2. PLIEGUES
2.1. INTRODUCCIÓN INTRODUCCIÓN Los pliegues son deformaciones dúctiles que sufren las rocas y que como consecuencia una superficie plana se convierte en una curva, formándose bajo condiciones muy variadas de esfuerzo, presión hidrostática, presión de los fluidos intersticiales y temperatura, estando presente en las rocas sedimentarias, metamórficas y en las estructuras primarias de flujo de las rocas ígneas. 2.2. DESCRIPCIÓN DE PLIEGUES AISLADOS Cualquier superficie no plana resultante de una deformación la podríamos llamar pliegue o pliegues pero su morfología es muy variada diferenciándose entre vertical, horizontal, cilíndrico, domo y cubeta, etc. Los pliegues están formados por la charnela, zona de pequeño radio de curvatura, flanqueada por dos zonas de radio de curvatura mayor llamadas flancos. Un pliegue con superficie axial plana se describe como un pliegue plano o en caso contrario no plano. Los pliegues suelen ser estructuras irregulares que se desvían de la geometría ideal, siendo la mayoría pliegues no cilíndricos que se pueden subdividir en segmentos que se aproximen a dicha geometría aunque en algunos no sea posible como es el caso de las estructuras en domo y cubeta. Otros términos usados para describir pliegues no cilíndricos son la doble inmersión donde se invierte el pliegue a lo largo de él, el pliegue cónico que describe una superficie plegada de manera no cilíndrica parecida a la de un cono. Los pliegues cuyos flancos convergen hacia arriba se llaman antiforme y al contrario sinforme. En términos estratigráficos, diferenciamos entre anticlinal donde los estratos más viejos se encuentran en el núcleo del pliegue, mientras que en el sinclinal se
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encuentran los más modernos. El resto de los pliegues que no tienen ninguna de las características anteriormente citadas se le denomina pliegues neutros.
4.3. DESCRIPCIÓN DE SISTEMAS DE PLIEGUES Al grupo de pliegues espaciales y genéticamente relacionados entre sí se le conoce como sistema de pliegues. No tienen porque ser periódicos y tampoco simétricos. Cuando en los flancos o en la charnela de los grandes pliegues se forman otros de menor tamaño se les denomina pliegues parásito o de segundo orden. Conviene considerar la orientación general de la superficie plegada que viene dada por la superficie envolvente que es tangencial a las charnelas de algunos o de todos los pliegues restantes. Si los planos axiales de un grupo son perpendiculares a la envolvente, entonces podemos decir que son simétricos, en caso contrario, asimétricos. En superficies axiales donde los pliegues son casi verticales, en algunos flancos el sentido de la polaridad hacia el que se encuentran los estratos más modernos pueden ser contrario al sentido de buzamiento, en tal caso, se les denomina tumbados. En los pliegues de superficie axial vertical, la charnela pasa por el punto más bajo (seno) y más alto (cresta), mientras en los tumbados no suele ser así. La unión de puntos de cresta y de seno se denominan líneas de cresta y seno. Al punto más alto de la cresta se le denomina culminación y al más bajo depresión. 4.4 DESCRIPCIÓN DE LOS PLIEGUES POR SU PERFIL
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Para describir la morfología de los pliegues se debe dar una descripción detallada sobre el perfil del mismo aunque es complicado debido a las diferentes terminologías validas. Es importante indicar en la descripción si las estructuras son abiertas o apretadas, se realiza dividiendo el espectro de ángulos de diedros en grupos. Las charnelas pueden describirse como angulosas. Los pliegues de flancos planos y charnelas muy angulosas se llaman kinks, los cuales, tienen la misma longitud y por tanto son simétricos. El término más general, es el pliegue conjugado, que se emplea para describir cualquier par de pliegues relacionados. Las estructuras que pueden tener varias orientaciones se denominan policlinales. Aquellos pliegues en los que las capas plegadas tienen igual espesor se llaman paralelos o isópacos. Como caso particular de los pliegues paralelos tenemos los concéntricos que definen arcos circulares en su perfil. En las regiones de intenso plegamiento podemos encontrar charnelas aisladas, muy cerradas, en este caso se llamaran pliegues intrafoliales. Por último, la pliegues convolucionados y ptgmáticos son característicos de las rocas de metamorfismo de alto grado. 4.5. ORIENTACIÓN DE LOS PLIEGUES La orientación queda especificada por la de su superficie axial y la de su línea de charnela. La orientación del plano axial se determina por el buzamiento y la dirección de la capa, siendo ésta, la dirección que sigue la línea horizontal contenida en la superficie. El ángulo de buzamiento es aquel entre la superficie y un plano horizontal y se mide perpendicular a la dirección. El sentido de buzamiento es el sentido que tiene la línea perpendicular a la dirección de la capa de la superficie. Ej. Orientación: NW, N 45º W, dirección de capa N 45º W, buzamiento 30º SW. 4.6. CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES La clasificación de los pliegues se puede basar en la orientación geográfica de la superficie axial y de la línea de charnela, aspecto de 3
pliegues en un perfil (Ramsay), la variación del espesor de las capas de alrededor del pliegue (Hobbs). 4.7. DISTRIBUCIÓN DE LA DEFORMACIÓN INTERNA EN PLIEGUES El conocimiento de la variación de la deformación interna a través de rocas plegadas se limita a los resultados obtenidos por Cloos y Word. Podemos diferenciar tres modelos clásicos de formación de pliegues: •
Plegamiento de una capa de tal manera que se produce un pliegue paralelo o concéntrico, donde no hay una superficie de no deformación hacia la parte central de la capa.
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Plegamiento de una capa que implica deformación de cizalla en superficies paralelas a la capa.
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Modelo que implica deslizamiento de cizalla en planos muy próximos entre sí y oblicuos a la capa que pliega.
También podemos diferenciar modelos más reales de formación de pliegues como son el acortamiento de capa antes del plegamiento, acortamiento homogéneo durante el plegamiento y el modelo de modificaciones introducidas por múltiples capas. 4.8. DESARROLLO DE PLIEGUES La suposición de que las relaciones esfuerzo-deformación, o esfuerzo-velocidad de deformación son lineales y se hace simplemente para abordar el problema de alguna forma. Debemos demostrar que las rocas deben comportarse como fluidos idealmente viscosos por medio de las matemáticas simples. Tales suposiciones son la gravedad, la compresión y la deformación, siendo el de la gravedad el más importante para Biot y Ramberg y el esfuerzo compresivo para Treagus. 1.
Nucleación de pliegues: Biot y Ramberg han estudiado el concepto de una longitud de onda dominante llegando a la
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conclusión de que si el contraste de la viscosidad entre capas es pequeño entonces no es probable que haya plegamiento sino acortamiento de la capa. Más tarde, Sherwin y Chapple tuvieron en cuenta el acortamiento de la capa y demuestran que la longitud de onda predominante cambia con la cantidad de deformación. 2.
Desarrollo de pliegues: la nucleación de pliegues es válida para pliegues de poca amplitud. Pero para el caso de múltiples capas Cobbold emplean dos cantidades N y Q, modulo de compresión y de cizalla respectivamente. En los experimentos llevados a cabo por Paterson y Weiss muestran que en capas alternantes de poco contraste tienden a formarse charnelas romas más que kinks.
7. FALLAS
7.1. TERMINOLOGÍA DE LAS FALLAS Una falla es una discontinuidad plana entre bloques de roca que se han desplazado uno con respecto al otro en una dirección paralela a la discontinuidad. La zona de falla es una región tubular que contiene muchas fallas paralelas. Una zona de cizalla es una zona a través de la cual se han desplazado bloques de roca a modo de falla, siendo regiones de deformación dúctil localizada, diferenciándose de las zonas de falla en que son regiones de deformación frágil localizada. La roca situada inmediatamente encima y debajo de cualquier falla no vertical se llama techo y piso de la falla, respectivamente. El vector desplazamiento que conecta puntos contiguos del techo y del piso se llama salto real o neto, siendo las componentes el salto horizontal lateral y el vertical aparente. Las fallas transcurrentes que terminan como una dorsal oceánica o una fosa se llama transformante.
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Las fallas que buzan más o menos de 45º se llaman, respectivamente, fallas de gran ángulo y fallas de pequeño ángulo. Una falla normal es una falla de gran ángulo y de salto según el buzamiento cuyo techo ha bajado en relación al piso. Una falla inversa es una falla de salto según el buzamiento de ángulo grande o pequeño en el que el techo ha subido en relación al piso. Cuando los desplazamientos por el salto son de magnitud similar podemos llamarla falla de salto oblicuo. Una fosa tectónica es una depresión topográfica hundida, comprendida entre fallas de gran ángulo, mientras que un cabalgamiento es una falla inversa de pequeño ángulo. Una ventana tectónica es un afloramiento de roca situado bajo un plano de cabalgamiento rodeado por rocas. 7.2. BRECHA Y MILONITA La brecha son materiales fragmentados que se encuentran en los planos de falla y en el caso de microbrechas (fragmentos microscópicos) se presentan como rellenos de falla y en zonas más amplias de deformación intensa se llaman milonitas. En el caso de rocas metamórficas las llamaremos blastomilonita y pseudomilonita para materiales vitreos. 7.3. ESPEJOS DE FALLA Y ESTRUCTURAS DE ARRASTRE Los planos de falla son las superficies lisas o pulidas por las que es fácil dividir la roca, a esto se conoce como espejos de falla. Puede ser lisos o con alguna acanaladura. Los espejos de falla suelen presentar pequeños peldaños que miran en dirección a las estrías. El arrastre de la falla es la curvatura de las capas adyacentes a la falla y que indica el sentido de deslizamiento de la falla, pudiendo ser normal o inversa según el sentido. 7.4. DETERMINACIÓN DEL SALTO DE FALLA Requiere el conocimiento de las posiciones de dos puntos contiguos a cada lado de la falla. Pueden estar definidos por la 6
intersección del plano de falla y una línea de charnela, o cualquier otro marcador lineal. Para diferenciar los desencajados marcadores planos de los lineales a los primeros les llamamos separaciones. 7.5. TERMINACIONES DE LAS FALLAS En los extremos de las fallas, el desplazamiento es nulo, como consecuencia el fallamiento sólo puede producirse si en el material contiguo hay alguna deformación que lo acompaña.
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