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• Walter Orlando Boñón Alcántara

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA

Escuela Académico Profesional de Ingeniería Geológica

CURSO: “Geología Estructural” TEMA: Pliegues

DOCENTE: Ing°. Lagos Manrique Alejandro

CICLO: V AÑO:

Tercero

INTEGRANTES:  David Humberto, CATAÑEDA SALAZAR.  Ismael, DIAZ MEJIA.  Ronald Smith, MAYTA RODAS. 

Marco, QUIROZ HUACCHA.

 Victor Hugo,PEREZ TARILLO  Lita, VERASTEGUI BECERRA.

Cajamarca Febrero del 2005.

INTRODUCCIÓN

La observación de rocas sedimentarias de la corteza terrestre demuestra que estas son capaces de plegarse sin romperse y a veces todo por lo contrario Ciertas rocas sedimentarias como las arcillas, margas y el yeso presentan una gran plasticidad. La diferencia entre los materiales rígidos y plásticos esta en que en los plásticos el umbral es mayor. Pero si aumentamos la presión a que esta sometida la roca esta tiende a romperse.

ESTUDIO DE LAS DEFORMACIONES 1. Deformación: El esfuerzo causa deformación. Esta puede ser dilatación (cambio de volumen) y distorsión (cambio de forma) o ambas. Cuando hay un cambio en la presión de confinamiento, un cuerpo isótropo es decir, un cuerpo cuyas propiedades mecánicas son iguales en todas direcciones variará de volumen, pero no de forma. 1.1. Tipos de deformación Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la acción de esfuerzos externos. Nosotros no captamos esa deformación, pero sí podemos saber cuándo una roca está deformada. Estudiando la deformación podemos saber cómo han sido los esfuerzos que la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectónica pasada en el lugar.

TRES ETAPAS DE DEFORMACIÓN Deformación elástica: el material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformación desaparece (por ejemplo una goma elástica). Es, por tanto, una deformación reversible. Deformación plástica: la deformación se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformación es irreversible. Deformación frágil: el material se fractura como respuesta al esfuerzo (sería el caso de un vidrio roto). Al igual que la anterior, también es irreversible. Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras geológicas reconocibles, como son: Pliegues, cuando la deformación sufrida por las rocas es de tipo plástica. Los materiales se doblan dándonos idea de qué fuerzas los plegaron.

Fallas y diaclasas son deformaciones frágiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente, hay separación entre las partes fracturadas.

DEFORMACIÓN CONTINUA Esta deformación comienza cuando se

acumula grandes cantidades de

energía elástica. Este proceso de deformación continúa hasta que las rocas alcanzan su límite de deformación elástica. Se produce entonces una ruptura, por el desplazamiento de ambas masas (placas), liberándose la energía acumulada en forma de calor y de ondas sísmicas.

DEFORMACIÓN DISCONTINUA Cuando la deformación continua sobrepasa un cierto limite hay ruptura pero esta •

Si se trata de pliegues por deformación de charnela, se forman generalmente en el techo de los anticlinales, es decir en las partes sometidas a estiramiento, grietas perpendiculares al eje mayor de las elipses es decir perpendicular al estrato mientras que en la parte inferior de los mismos

•

anticlinales está afectada por fallas inversas.

ESTUDIO DE LA DEFORMACIÓN EN UNA SUCESIÓN DE ESTRATOS FORMA GENERAL DEL PLEGAMIENTO

Por construcción, el radio de curvatura de los estratos varía cuando se pasa de un estrato a. otro; en los sinclinales hacia arriba. La forma de un pliegue isopaco varia por tanto según el nivel de referencia considerado. Además, cualquiera que sea el tipo de plegamiento, los estratos se deslizan unos sobre otros, Este deslizamiento es .máximo en el caso de un pliegue por deformación de charnela misma; puesto que las partes superiores de los estratos, estiradas, están en contado con las partes inferiores acortadas; este deslizamiento aumenta después cuando se aleja, de las charnelas para alcanzar su valor máximo en los flancos de pliegue; el sentido del deslizamiento es simétrico con respecto al pliegue en los anticlinales, el banco superior se desplaza siempre hacia, la charnela. Puede calcularse este valor del deslizamiento; depende del radio de curvatura, de !a potencia de los estratos v de la deformación continua en el interior de ¡os estratos.

Fig. 1.- Esquena mostrando la diferencia entre el deslizamiento blanco sobre banco en un pliegue por deformación de charnela en otro por (deformación de flanco.

Fig.2.- Disposición de las estrías debido al deslizamiento banco sobre banco, con indicación de desplazamiento en los dos flancos del pliegue. Obsérvese que la capa mas moderna se desplaza siempre hacia la charnela anticlinal, lo que permite distinguir un flanco normal de un flanco

invertido.

Fig 3.- Explicación de la génesis de estrías oblicuas en el eje del pliegue

En el caso de un pliegue por deformación de flanco, el deslizamiento es nulo en charnela y máximo en los blancos, pero menos importante que en el caso presente. Estos deslizamientos banco sobre banco se manifiestan generalmente por estrías; éstas son perpendiculares al eje del pliegue. Cuando los estratos estaban horizontales antes del plegamiento las estrías son oblicuas. Conviene señalar que gracias al sentido del deslizamiento banco sobre banco, se puede localizar los ejes anticlinales; este criterio puede ser por tanto servir para determinar la polarizad de las capas verticales y de las capas inclinadas. Como el radio de curvatura de los estratos aumenta hacia la base en los anticlinales, este radio de curvatura acaba por ser nulo, el estrato dibuja un punto de flexión y podemos preguntarnos cual seria entonces

la geometría de los

pliegues.

Fig 4: Esquema

ilustrando

las

propiedades

geométricas

del

plegamiento isopaco. 1) Disposición teórica de los estratos por debajo del punto de inflexión. 2) Núcleo anticlinal con repliegues. 3) Núcleo anticlinal con fallas inversas.

Fig 5: Pliegue isopaco con

núcleo

afectado

por

una

esquistosidad.

Se observa que en una zona triangular los estratos se ínter penetran, como una tal disposición es evidentemente imposible de realizar, Los estratos deberán comportarse de una forma nueva. Habitualmente reacciona adquiriendo charnelas suplementarias, es decir replegándose, o fracturándose, es decir siendo afectados por fallas; generalmente intervienen lo dos fenómenos. De este modo un pliegue isopaco se complica necesariamente hacia la base: conviene señalar además que mas allá del punto de inflexión el plegamiento no es isopaco, puesto que los estratos no permanecen paralelos entre si; por tanto no solamente se complica el plegamiento sino que cambia de mecanismo. Es así como el núcleo de un pliegue isopaco puede llegar a ser muy anisó paco y aparecer la esquistosidad, se encuentra corrientemente pliegues por flexión y aplanamiento. Si en lugar de plegar una serie homogénea plegamos una sucesión de estratos de propiedades mecánicas

diferentes y potencias distintas, las complicaciones

aparecen tanto más fáciles como más plásticas y más finamente estratificadas estén las rocas.

Fig.6 .-Ejemplo de desarmonía entre calizas y margas muy plegas en un anticlinal Fig.7 .-Esquema explicando la formación de micro pliegues de arrastre.

Por ejemplo si tenemos un nivel de calizas en bancos gruesos sobre niveles margo-calizos

en

bancos

pequeños,

podrán

aparecer

bruscamente

complicaciones en el núcleo del pliegue apartir de este limite litológico, a lo largo del cual los deslizamientos banco sobre banco serán entonces más importantes. Se dice que hay entonces una desarmonía entre la parte interna y externa del

pliegue.

Fig. 8 Esquema ilustrando la noción de despegue. Obsérvese que a lo largo de la superficie de despegue, la importancia del desplazamiento aumenta progresivamente de izquierda a derecha. Fig. 9 Ejemplo de pliegues disarmóicos. Conclusiones: Por Tanto se observa que la forma de los pliegues isopacos varia tanto en función de la profundidad como de la litología y no es prácticamente posible dibujar correctamente un pliegue isopaco sin conocer la naturaleza litológica exacta de la serie afectada. Cuando la serie litológica es variada y contrastada pueden aparecer toda una serie de complicaciones. De este modo, si un nivel plástico ésta situado entre dos niveles competentes, el nivel plástico podrá micro plegarse y los otros dos niveles no (Fig. 7); la forma de los micro pliegues no es al azar; son siempre vergentes hacia la charnela anticlinal, es decir conforme con el par desarrollado por el deslizamiento banco sobre banco. Si el nivel plástico es muy potente, puede suceder que exista una desarmonía completa entre los pliegues complejos que afectan a este nivel y su sustrato rígido (Fig.8). Se dice entonces que la serie plástica esta despegada de su sustrato. Las superficies de despegue son frecuentes cuando el plegamiento es intenso; están asociados entonces a desarmonías (Fig.9).

LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLOGICOS La variedad de pliegues es evidentemente muy grande y no es posible estudiar el plegamiento sin introducir subdivisiones en este gran conjunto. Las subdivisiones más claras se basan a la. vez en la geometría de pliegues y en los mecanismos del plegamiento. Al definir los niveles estructurales hemos visto que los mecanismos de la deformación varían con la profundidad y que bajo el nivel estructural superior, dominio de las fallas, se tiene sucesivamente pliegues originados por flexión luego por aplanamiento y después por flujo. Estos mecanismos han servido para definir diferentes tipos de pliegues. Examinaremos sucesivamente estos tres tipos elementales de pliegues: 1_ Pliegues por flexión y deslizamiento. 2 – Pliegues por aplanamiento. 3_ Pliegue por flujo. Luego algunos tipos mas complejos y más próximos a la realidad: 4_ Pliegue por flexión y cizallamiento. 5 _ Pliegue por flexión y Aplanamiento. Finalmente, algunos casos particulares: 6 _ knick y pliegue en chevron.

Representación de pliegues Los pliegues se representan mediante una línea que marca la intersección del plano axial con la superficie del terreno, y unos símbolos (normalmente flechas) que nos indican el tipo de pliegue: sinclinal o anticlinal. Si es un pliegue anticlinal las flechas divergen desde la traza de la línea axial; por el contrario, si el pliegue es un sinclinal las flechas convergen en un punto central. Las flechas señalan hacia donde buzan los flancos de la estructura plegada. En el caso en que los estratos que conforman uno de los flancos del pliegue estén en posición invertida en vez de normal (ver concepto de buzamiento invertido), los símbolos son diferentes. De esta forma podemos diferenciar pliegue anticlinal con flanco invertido y pliegue sinclinal con flanco invertido. en ambos casos los estratos que definen los flancos de los pliegues buzan en el mismo sentido, uno de ellos en posición normal y el otro invertido.

Pliegues y plegamientos, en geología, curvaturas en rocas o en los estratos que las contienen.

La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales o próximos a la horizontalidad. Sin embargo, cuando hoy los observamos no sólo están solidificados, sino que suelen estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno.

Al sufrir presión las rocas se pliegan o sufren un plegamiento, denominándose a cada unidad de plegamiento pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenco, o sinclinales. Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros.

Un pliegue aislado es una ondulación definida por la curvatura máxima de los estratos. La charnela es la línea que une los puntos de máximo plegamiento en cada capa. El plano axial reúne estas líneas definidas en sucesivas capas. El eje es cualquier línea del lecho paralela a la línea de ondulación. Cuando el eje se inclina desde la horizontalidad se dice que se sumerge. En los pliegues erguidos, los planos axiales son verticales, mientras que en los reclinados se inclinan o

buzan y son subhorizontales. En estos últimos, el flanco superior puede desprenderse empujando al inferior y forman una estructura conocida como manto, común en los Alpes o en los Pirineos.

El espesor de un lecho medido en el plano perpendicular a la superficie de estratificación se mantiene constante alrededor de un pliegue paralelo. Este grosor normal varía junto a un pliegue similar y es constante en direcciones paralelas a las superficies axiales. Las capas en un conjunto de pliegues paralelos pueden aparecer como arcos de circunferencia y, en este caso se dice que el plegamiento es concéntrico. Los pliegues similares y concéntricos tienen una simetría sencilla y fija. Algunos plegamientos, en especial los de rocas metamórficas muy alteradas se denominan ptigmáticos; son muy variables y tienen cambios en la forma o en la orientación de las ondulaciones o de las superficies axiales.

Pliegues y plegamientos, en geología, curvaturas en rocas o en los estratos que las contienen. La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales o próximos a la horizontalidad. Sin embargo, cuando hoy los observamos no sólo están solidificados, sino que suelen estar inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno. Al sufrir presión las rocas se pliegan o sufren un plegamiento, denominándose a cada unidad de

plegamiento pliegue. Los pliegues superiores con forma abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en forma de cuenco, o sinclinales. Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a seno) y altura (de cresta a seno). Pueden ser microscópicos o tener longitudes de kilómetros. Un pliegue aislado es una ondulación definida por la curvatura máxima de los estratos. La charnela es la línea que une los puntos de máximo plegamiento en cada capa. El plano axial reúne estas líneas definidas en sucesivas capas. El eje es cualquier línea del lecho paralela a la línea de ondulación. Cuando el eje se inclina desde la horizontalidad se dice que se sumerge. En los pliegues erguidos, los planos axiales son verticales, mientras que en los reclinados se inclinan o buzan y son subhorizontales. En estos últimos, el flanco superior puede desprenderse empujando al inferior y forman una estructura conocida como manto, común en los Alpes o en los Pirineos. El espesor de un lecho medido en el plano perpendicular a la superficie de estratificación se mantiene constante alrededor de un pliegue paralelo. Este grosor normal varía junto a un pliegue similar y es constante en direcciones paralelas a las superficies axiales. Las capas en un conjunto de pliegues paralelos pueden aparecer como arcos de circunferencia y, en este caso se dice que el plegamiento es concéntrico. Los pliegues similares y concéntricos tienen una simetría sencilla y fija. Algunos plegamientos, en especial los de rocas metamórficas muy alteradas se denominan ptigmáticos; son muy variables y tienen cambios en la forma o en la orientación de las ondulaciones o de las superficies axiales.

Pliegues de las rocas

Rocas plegadas Los geomorfólogos estudian la forma de la superficie terrestre y los distintos procesos que transforman los paisajes. Por ejemplo, cuando porciones grandes de la corteza se desplazan de forma lateral, crean fuerzas enormes de compresión que pueden plegar e incluso romper las rocas. Aquí, las capas de roca sedimentaria muestran un pliegue anticlinal donde las capas se inclinan hacia abajo.

foto: E. Fitz El detalle muestra la deformación en las diferentes capas del pliegue; en las capas más delgadas hay una mayor deformación en relación a las capas gruesas, lo cual permite que la superficie axial del pliegue tenga una forma irregular, es decir, es menos inclinada en zonas de mayor deformación.Filitas calcáreas cretácicas de Valle de Bravo, Edo. de México.

foto: E. Fitz Pligues en los flancos de un antiguo pliegue isoclinal, se observa el paralelismos entre los planos axiales de los pliegues (con charnelas hacia arriba y hacia abajo) y una foliación S2 espaciada en la esquina inferior derecha de la fotografía. Filitas carbonosas cretácicas, Valle de Bravo, Edo. de México.

foto: G. Tolson Pliegues en esquistos pelíticos y diques pegmatíticos del Complejo Xolapa en su localidad tipo: la Barranca del Xolapa. Se pueden reconocer dos generaciones de pliegues; una primera que afecta a las rocas pelíticas y otra que afecta tanto a las metapelitas como a los diques que intrusionan.

PARTES DE UN PLIEGUE Charnela La charnela es la línea que une los puntos de máxima o mínima altura en cada capa, es decir, de máxima curvatura del pliegue, donde los estratos cambian el buzamiento. Un pliegue puede tener más de una charnela o ninguna, ejemplo de este último caso se presenta cuando el pliegue es un semicírculo. Plano axial El plano axial es aquel que une las charnelas de todas las capas de un pliegue, es decir, el que divide al pliegue tan simétricamente como sea posi

Eje axial El eje axial es la línea que forma la intersección del plano axial con la charnela. Flanco Los flancos son los planos inclinados que forman las capas, o sea los laterales del pliegue situados a uno y otro lado de la charnela. Se dice que un pliegue es simétrico cuando posee los flancos iguales e igualmente inclinados; y asimétricos cuando tiene sus planos desiguales. Cresta La cresta es la línea que une los puntos más altos de un pliegue. Valle El valle es la línea que une los puntos más bajos de un pliegue. Núcleo El núcleo es la parte más interna de un pliegue. Dirección La dirección es el ángulo que la línea de intersección del estrato forma con el plano horizontal, tomado con respecto al polo Norte magnético. Buzamiento El buzamiento (o inclinación) es el ángulo que forma el plano del estrato con la horizontal. Ángulo de vergencia El ángulo de vergencia es aquel que forma el plano axial con la horizontal. Indica el sentido en que se inclina el plano axial.

PLIEGUE ISOPACO .Son pliegues con estratos o unidades litológicas de igual espesor PLIEGUE POR FLEXÍÓN Y DESLÍZAMÍENTO O PLIEGUEISOPACO Llamado a este modo a todo el pliegue que afecta a todo tipo de rocas estratificadas, que conserva constante la potencia de los estratos y que va acompañado por un deslizamiento de los estratos

banco sobre banco. como

.Como el carácter geométrico. ESTUDIO DE LA DEFORMACIÓN DE UN ESTRATO DEFORMACIÓN CONTINUA Si se considera un estrato determinado, se puede plegar manteniendo

SU

potencia constante de dos formas muy diferentes se pueden deformar como se doblan las hoja s de un libro, igualmente se puede deformar al igual que se deforma una regla de plástico aproximado sus dos extremos en el primer caso la deformación será mínima en la charnela y máxima en los flancos del pliegue en el segundo caso será al revés se puede distinguir un plegamiento por deformación de flanco y otro por deformación de charnela . Tenemos

Son los diferentes modos de formación de un pliegue isopaco:  Por deformación de flanco  Por deformación de charnela  De tipo intermedio 1

Deformación continua en un pliegue por deformación de charnela Deformación continúa por deformación de flanco.

DEFORMACION DISCONTINUA Cuando la deformación continúa sobrepasa un cierto limite hay ruptura, pero esta tendrá disposiciones diferentes según el tipo de flexión. Si se trata de pliegues por deformación de charnela, se forma generalmente en el techo de los anticlinales es decir es decir en las partes sometidas a estiramiento En la parte inferior de los mismos anticlinales están formada por fallas inversa en los sinclinales la la deposion es inversa.

El primero es la disposición de las grietas de las fracturas que se producen el las charnelas de pliegues por deformación de charnela. El segundo es un ejemplo de pliegues por deformación de charnela sus grietas se llenan de cuarzo POR EL ESPESOR DE SUS CAPAS Isópacos o concéntricos: el espesor de cada estrato no varía a lo largo del pliegue. Se atribuye su origen a esfuerzos de tipo flexión. Anisópacos o similares: el espesor es mayor en la zona de charnela y menos en los flancos. Su origen es por compresión

PLIEGUES POR APLANAMIENTO Llamado así a todo pliegue que se forma como consecuencia de un aplanamiento generalizado de la materia, produciéndose sin intervención apreciable de cizallamiento o de la flexión y que se manifiesta por un acortamiento perpendicular al plano de aplanamiento No se conserva la potencia de los estratos esta siempre en presencia de pliegue anís opaco, pero nunca perfectamente similares es raro encontrar pliegues en los que solo ha intervenido el aplanamiento, en efecto esta generalmente combinado con la flexión o el flujo. MODALIDADES DE APLANAMIENTO Los estratos horizontales cuando son sometidos a un aplanamiento se deforman conciderablemente ya que esto es evidente que el valor del aplanamiento no puede permanecer perfectamente constante sobre grandes distancias varía a una cierta escala .los estratos pierden su horizontalidad y se forman pliegues se el aplanamiento es heterogéneo tenemos.

Deformación de un cubo por aplanamiento homogéneo (1) y heterogéneo (2) Esto depende de la forma en que varié el aplanamiento. GEOMETRIA DEL PLIEGUE DE APLANAMIENTO Si el aplanamiento es heterogéneo varia la potencia de los estratos medida paralelamente al plano.se tienen entonces pliegues anisopacos. El plano de aplanamiento puede evidentemente ser oblicuo a la estratificación: se obtienen entonces pliegues asimétricos. Si el pliegue de aplanamiento varia el aplanamiento de forma irregular se forma micropliegues estos son disimétricos en cada flanco.

Esquema mostrado como un pliegue de aplanamiento heterogéneo puede provocar la formación de un pliegue similar en los estratos suprayacentes

Esquema mostrado la forma de pliegues de aplanamiento perpendicular (1), oblicuo (2) o paralelo (3) a la estratificación.

Micropliegues debido a una variación irregular del aplanamiento

PLIEGUE POR FLUJO: Llamamos así a todo pliegue

que se forma sin que se produzca un acortamiento

perpendicular al plano axial, se origina como consecuencia de un flujo continuo o discontinuo que permanece paralelo a la dirección determinada. MECANISMOS DE LA DEFORMACIÓN: Si la deformación es continua

los

flancos del pliegue están sometidos a un

deslizamiento continuo y si la deformación es discontinua se tiene una serie de planos de deslizamiento paralelos entre ellos. GEOMETRÍA DEL PLEGAMIENTO: La forma del pliegue depende de cómo se realice el flujo, si no varía mas que en una sola dirección se obtienen los pliegues cuyos ejes son perpendiculares a esta dirección. CONDICIONES FÍSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO: Para que puedan formarse Pliegues de Flujo es necesario que las rocas se comporten como líquidos. Las rocas pueden por tanto ser afectadas por pliegues de Flujo mucho antes de alcanzar su punto de fusión. PLIEGUE POR FLEXIÓN Y CIZALLAMIENTO Con frecuencia sucede que la flexión se produce al mismo tiempo que el cizallamiento. Cuando un pliegue isopaco sufre un acortamiento cada vez mayor se puede alcanzar su punto de ruptura, entonces algunas partes del pliegue están afectadas por fallas. Las fallas pueden también preceder al plegamiento isopaco. Las fallas vuelven a jugar entonces a la vez que se producen el plegamiento. Por lo general sucede que en este caso el pliegue isopaco se amolda a la falla y se obtiene por tanto una falla- pliegue PLIGUE POR FLEXION Y APLANAMIENTO Se produce únicamente aplanamiento cuando tenemos series sedimentarias heterogéneas con litologías diversificadas que es el caso más general, la flexión precede o acompaña siempre al aplanamiento por eso interviene siempre estos dos mecanismos. LA FLEXION PRECEDE AL APLANAMIENTO Gracias a simple criterios geométricos de los pliegues si el aplanamiento que superpone al aplanamiento isopaco es heterogéneo resulta evidente a los pliegues de geometría mas complicada. Si existe una alternancia de niveles de propiedades mecánicas deferentes y que el aplanamiento sea netamente mas importante en uno de los niveles necesariamente resulta una perturbación de los planos de aplanamiento.

LA FLEXIONES CONTEMPORANEA DEL APLANAMIENTO. Si se comprime una serie formada por rocas de propiedades muy diferentes por Ejm., margas y cuarcitas, puede suceder que las margas estén afectadas por un aplanamiento, mientras que simultáneamente las cuarcitas se pliegan por flexión.

Cuando el plegamiento es intenso los pliegues al nivel de las margas son menos intensos que al nivel del banco de cuarcitas. Deferentes perturbaciones que se presentan en los pliegues isopacos y en el núcleo de los anticlinales el valor del aplanamiento aumenta mientras que el techo de los mismos se produce lo contrario.

El contraste litológico entre diferentes niveles existentes depende de la forma exacta de los pliegues de importancia relativa de flexión y aplanamiento. el ángulo de estratificación y el plano de aplanamiento condiciona directamente la forma de los pliegues el ángulo es próximo a los 90 pliegues simétricos si se aleja tendremos pliegues asimétricos y mientras mas se aleja son mas asimétricos. KNICK Y PLIEGUE EN CHEVRON KNICK

es un término alemán para pliegues simétricos, de pequeño tamaño cuyo radio de

encorvatura es nulo o muy pequeño, y cuyos flancos y planos axiales son planos. El material plegado siempre es anisótropo, en general si trata de esquistos. Los pliegues pueden estar aislados o muy espaciados, hablamos ent5onces con frecuencia de microplegamientos en acordeón (pliegue chevron) en los cuales se forman vacíos triangulares entre dos estratos. Los pliegues pueden estar aislados o muy espaciados, hablamos entonces con frecuencia de microplegamientos en acordeón (pliegue chevron) en los cuales se forman vacíos triangulares entre dos estratos.

MECANISMO DEL KNICK KNICK aislado puede formarse por desplazamiento siempre o por rotación o por combinación de estos mecanismos Los Knick. Se originan con una anchura infinitesimal y se ensanchan progresivamente por migración de las superficies axiales.

MECANISMO DEL PLIEGUE EN CHEVRON -

Los estratos se deslizan unos sobre otros.

-

Formula para calcular el valor de este deslizamiento

-

Dezl =

AB  eTg

Pero como no hay ruptura de los bancos el desplazamiento es menos importante en efecto estas charnelas provocan un deslizamiento en sentido inverso igual al arco BC entonces la

cantidad total de deslizamiento es igual: Donde: e = Buzamiento



= Longitud de los flancos del pliegue

Los pliegues en chevron no tienen generalmente buzamiento superior a 60º PLIEGUES DISARMÓNICOS Características generales. Plegamiento disarmónico es un término general. que significa que la continuación de un pliegue hacia abajo no es ni concéntrica ni similar. Su forma más acusada es cuando el pliegue muere hacia abajo muy rápidamente y forma una «arruga» por encima de una superficie plana no alterada; las capas por encima del horizonte no alterado se han plegado independientemente de su base. Hay toda clase de transiciones entre este caso extremo de desarmonía y el caso de un pliegue en el que se nota una ligera diferencia en la forma entre las capas de encima. La capa en la que ha tenido lugar la desarmonía entre la capa de encima y la subyacente es siempre un miembro no compacto en relación con su muro y techo. En esta capa no compacta el plegamiento es diferente del de las partes compactas - flencia en el caso de capas de sal. Plegamiento de crucero con fallas en el caso de pizarras o arcillas ordinarias. El plegamiento concéntrico conduce invariablemente al despegue y por ello al plegamiento disarmónico. Y como la erosión tiene que actuar en profundidad dentro de las estructuras para descubrir su naturaleza disarmónica. Distrito carbonífero del Ruhr. El plegamiento disarmónico se desarrolla a menudo en el flanco de una estructura concéntrica. En la figura 170. un cabalgamiento en el flanco de un anticlinal concéntrico, la estructura Wattenscheider, tiene su origen en un sistema de planos de cizalla oblicuos que se desarro llan en un último estado del proceso de plegamiento. Donde el plano de cabalgamiento corta las capas Hugo y Robert en la parte alta del anticlinal, notamos una arruga extra que precedió al empuje (capas b y e de la fig. 170). El plano de talla corta muy oblicua mente el flanco izquierdo.

En otros ejemplos se detiene con frecuencia. en una capa particular, tomando parte en el plegamiento concéntrico del flanco. En tales casos se puede decir que la dirección del deslizamiento a lo largo de las capas del flanco, debido al plegamiento concéntrico, corta al anticlinal en vez de seguir su curvatura. Esto ocurrirá si el plegamiento ha avanzado tanto que el flanco tiene un buzamiento igualo mayor de 45' y los planos de deslizamiento de la capa del flanco coinciden con la dirección de cizalla oblicua potencial, oblicua al esfuerzo lateral general. De esta forma aparece un pequeño

pliegue disarmónico, por ejemplo, en la cúspide de. un pliegue

mayor (figs. 170. 171 Y 172). o a veces en el flanco (Fig. 173). Un caso análogo se representa en la sección de la figura l71. Donde se encuentra la misma clase de estructura en un sinclinal. La desarmonía es algo más pronunciada que en la figura 170. Los numerosos planos de fallas oblicuos de este corte son paralelos a un conjunto de diminutos planos de cizalla. Que a su vez son oblicuos al plano de despegue del pliegue disarmónico; el último coincide con el plano de la capa de la estructura superior. El engrosamiento de los estratos en la cresta del pliegue disarmónico es del tipo crucero oblicuo que hemos llamado plegamiento en Z.

- -" ..,..,

. El movimiento de cabalgamiento se ha concentrado para ambas estructuras en el mismo plano de a inversa y los dos pliegues disarmónicos se compensaron entre si. Como se ve en la figura 172. Un pliegue disarmónico muy parecido. Expuesto en los pozos de una de las minas de carbón Alemanas (fig. 173). Presenta su desarrollo sobre el flanco tendido de un anticlinal.

.

En la figura 174. Se representa otra clase de desarmonía , que se produce, no por la prolongación del deslizamiento a lo largo de la capa más allá de su propio sitio, sino por la formación de un pliegue sinclinal en acordeón , que a morir en el flanco tendido.

.

. MICROPLIEGUES, MACROPLIEGUES y FALLAS Con objeto de demostrar, el carácter completo de un pliegue natural, vamos a ver un ejemplo de micropliegue de una muestra de caliza con horizontes interestratificados de sílex, C1oos a llegado a la conclusión de que el complejo fenómeno de compresión. Cizallamiento y tracción, cada uno de ellos actuando en diferentes direcciones, que juntos son responsables de la forma final que adopta el pliegue.

Micropligue estrecho en caliza con bandas de sílex.

En

este pliegue la caliza , es la roca incompetente y el sílex la competente; en la sección ,la primera cubre una superficie bastante mayor que las relativamente delgadas bandas de sílex. Si observamos la figura 237 veremos que la charnela anticlinal de la triple banda de sílex. c. ha ascendido verticalmente una distancia relativamente grande sobre la triple banda, b , del mismo material. Esto significa que ha habido un considerable deslizamiento de la banda caliza B. Al mismo tiempo, el esfuerzo lateral ha comprimido, fuertemente el pliegue de c sobre el de b. pero la banda de sílex, d, no muestra en su flanco esta abolladura , sino que permanece más o menos recta. Hacia el exterior de c la abolladura ha quedado rellenada por un engrosamiento local de la caliza C. En la banda de sílex a se observa una abolladura semejante. La banda de sílex b muestra en su flanco izquierdo una repetición a lo largo de una falla inversa vertical. Paralela al plano axial , que también indica el mismo movimiento ascendente que la banda c experimentó con relación a la b. En este mismo t1anco se observa una serie de fallas subparalelas en escalón , más o. menos perpendicular a la estratificación , que pueden ser interpretados como diaclasas de rotación verticales debidas a un par actuando paralelamente a la capa , que ha dado lugar a un determinado giro

de los bloques sueltos. En la charnela anticlinal de b observamos un pequeño cabalgamiento de cresta, debido al mismo movimiento ascendente que en la falla inversa del flanco izquierdo.

La banda de sílex c muestra muchas peculiaridades. En su charnela, el horizonte superior de los tres , que la constituyen, presenta una falla inversa, del mismo tipo que la de la banda b; el horizonte medio presenta bonitas grietas de tracción. En el flanco izquierdo lo más sobresaliente es la ruptura, debida a incremento de compresión sobre la charnela de b. La banda de sílex ha quedado troceada en pequeños bloques. Bajo la abolladura, la banda c aún muestra su curvatura hacia la charnela anticlinal original. adquirida antes del movimiento ascendente posterior.

Algo más lejos, aún en el flanco izquierdo, la banda c presenta una serie de pequeñas fallas directas, que dan testimonio de la tensión a que ha estado sometida y que, posteriormente, tuvo como resultado la oleada ascendente. En el flanco derecho se observan fracturas de tracción semejantes y movimiento a lo largo de fallas directas. En las calizas B y C hay muchas líneas fluidales paralelas a la estratificación y un sistema de diaclasas de cizallamiento, que forman ángulos de 60-65° con el plano axial, o de 20-25", con la dirección del esfuerzo; algunas de estas líneas de la caliza continúan en las bandas de sílex en forma de fallas de compensación. El rasgo más interesante de la deformación de la caliza quizá sea el plegamiento de arrastre de un delgado horizonte silíceo que se encuentra en la banda B. Los ejes de los pliegues de arrastre son aproximadamente paralelos al plano axial, tienen la forma asimétrica convencional y son como la réplica, en la caliza, de las diaclasas equivalentes de la banda de sílex. En resumen, los diferentes tipos de deformación observados nos permiten sacar las

siguientes conclusiones: 1) Las bandas de sílex han reaccionado al esfuerzo deformador por medio de fracturas, diaclasas, etc., y la caliza en, forma fluida!. 2) Las bandas de sílex muestran: a) Fracturas de tracción en la charnela anticlinal b) Diaclasas de rotación en los flancos c) Fracturas de tracción y fallas directas en los flanco. 3) La caliza muestra: a) Líneas de flujo paralelas a la estratificación b) Pliegues de arrastre c) Trazas generales de diaclasas de cizallamiento La estructura de conjunto pone en evidencia: a) plegamiento concéntrico (líneas de flujo en la caliza, diaclasas de rotación en el sílex); b) plegamiento de crucero (pliegues de arrastre en la caliza, elevación disarmónica de la porción superior del pliegue acompañada de fallas en el flanco y en la cresta); e) tracción paralela a la estratificación (diaclasas de tracción y fallas directas, en el sílex, y adelgazamiento de la caliza), y d) cizallamiento (diaclasas de la caliza a 20-25" con respecto a la dirección de esfuerzo) independiente del mecanismo de plegamiento. Todas estas manifestaciones de tensiones y esfuerzos señalan perfectamente una forma determinada del campo general de fuerzas, a saber, compresión horizontal.

LA RELACION DE MICROPLIEBURES A LAS GRANDES ESTRUCTURAS Los pocos ejemplos de micropliegues que anteceden bastan para demostrar la analogía fundamental entre micropliegues y macropliegues. Entonces concluímos que la muy estrecha semejanza entre unos y otros nos proporciona la oportunidad de estudiar el plegamiento y las fallas de una muestra de micropliegue y de aplicar las conclusiones obtenidas a la deformación tectónica general. El procedimiento está sujeto, sin embargo, a ciertas limitaciones, ya que siendo la masa de un micropliegue mil veces más pequeña que la de un macropliegue, la influencia de la gravedad será mucho menos importante y la morfología general puede diferir considerablemente. .

FIG. .241.

Sección a través del macizo de Pelvoux,

Alpes occidentales. La importancia de la analogía descansa mucho más en la relación entre fallas y plegamiento que en la comparación de formas. En el plegamiento de crucero de un micropliegue, por ejemplo,

se observan, con frecuencia, planos de crucero con deslizamiento diez o cien veces mayor que el normal. Pelvoux (fig. 241). El minucioso estudio de micropliegues revelará, probablemente, muchas de estas analogías, y combinado con un análisis microscópico de la orientación preferente de los minerales, en las rocas metamórficas, podría darnos una base mucho más firme para la petrología estructural.