado creando un deslizamiento de capas paralelas entre las capas de los estratos plegados, que, en conjunto, resultan en deformaciones. Una buena analogía es doblar una guía telefónica, donde la preservación del volumen se acomoda deslizándola entre las páginas del libro.

El pliegue formado por la compresión de lechos de rocas competentes se denomina "pliegue de flexión".

Pandeo

Normalmente, se cree que el plegado se produce por el simple plegado de una superficie plana y su volumen de confinamiento. El cambio de volumen se acomoda mediante capas paralelas acortando el volumen, que crece en grosor . El plegado bajo este mecanismo es típico de un estilo de plegado similar, ya que las extremidades delgadas se acortan horizontalmente y las bisagras engrosadas lo hacen verticalmente.

Desplazamiento masivo

Si la deformación por plegado no se puede acomodar mediante un deslizamiento por flexión o acortamiento por cambio de volumen (pandeo), las rocas generalmente se retiran de la trayectoria de la tensión. Esto se logra mediante la disolución a presión , una forma de proceso metamórfico, en el que las rocas se acortan al disolver los componentes en áreas de alta tensión y volver a depositarlos en áreas de menor tensión. Los pliegues creados de esta manera incluyen ejemplos en migmatitas y áreas con una fuerte hendidura plana axial .

Mecánica de plegado

Los pliegues en la roca se forman alrededor del campo de tensión en el que se encuentran las rocas y la reología , o método de respuesta a la tensión, de la roca en el momento en que se aplica la tensión.

La reología de las capas que se pliegan determina los rasgos característicos de los pliegues que se miden en el campo. Las rocas que se deforman más fácilmente forman muchos pliegues de longitud de onda corta y gran amplitud. Las rocas que no se deforman con tanta facilidad forman pliegues de longitud de onda larga y baja amplitud.

Implicación económica

Industria minera

trampa de aceite anticlinal

Las capas de roca que se pliegan en una bisagra deben adaptarse a grandes deformaciones en la zona de la bisagra. Esto da como resultado vacíos entre las capas. Estos vacíos, y especialmente el hecho de que la presión del agua es menor en los vacíos que fuera de ellos, actúan como desencadenantes de la deposición de minerales. Durante millones de años, este proceso es capaz de recolectar grandes cantidades de minerales traza de grandes extensiones de roca y depositarlos en sitios muy concentrados. Este puede ser un mecanismo responsable de las venas. En resumen, al buscar vetas de minerales valiosos, sería prudente buscar rocas muy plegadas, y esta es la razón por la que la industria minera está muy interesada en la teoría del plegamiento geológico. ^[22]

Industria petrolera

Las trampas anticlinales se forman por plegamiento de roca. Por ejemplo, si una unidad de arenisca porosa cubierta con lutita de baja permeabilidad se pliega en un anticlinal, puede contener hidrocarburos atrapados en la cresta del pliegue. La mayoría de las trampas anticlinales se crean como resultado de la presión lateral, doblando las capas de roca, pero también pueden ocurrir por la compactación de sedimentos. ^[23]

Ver también

• Evolución del pliegue 3D
• Orogénesis
• Edificio de montaña
• Mecánica de rocas
• Falla de empuje

Notas

1. MJ Fleury, La descripción de pliegues, Actas de la Asociación de geólogos, Volumen 75, Número 4, 1964, Páginas 461-492, ISSN 0016-7878, https://doi.org/10.1016/S0016-7878(64) 80023-7 .
2. Sudipta Sengupta; Subir Kumar Ghosh; Kshitindramohan Naha (1997). Evolución de las estructuras geológicas en micro a macroescala . Saltador. pag. 222. ISBN 0-412-75030-9.
3. Parque RG (2004). "Eje de plegado y plano axial" . Fundamentos de la geología estructural (3ª ed.). Routledge. pag. 26. ISBN 0-7487-5802-X.
4. Barnes, JW y Lisle, RJ (2013). "5 Medidas y técnicas de campo". Cartografía geológica básica: 4ª edición . John Wiley e hijos. pag. 79. ISBN 978-1-118-68542-6.
5. Lisle, Richard J (2004). "Plegable". Estructuras y mapas geológicos: 3ª edición . Elsevier. págs.  33 . ISBN 0-7506-5780-4.
6. Véase, por ejemplo, RG Park (2004). "Figura 3.12: Clasificación de pliegues basada en diagramas de inmersión" . Fundamentos de la geología estructural (3ª ed.). Routledge. pag. 31 y sigs . ISBN 0-7487-5802-X.
7. Neville J. Price; John W. Cosgrove (1990). "Figura 10.14: Clasificación de perfiles de plegado utilizando patrones de isogon de inmersión" . Análisis de estructuras geológicas . Prensa de la Universidad de Cambridge. pag. 246. ISBN 0-521-31958-7.
8. Park, RG (2004). Fundación de Geología Estructural (3 ed.). Routledge. pag. 33. ISBN 978-0-7487-5802-9.
9. Ramsay, JG; Huber MI (1987). Las técnicas de la geología estructural moderna . 2 (3 ed.). Prensa académica. pag. 392. ISBN 978-0-12-576922-8. Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
10. Withjack, MO; Schlische (2006). "Modelos geométricos y experimentales de pliegues extensionales fallas-curvatura" . En Buiter SJH y Schreurs G. (ed.). Modelado analógico y numérico de procesos a escala cortical . Publicaciones especiales 253. RW Geological Society, Londres. págs. 285-305. ISBN 978-1-86239-191-8. Consultado el 31 de octubre de 2009 .
11. Rowland, SM; Duebendorfer EM; Schieflebein IM (2007). Análisis y síntesis estructural: un curso de laboratorio en geología estructural (3 ed.). Wiley-Blackwell. pag. 301. ISBN 978-1-4051-1652-7. Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
12. Jackson, CAL; Gawthorpe RL; Sharp IR (2006). "Estilo y secuencia de deformación durante la propagación extensional de fallas" (PDF) . Revista de geología estructural . 28 (3): 519–535. Código bibliográfico : 2006JSG .... 28..519J . doi : 10.1016 / j.jsg.2005.11.009 . Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
13. Reicherter, K., Froitzheim, N., Jarosinki, M., Badura, J., Franzke, H.-J., Hansen, M., Hübscher, C., Müller, R., Poprawa, P., Reinecker , J., Stackebrandt, W, Voigt, T., Von Eynatten, H. y Zuchiewicz, W. (2008). "19. Tectónica alpina al norte de los Alpes" . En McCann, T. (ed.). La geología de Europa central . Sociedad Geológica, Londres. págs. 1233-1285. ISBN 978-1-86239-264-9. Consultado el 31 de octubre de 2009 .
14. Carreras, J .; Druguet E .; Griera A. (2005). "Pliegues relacionados con la zona de corte" . Revista de geología estructural . 27 (7): 1229-1251. Código Bibliográfico : 2005JSG .... 27.1229C . doi : 10.1016 / j.jsg.2004.08.004 . Consultado el 31 de octubre de 2009 .
15. Bradley, D .; Hanson L. (1998). "Análisis de Paleoslope de pliegues de caída en el Flysch Devónico de Maine" (PDF) . Revista de geología . 106 (3): 305–318. Código bibliográfico : 1998JG .... 106..305B . doi : 10.1086 / 516024 . S2CID 129086677 . Consultado el 31 de octubre de 2009 .  
16. Nichols, G. (1999). "17. Sedimentos en rocas: procesos posdepositivos" . Sedimentología y estratigrafía . Wiley-Blackwell. pag. 355. ISBN 978-0-632-03578-6. Consultado el 31 de octubre de 2009 .
17. Hyne, Nueva Jersey (2001). Guía no técnica de geología, exploración, perforación y producción de petróleo . Libros PennWell. pag. 598. ISBN 978-0-87814-823-3. Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
18. Orchuela, I .; Lara ME; Suárez M. (2003). "Plegamiento productivo a gran escala asociado a intrusiones ígneas: Campo El Trapial, Cuenca Neuquina, Argentina" (PDF) . Resúmenes de la AAPG . Consultado el 31 de octubre de 2009 .
19. Arvid M. Johnson; Raymond C. Fletcher (1994). "Figura 2.6" . Plegado de capas viscosas: análisis mecánico e interpretación de estructuras en roca deformada . Prensa de la Universidad de Columbia. pag. 87. ISBN 0-231-08484-6.
20. Parque, RG (1997). Fundamentos de la geología estructural (3ª ed.). Routledge. pag. 109. ISBN 0-7487-5802-X.;RJ Twiss; EM Moores (1992). "Figura 12.8: Plegado por cizallamiento pasivo" . Geología estructural (2ª ed.). Macmillan. págs. 241–242. ISBN 0-7167-2252-6.
21. Hudleston, PJ (1977). "Pliegues similares, pliegues recostados y tectónica de gravedad en hielo y rocas". Revista de geología . 85 (1): 113-122. Código Bibliográfico : 1977JG ..... 85..113H . doi : 10.1086 / 628272 . JSTOR 30068680 . S2CID 129424734 .  
22. https://www.win.tue.nl/~mpeletie/Research/minerals.shtml
23. https://energyeducation.ca/encyclopedia/Oil_and_gas_traps

Lectura adicional

• Barnes, JW; Lisle, RJ (2013). "Medidas y técnicas de campo". Cartografía geológica básica (4ª ed.). John Wiley e hijos. pag. 79. ISBN 978-1-118-68542-6.

La Geología histórica de Wikibook tiene una página sobre el tema: Pliegues

Wikimedia Commons tiene medios relacionados con pliegues .

• Davis, George H .; Reynolds, Stephen J. (1996). "Pliegues". Geología estructural de rocas y regiones . Nueva York: John Wiley & Sons. págs. 372–424. ISBN 0-471-52621-5.
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