Pliegue (geología)

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 aislados individuales o en conjuntos periódicos (conocidos como trenes de pliegues). Los pliegues sinsedimentarios son los que se forman durante la deposición sedimentaria.

Los pliegues se forman bajo variadas condiciones de tensión, presión intersticial y gradiente de temperatura, como lo demuestra su presencia en sedimentos blandos, el espectro completo de rocas metamórficas e incluso como estructuras primarias de flujo 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 el acortamiento de las capas existentes, pero también pueden formarse como resultado del desplazamiento en una falla no plana (pliegue de curva de falla), en la punta de una falla que se propaga (pliegue de propagación de falla), por compactación diferencial o debido a a los efectos de una intrusión ígnea de alto nivel, por ejemplo, por encima de un lacolito.

Terminología de plegado

La rótula de plegado es la línea que une los puntos de máxima curvatura de una superficie plegada. Esta línea puede ser recta o curva. El término línea bisagra también se ha utilizado para esta función.

Una superficie de pliegue vista perpendicularmente a su dirección de acortamiento se puede dividir en porciones de bisagra y de 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 el valle es el punto más bajo. El punto de inflexión de un pliegue es el punto de una extremidad en el que la concavidad se invierte; 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, se denomina plano axial y puede describirse 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 paralelamente a sí misma, genera la forma del pliegue”. (Davis y Reynolds, 1996 después de Donath y Parker, 1964; Ramsay 1967). Un pliegue que puede ser generado por un eje de pliegue se llama 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.

Características descriptivas

Tamaño de plegado

Los pliegues menores se ven con bastante frecuencia en los afloramientos; los pliegues principales 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 hendidura indica la actitud de los planos axiales de los pliegues principales y su dirección de volteo.

Forma de pliegue

Un pliegue puede tener la forma de un cheurón, con extremidades planas que se encuentran en un eje angular, como una cúspide con extremidades curvas, circular con un eje curvo o elíptica con longitudes de onda desiguales.

Tirantez de pliegue

La tensión 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), denominado ángulo entre 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°. Las isoclinas, o pliegues isoclinales, tienen un ángulo entre las extremidades de entre 10° y cero, con extremidades esencialmente paralelas.

Simetría de pliegue

No todos los pliegues son iguales a ambos lados del eje del pliegue. Los que tienen extremidades de longitud relativamente igual se denominan simétricos y los que tienen extremidades muy desiguales son asimétricos. Los pliegues asimétricos generalmente tienen un eje en ángulo con respecto a la superficie original desplegada en la que se formaron.

Orientación y vergencia

La vergencia se calcula en una dirección perpendicular al eje del pliegue.

Clases de estilo de deformación

Los pliegues que mantienen un espesor de capa uniforme se clasifican como pliegues concéntricos. Los que no lo son se denominan pliegues similares. Pliegues similares tienden a mostrar adelgazamiento de las extremidades y engrosamiento de la zona de bisagra. Los pliegues concéntricos son causados ​​por la deformación del pandeo activo de las capas, mientras que los pliegues similares generalmente se forman por alguna forma de flujo de corte donde las capas no son mecánicamente activas. Ramsay ha propuesto un esquema de clasificación para los pliegues que a menudo se utiliza para describir los pliegues de perfil en función de la curvatura de las líneas internas y externas de un pliegue y el comportamiento de los isógonos de buzamiento. es decir, líneas que conectan puntos de igual buzamiento en superficies plegadas adyacentes:

Clase	Curvatura C	Comentario
1	C interior > C exterior	Los isógonos de buzamiento convergen
1A		Espesor ortogonal en la bisagra más estrecho que en las extremidades
1B		pliegues paralelos
1C		Espesor ortogonal en las extremidades más angosto que en la bisagra
2	C interior = C exterior	Los isógonos de buzamiento son paralelos: pliegues similares
3	C interior < C exterior	Los isógonos de buzamiento divergen

Tipos de pliegue

Lineal

• Anticlinal: lineal, los estratos normalmente se alejan del centro axial, los estratos más antiguos en el centro independientemente de la orientación.
• Sinclinal: lineal, los estratos normalmente se sumergen hacia el centro axial, los estratos más jóvenes en el centro independientemente de la orientación.
• Antiforma: lineal, los estratos se alejan del centro axial, edad desconocida o invertida.
• Synform: lineal, buzamiento de estratos hacia el centro axial, edad desconocida o invertida.
• Monoclinal: buzamiento lineal de estratos en una dirección entre capas horizontales a cada lado.
• Yacente: plano axial del pliegue lineal orientado en un ángulo bajo que da como resultado estratos volcados en una extremidad del pliegue.

Otro

• Domo: no lineal, los estratos se alejan del centro en todas las direcciones, los estratos más antiguos en el centro.
• Cuenca: no lineal, los estratos se inclinan hacia el centro en todas las direcciones, los estratos más jóvenes en el centro.
• Chevron: pliegue angular con extremidades rectas y pequeñas bisagras
• Revenimiento: típicamente monoclinal, resultado de compactación diferencial o disolución durante la sedimentación y litificación.
• Ptygmatic: Los pliegues son caóticos, aleatorios y desconectados. Típico de plegamientos sedimentarios, migmatitas y zonas de desprendimiento por desprendimiento.
• Parásito: pliegues de longitud de onda corta formados dentro de una estructura de pliegues de longitud de onda más grande, normalmente asociados con diferencias en el grosor del lecho
• Disarmónico: Pliegues en capas adyacentes con diferentes longitudes de onda y formas.

(Un homoclino involucra estratos que se sumergen en la misma dirección, aunque no necesariamente ningún plegamiento).

Causas del plegado

Los pliegues aparecen en todas las escalas, en todos los tipos de roca, en todos los niveles de la corteza. Surgen de una variedad de causas.

Acortamiento de capas paralelas

Cuando una secuencia de rocas en capas se acorta paralelamente a su estratificación, esta deformación se puede acomodar de varias maneras, 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 plegarse, el estilo de plegado también depende de estas propiedades. Capas competentes gruesas aisladas en una matriz menos competente controlan el plegamiento 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, tales como secuencias de arenisca-lutita, normalmente se producen bandas torcidas, pliegues en caja y pliegues en chevron.

Plegado relacionado con fallas

Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociados con su propagación, desplazamiento y acomodación de deformaciones entre fallas vecinas.

Plegado de curva de falla

Los pliegues por flexión 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 flexión de falla ocurren tanto en fallas extensivas como de empuje. En extensión, las fallas lístricas forman anticlinales de volcamiento en sus paredes colgantes. En los cabalgamientos, los anticlinales en rampa se forman cada vez 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.

Plegado de propagación de fallas

Los pliegues de propagación de fallas o los pliegues de la línea de punta se producen cuando se produce un desplazamiento en una falla existente sin más propagación. Tanto en las fallas normales como en las inversas, esto conduce al plegamiento de la secuencia suprayacente, a menudo en forma de monoclinal.

Plegado por desprendimiento

Cuando una falla de empuje continúa desplazándose por encima de un desprendimiento plano sin más propagación de la falla, se pueden formar pliegues de desprendimiento, típicamente del estilo de pliegue en caja. Estos generalmente ocurren por encima de un buen desprendimiento, como en las montañas Jura, donde el desprendimiento ocurre en evaporitas del Triásico medio.

Plegado en zonas de cizalla

Las zonas de cizallamiento que se aproximan al cizallamiento simple típicamente contienen pliegues asimétricos menores, con una dirección de volcamiento consistente con el sentido general del cizallamiento. Algunos de estos pliegues tienen líneas de bisagra muy curvas y se conocen como pliegues de vaina. Los pliegues en las zonas de cizallamiento pueden ser heredados, formados debido a la orientación de las capas previas al cizallamiento o formados debido a la inestabilidad dentro del flujo de cizallamiento.

Plegamiento en sedimentos

Los sedimentos depositados recientemente son normalmente mecánicamente débiles y propensos a removilizarse antes de que se litifiquen, lo que lleva al plegamiento. Para distinguirlos de los pliegues de origen tectónico, tales estructuras se denominan sinsedimentarias (formadas durante la sedimentación).

Plegamiento por asentamiento: cuando se forman asentamientos en sedimentos poco consolidados, comúnmente sufren plegamiento, particularmente en sus bordes de ataque, durante su emplazamiento. La asimetría de los pliegues de asentamiento se puede utilizar para determinar direcciones de paleospendientes en secuencias de rocas sedimentarias.

Deshidratación: La rápida deshidratación de los sedimentos arenosos, posiblemente provocada por la actividad sísmica, puede causar una cama convoluta.

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.

Intrusión ígnea

El emplazamiento de intrusiones ígneas tiende a deformar la roca 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.

Plegado de flujo

La flexibilidad de las capas de roca se conoce como competencia: una capa competente o lecho de roca 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 profundo, típicamente muestra plegamiento de flujo (también llamado plegamiento pasivo, porque ofrece poca resistencia): los estratos aparecen cambiaron sin distorsiones, asumiendo cualquier forma impresa en ellos por las rocas más rígidas que los rodeaban. Los estratos sirven simplemente como marcadores del plegamiento. Tal plegamiento es también una característica de muchas intrusiones ígneas y hielo glaciar.

Mecanismos de plegado

El plegamiento de las rocas debe equilibrar la deformación de las capas con la conservación del volumen en un macizo rocoso. Esto ocurre por varios mecanismos.

Deslizamiento por flexión

El deslizamiento por flexión permite el plegado al crear un deslizamiento paralelo a las capas entre las capas de los estratos plegados, que, en conjunto, dan como resultado la deformación. Una buena analogía es doblar una guía telefónica, donde la preservación del volumen se acomoda mediante el deslizamiento entre las páginas del libro.

El pliegue formado por la compresión de lechos de rocas competentes se denomina "pliegue de flexión".

Pandeo

Por lo general, se cree que el plegado se produce por el simple pandeo de una superficie plana y su volumen de confinamiento. El cambio de volumen es acomodado por capas paralelas acortando el volumen, que crece en espesor. El plegado bajo este mecanismo es típico de un estilo de plegado similar, ya que las ramas delgadas se acortan horizontalmente y las bisagras engrosadas lo hacen verticalmente.

Desplazamiento masivo

Si la deformación por plegado no se puede acomodar mediante un deslizamiento por flexión o un acortamiento por cambio de volumen (pandeo), las rocas generalmente se eliminan 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 constituyentes 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.

Mecánica de plegado

Los pliegues en la roca se forman en torno al 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 doblan determina las características 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.

Implicaciones económicas

Industria minera

Las capas de roca que se pliegan en una bisagra necesitan adaptarse a grandes deformaciones en la zona de la bisagra. Esto da como resultado huecos entre las capas. Estos vacíos, y especialmente el hecho de que la presión del agua sea 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. Esto puede ser un mecanismo que es responsable de las venas. Para resumir, al buscar vetas de minerales valiosos, podría ser conveniente buscar rocas muy plegadas, y esta es la razón por la cual la industria minera está muy interesada en la teoría del plegamiento geológico.

Industria del aceite

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 contener hidrocarburos atrapados en la cresta del pliegue. La mayoría de las trampas anticlinales se crean como resultado de la presión lateral, plegando las capas de roca, pero también pueden ocurrir por la compactación de sedimentos.