En geología estructural , un pliegue es una acumulación de superficies originalmente planas, como estratos sedimentarios , que se doblan o curvan ( "se pliegan" ) durante la deformación permanente . Los pliegues en las rocas varían en tamaño desde arrugas microscópicas hasta pliegues del tamaño de una montaña. Se presentan como pliegues aislados individuales 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 estrés , presión de poro y gradiente de temperatura , como lo evidencia 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 , una 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 curvatura 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 línea de articulación es la línea que une los puntos de máxima curvatura de una superficie plegada. Esta línea puede ser recta o curva. También se ha utilizado el término línea de articulación para esta característica. [1]
Una superficie de pliegue vista perpendicularmente a su dirección de acortamiento se puede dividir en porciones de bisagra y de rama ; las ramas son los flancos del pliegue y las ramas convergen en la zona de bisagra. 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 el valle 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 los pliegues regulares, este es el punto medio de la rama.
La superficie axial se define como un plano que conecta todas las líneas de articulación de superficies plegadas apiladas. Si la superficie axial es plana, 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”. [2] (Ramsay 1967). Un pliegue que puede generarse mediante un eje de pliegue se denomina 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]
Los pliegues menores se observan con bastante frecuencia en los afloramientos; los pliegues mayores rara vez se observan, excepto en los países más áridos. Sin embargo, los pliegues menores pueden proporcionar a menudo la clave para los pliegues mayores con los que están relacionados. Reflejan la misma forma y estilo, la dirección en la que se encuentran los cierres de los pliegues mayores y su clivaje indica la actitud de los planos axiales de los pliegues mayores y su dirección de vuelco [5]
Un pliegue puede tener forma de chevron , con extremidades planas que se encuentran en un eje angular, de cúspide con extremidades curvas, de forma circular con un eje curvo o de forma elíptica con longitudes de onda desiguales .
La estrechez 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 extremidades. Los pliegues suaves tienen un ángulo entre 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°. [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 en ambos lados del eje del pliegue. Aquellos que tienen ramas de longitud relativamente igual se denominan simétricos y aquellos que tienen ramas muy desiguales se denominan 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 denominan pliegues similares . Los pliegues similares tienden a mostrar un adelgazamiento de los extremos y un engrosamiento de la zona de bisagra. Los pliegues concéntricos son causados por la deformación por pandeo activo de las capas, mientras que los pliegues similares generalmente se forman por alguna forma de flujo de cizallamiento donde las capas no están mecánicamente activas. Ramsay ha propuesto un esquema de clasificación para los pliegues que a menudo se utiliza para describir los pliegues de perfil basándose en la curvatura de las líneas internas y externas de un pliegue y el comportamiento de las isógonas de inclinación , es decir, líneas que conectan puntos de inclinación igual en superficies plegadas adyacentes: [8]
(Una homoclina implica estratos que se inclinan en la misma dirección, aunque no necesariamente hay plegamiento).
Los pliegues aparecen en todas las escalas, en todos los tipos de rocas , en todos los niveles de la corteza y surgen por diversas causas.
Cuando una secuencia de rocas estratificadas se acorta en paralelo a su estratificación, esta deformación puede adaptarse de varias maneras: acortamiento homogéneo, fallamiento inverso o plegamiento. La respuesta depende del espesor de la estratificación mecánica y del contraste de propiedades entre las capas. Si la estratificación comienza a plegarse, el estilo de plegamiento también depende de estas propiedades. Las capas competentes gruesas aisladas en una matriz menos competente controlan el plegamiento y, por lo general, generan pliegues clásicos de pandeo redondeado que se adaptan a la deformación en la matriz. En el caso de alternancias regulares de capas de propiedades contrastantes, como las secuencias de arenisca y pizarra, normalmente se producen bandas de pliegues, pliegues en caja y pliegues en chevron. [10]
Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociados con su propagación, desplazamiento y acomodación de tensiones entre fallas vecinas.
Los pliegues de fallas curvadas son causados por el desplazamiento a lo largo de una falla no plana. En las 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 fallas curvadas ocurren tanto en fallas extensionales como en fallas inversas. En las fallas de extensión, las fallas lístricas forman anticlinales de vuelco en sus paredes colgantes. [11] En fallas inversas, los anticlinales de rampa se forman siempre que una falla inversa corta una sección de un nivel de desprendimiento a otro. El desplazamiento sobre esta rampa de mayor ángulo genera el pliegue. [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 propagación adicional. Tanto en fallas inversas como normales, esto conduce al plegamiento de la secuencia suprayacente, a menudo en forma de monoclinal . [13]
Cuando una falla inversa continúa desplazándose por encima de un desprendimiento plano sin mayor propagación de fallas, pueden formarse pliegues de desprendimiento , típicamente de estilo de pliegue en 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 cizallamiento que se aproximan a un cizallamiento simple suelen contener pliegues asimétricos menores, con una dirección de vuelco consistente con el sentido general del cizallamiento. Algunos de estos pliegues tienen líneas de articulación muy curvadas y se denominan pliegues de envoltura . Los pliegues en las zonas de cizallamiento pueden ser hereditarios, formarse debido a la orientación de las capas previas al cizallamiento o formarse debido a la inestabilidad dentro del flujo de cizallamiento. [15]
Los sedimentos depositados recientemente suelen ser mecánicamente débiles y propensos a la removilización antes de litificarse, lo que da lugar al plegamiento. Para distinguirlos de los pliegues de origen tectónico , estas estructuras se denominan sinsedimentarias (formadas durante la sedimentación).
Plegado por hundimiento: cuando se forman hundimientos en sedimentos poco consolidados, es común que experimenten plegamientos, en particular en sus bordes delanteros, durante su emplazamiento. La asimetría de los pliegues por hundimiento se puede utilizar para determinar las direcciones de paleopendientes en secuencias de rocas sedimentarias. [16]
Deshidratación: La deshidratación rápida de sedimentos arenosos, posiblemente provocada por la actividad sísmica, puede causar estratificación convoluta. [17]
Compactación: Los pliegues pueden generarse en una secuencia más joven mediante compactación diferencial sobre estructuras más antiguas, como bloques de fallas y arrecifes . [18]
La ubicación de las intrusiones ígneas tiende a deformar la roca circundante . En el caso de las 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 en el caso de 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 de roca, o cualquier roca que esté enterrada lo suficientemente profundamente, generalmente muestra un plegamiento por flujo (también llamado plegamiento pasivo , porque ofrece poca resistencia): los estratos parecen desplazados sin distorsionarse, asumiendo cualquier forma impresa sobre ellos por las rocas más rígidas circundantes. Los estratos simplemente sirven como marcadores del plegamiento. [21] Este plegamiento también es una característica de muchas intrusiones ígneas y hielo glaciar . [22]
El plegamiento de las rocas debe equilibrar la deformación de las capas con la conservación del volumen en una masa rocosa. Esto ocurre mediante varios mecanismos.
El deslizamiento por flexión permite el plegado al crear un deslizamiento paralelo entre las capas de los estratos plegados, lo que, en conjunto, da como resultado una deformación. Una buena analogía es doblar una guía telefónica, donde la conservación del volumen se logra mediante el deslizamiento entre las páginas del libro.
El pliegue formado por la compresión de capas de roca competentes se llama "pliegue de flexión".
Por lo general, se cree que el plegado se produce por simple pandeo de una superficie plana y su volumen de confinamiento. El cambio de volumen se adapta mediante el acortamiento paralelo de las capas, que aumenta en espesor . El plegado según 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 compensarse mediante un deslizamiento por flexión o un acortamiento por cambio de volumen (pandeo), las rocas generalmente se retiran del camino de la tensión. Esto se logra mediante disolución por presión , una forma de proceso metamórfico, en el que las rocas se acortan disolviendo los componentes 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 clivaje plano 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 están plegando determina las características 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 tan fácilmente 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 lugar a huecos 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. A lo largo de millones de años, este proceso es capaz de reunir grandes cantidades de minerales traza de grandes extensiones de roca y depositarlos en sitios muy concentrados. Este puede ser un mecanismo responsable de las vetas. En resumen, al buscar vetas de minerales valiosos, puede 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 el plegamiento de la roca. Por ejemplo, si una unidad de arenisca porosa cubierta con pizarra de baja permeabilidad se pliega en un anticlinal, puede formar una trampa de hidrocarburos , acumulándose petróleo en la cresta del pliegue. La mayoría de las trampas anticlinales se producen como resultado de la presión lateral, que pliega las capas de roca, pero también pueden ocurrir por la compactación de sedimentos. [24]
