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 .
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 .
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]
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]
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 .
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.
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.
La vergencia se calcula en una dirección perpendicular al eje del pliegue.
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: [7]
Clase | Curvatura C | Comentario |
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1 | C interior > C exterior | Los isógonos de inmersión 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 |
(Una homoclina implica que los estratos se sumerjan en la misma dirección, aunque no necesariamente ningún pliegue).
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.
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]
Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociados con su propagación, desplazamiento y acomodación de deformaciones entre fallas vecinas.
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]
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]
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]
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]
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]
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]
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]
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.
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".
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.
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 .
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.
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]
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]
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