En geología estructural , un pliegue es una pila de superficies originalmente planas, como estratos sedimentarios , que se doblan o curvan ( "plegadas" ) durante la deformación permanente . Los pliegues de las rocas varían en tamaño, desde arrugas microscópicas hasta pliegues del tamaño de montañas. Ocurren como pliegues únicos aislados o en conjuntos periódicos (conocidos como trenes de pliegues ). Los pliegues sinsedimentarios son aquellos que se forman durante la deposición sedimentaria.
Los pliegues se forman bajo diversas condiciones de tensión , presión de poro y gradiente de temperatura , como lo demuestra su presencia en sedimentos blandos , todo el espectro 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 plegado , rasgo 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 por flexión de falla ), en la punta de una falla en propagación ( pliegue de propagación de falla ), por compactación diferencial o debido a los efectos de una intrusión ígnea de alto nivel, por ejemplo, sobre un lacolito .
La bisagra de pliegue 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 característica. [1]
Una superficie de pliegue vista perpendicular a su dirección de acortamiento se puede dividir en porciones de bisagra y de rama ; las extremidades son los flancos del pliegue y las extremidades convergen en la zona de la bisagra. Dentro de la zona de articulación se encuentra el punto de articulación, que es el punto de radio de curvatura mínimo (curvatura máxima) del pliegue. La cresta del pliegue representa el punto más alto de la superficie del pliegue, mientras que el valle es el punto más bajo. El punto de inflexión de un pliegue es el punto de un miembro 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 bisagra de superficies plegadas apiladas. Si la superficie axial es plana, se llama 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 paralela a sí misma, genera la forma del pliegue”. [2] (Ramsay 1967). Un pliegue que puede generarse mediante un eje de pliegue se llama pliegue cilíndrico . Este término se ha ampliado para incluir pliegues casi cilíndricos. A menudo, el eje del pliegue es el mismo que la línea de bisagra. [3] [4]
En los afloramientos se observan con bastante frecuencia pliegues menores; Los pliegues importantes rara vez lo son, excepto en los países más áridos. Sin embargo, los pliegues menores a menudo pueden proporcionar 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 división indica la actitud de los planos axiales de los pliegues principales y su dirección de vuelco [5]
Un pliegue puede tener forma de galón , con miembros planos que se unen en un eje angular, cúspide con miembros curvos, circular con un eje curvo o elíptico con longitudes de onda desiguales .
La tensión del pliegue se define por el tamaño del ángulo entre las ramas del pliegue (medido tangencial a la superficie plegada en la línea de inflexión de cada rama), llamado ángulo entre ramas. 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 cerrados de 30° a 0°. [6] Las isoclinas , o pliegues isoclinales , tienen un ángulo entre extremidades de entre 10° y cero, con extremidades esencialmente paralelas.
No todos los pliegues son iguales a ambos lados del eje del pliegue. Aquellos con extremidades de longitud relativamente igual se denominan simétricos , y aquellos con extremidades muy desiguales, asimétricos . Los pliegues asimétricos generalmente tienen un eje en ángulo con respecto a la superficie desplegada original en 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 llaman pliegues similares . Pliegues similares tienden a mostrar adelgazamiento de las extremidades y engrosamiento de la zona de la bisagra. Los pliegues concéntricos son causados por la deformación por pandeo activo de las capas, mientras que pliegues similares generalmente se forman por alguna forma de flujo cortante donde las capas no son mecánicamente activas. Ramsay ha propuesto un esquema de clasificación para pliegues que a menudo se utiliza para describir pliegues de perfil basándose en la curvatura de las líneas internas y externas de un pliegue y el comportamiento de los isógonos de inmersión . es decir, líneas que conectan puntos de igual inclinación en superficies plegadas adyacentes: [8]
(Una homoclina implica que los estratos se sumergen en la misma dirección, aunque no necesariamente ningún plegamiento).
Los pliegues aparecen en todas las escalas, en todos los tipos de rocas , en todos los niveles de la corteza . Surgen por diversas causas.
Cuando una secuencia de rocas estratificadas se acorta paralelamente a sus estratificaciones, esta deformación puede acomodarse de varias maneras: acortamiento homogéneo, fallamiento inverso o plegamiento. La respuesta depende del espesor de la capa mecánica y del contraste de propiedades entre las capas. Si las capas comienzan a doblarse, el estilo de plegado también depende de estas propiedades. Capas competentes gruesas aisladas en una matriz menos competente controlan el plegado y normalmente generan pliegues de hebilla redondeada clásicos acomodados por la deformación en la matriz. En el caso de alternancias regulares de capas de propiedades contrastantes, como secuencias de arenisca y lutita, normalmente se producen bandas kink, pliegues en forma de caja y pliegues en forma de chevron. [10]
Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociados con su propagación, desplazamiento y acomodación de deformaciones entre fallas vecinas.
Los pliegues de falla son causados por el desplazamiento a lo largo de una falla no plana. En fallas no verticales, la pared colgante se deforma para acomodar el desajuste a lo largo de la falla a medida que avanza el desplazamiento. Los pliegues de falla ocurren tanto en fallas de extensión como de empuje. En extensión, las fallas lístricas forman anticlinales de vuelco en sus paredes colgantes. [11] En los cabalgamientos, los anticlinales en rampa se forman siempre que una falla de cabalgamiento corta una sección de un nivel de desprendimiento a otro. El desplazamiento sobre esta rampa de mayor ángulo genera el plegado. [12]
Los pliegues de propagación de fallas o pliegues de línea de punta se producen cuando se produce un desplazamiento en una falla existente sin mayor propagación. Tanto en fallas inversas como normales, esto conduce al plegamiento de la secuencia suprayacente, a menudo en forma de monoclinal . [13]
Cuando una falla de cabalgamiento continúa desplazándose por encima de un desprendimiento plano sin mayor propagación de la falla, se pueden formar pliegues de desprendimiento , típicamente de estilo caja. Estos generalmente ocurren por encima de un buen desprendimiento, como en las montañas del Jura , donde el desprendimiento ocurre en evaporitas del Triásico medio . [14]
Las zonas de corte que se aproximan al corte simple generalmente contienen pliegues asimétricos menores, con la dirección de vuelco consistente con la sensación de corte general. Algunos de estos pliegues tienen líneas de bisagra muy curvadas y se denominan pliegues de vaina . Los pliegues en las zonas de corte pueden ser heredados, formados debido a la orientación de las capas previas al corte o debido a la inestabilidad dentro del flujo de corte. [15]
Los sedimentos depositados recientemente normalmente son mecánicamente débiles y propensos a la removilización antes de litificarse, lo que lleva al plegamiento. Para distinguirlos de los pliegues de origen tectónico , estas estructuras se denominan sinsedimentarias (formadas durante la sedimentación).
Plegado por asentamiento: cuando se forman asentamientos en sedimentos poco consolidados, comúnmente sufren plegamientos, particularmente en sus bordes de ataque, durante su emplazamiento. La asimetría de los pliegues de asentamiento se puede utilizar para determinar direcciones de paleoslopes en secuencias de rocas sedimentarias. [dieciséis]
Deshidratación: La rápida deshidratación de sedimentos arenosos, posiblemente provocada por actividad sísmica, puede provocar lechos convolutas. [17]
Compactación: Los pliegues se pueden generar en una secuencia más joven mediante compactación diferencial sobre estructuras más antiguas, como bloques de fallas y arrecifes . [18]
La colocación de intrusiones ígneas tiende a deformar la roca circundante . En el caso de intrusiones de alto nivel, cerca de la superficie terrestre, esta deformación se concentra por encima de la intrusión y muchas veces toma la forma de plegado, como ocurre con la superficie superior de un lacolito . [19]
La flexibilidad 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 una roca muy débil como la sal gema, o cualquier roca que esté enterrada a una profundidad suficiente, normalmente muestra plegamiento por flujo (también llamado plegamiento pasivo , porque ofrece poca resistencia): los estratos aparecen se desplazaban sin distorsiones, asumiendo cualquier forma que les imprimieran las rocas más rígidas circundantes. Los estratos sirven simplemente como marcadores del plegamiento. [21] Este plegamiento también es una característica de muchas intrusiones ígneas y hielo glaciar . [22]
El plegamiento de rocas debe equilibrar la deformación de 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 deformación. Una buena analogía es doblar una guía telefónica, donde la preservación del volumen se realiza deslizando entre las páginas del libro.
El pliegue formado por la compresión de lechos de roca competentes se denomina "pliegue de flexión".
Normalmente, se cree que el plegado se produce por simple pandeo de una superficie plana y su volumen confinado. El cambio de volumen se acomoda mediante capas paralelas que acortan el volumen, que crece en espesor . El plegado bajo este mecanismo es típico de un estilo de plegado similar, ya que las extremidades adelgazadas se acortan horizontalmente y las bisagras engrosadas lo hacen verticalmente.
Si la deformación por plegado no puede acomodarse mediante un deslizamiento por flexión o un acortamiento por cambio de volumen (pandeo), las rocas generalmente se retiran de la trayectoria de la tensión. Esto se logra mediante disolución por presión , una forma de proceso metamórfico, en el que las rocas se acortan disolviendo constituyentes en áreas de alta tensión y redepositándolos en áreas de menor tensión. Los pliegues generados de esta manera incluyen ejemplos en migmatitas y áreas con una fuerte división 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 gran amplitud y longitud de onda corta. Las rocas que no se deforman tan fácilmente forman pliegues de baja amplitud y longitud de onda larga.
Las capas de roca que se pliegan formando una bisagra deben adaptarse a grandes deformaciones en la zona de la bisagra. Esto da como resultado vacíos entre las capas. Estos huecos, y especialmente el hecho de que la presión del agua es menor en los huecos 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, cuando se buscan vetas de minerales valiosos, podría ser 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. [23]
Las trampas anticlinales se forman por plegamiento de rocas. Por ejemplo, si una unidad de arenisca porosa cubierta con lutita de baja permeabilidad se pliega en un anticlinal, puede formar una trampa de hidrocarburos y el petróleo se acumula en la cresta del pliegue. La mayoría de las trampas anticlinales se producen como resultado de la presión lateral, que dobla las capas de roca, pero también pueden ocurrir por la compactación de sedimentos. [24]
