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Un pliegue es una ondulación que ocurre durante la deformación dúctil de las rocas (Twiss & Moore, 1997).
Los pliegues pueden observarse a cualquier escala y son una de las estructuras geológicas más importantes, pues permiten obtener una gran cantidad de información sobre el proceso de deformación que los creó. Esta importancia se ve reflejada en los innumerables trabajos realizados sobre ellos y en la gran variedad de propuestas para su análisis y descripción.
El primer paso para poder describir y medir correctamente la geometría de un pliegue consiste en conocer las partes que lo comprenden:
Núcleo. Zona interna de la superficie del plegamiento en la zona de la charnela.
A continuación se mostrarán algunas de las clasificaciones generales que permiten realizar una descripción básica de los pliegues.
Clasificar los pliegues según su morfología implica realizar una descripción de la geometría de éstos con base en ciertos parámetros (sentido de curvatura, posición espacial, ángulo interlimbo y simetría, entre otros). Es importante resaltar que estos parámetros no son excluyentes sino complementarios, es decir, cuando se trabaja con pliegues deben hacerse anotaciones sobre cada uno de estos factores con el fin de obtener una descripción tan completa como sea posible.
La clasificación según el sentido de curvatura permite describir el pliegue según se dobla hacia arriba o hacia abajo, teniendo en cuenta si se conoce, o no, la edad o posición relativa de las capas que lo componen.
Un sinforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba, quedando la charnela en la parte más baja (Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o posición relativa original entre los estratos . Puede observarse que el término sinforme se relaciona únicamente con la forma en la que las capas se doblan.
Un antiforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo, quedando la charnela en la parte más alta (Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o posición relativa original entre los estratos. Puede observarse que el término antiforme se relaciona únicamente con la forma en la que las capas se doblan.
Un sinclinal es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran sobre las más antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004). Puede observarse que el término sinclinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se doblan, como con la posición relativa de las capas según su edad (absoluta o relativa).
Un anticlinal es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran sobre las más antiguas (rocas más antiguas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004). Puede observarse que el término anticlinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se doblan, como con la posición relativa de las capas según su edad (absoluta o relativa).
Un anticlinal sinforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo las más antiguas (rocas más antiguas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004).
Un sinclinal antiforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo las más antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004).
Término empleado para definir un sinforme o sinclinal regional compuesto por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996). En conclusión, un sinclinorio es un pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define una estructura sinforme.
Término empleado para definir un antiforme o anticlinal regional compuesto por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996). En conclusión, un anticlinorio es un pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define una estructura antiforme.
Un pliegue se clasifica como normal cuando el buzamiento de su plano axial es vertical o subvertical (β ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es horizontal o subhorizontal (γ ≤ 10°).
Un pliegue se clasifica como vertical cuando el buzamiento de su plano axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son verticales o subverticales (β ≥ 80° – γ ≥ 80°).
Un pliegue se clasifica como recumbente cuando el buzamiento de su plano axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son horizontales o subhorizontales (β ≤ 10° y γ ≤ 10°).
Un pliegue se clasifica como inclinado cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es horizontal o subhorizontal (γ ≤ 10°).
Un pliegue se clasifica como vertical con cabeceo cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo (β ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave, moderado o pronunciado (10°≤ γ ≤ 80°).
Un pliegue se clasifica como recostado cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es moderado o pronunciado (45°≤ γ ≤ 80°).
Un pliegue se clasifica como inclinado con cabeceo cuando el buzamiento de su plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave o moderado (10°≤ γ ≤ 45°).
Tabla resumen: clasificación de los pliegues según su posición espacial
| Tipo de pliegue | Buzamiento plano axial (β) | Plunge o cabeceo eje axial (γ) |
|---|---|---|
|
Normal |
β ≥ 80° |
γ ≤ 10° |
|
Vertical |
β ≥ 80° |
γ ≥ 80° |
|
Recumbente |
β ≤ 10° |
γ ≤ 10° |
|
Inclinado |
10° ≤ β ≤ 80° |
γ ≤ 10° |
|
Vertical con cabeceo |
β ≥ 80° |
10° ≤ γ ≤ 80° |
|
Recostado |
10° ≤ β ≤ 80° |
45° ≤ γ ≤ 80° |
|
Inclinado con cabeceo |
10° ≤ β ≤ 80° |
10° ≤ γ ≤ 45° |
Los pliegues pueden clasificarse midiendo la apertura de su ángulo interlimbo en (Fossen, 2010):
| Tipo de pliegue | Ángulo interlimbo |
|---|---|
|
Isoclinal |
0° - 30° |
|
Cerrado |
30° - 70° |
|
Abierto |
70° - 120° |
|
Suave |
120° - 180° |
Un pliegue puede ser descrito según su simetría con respecto al plano axial (Fossen, 2010):
Se dice que un pliegue es simétrico cuando su superficie envolvente es aproximadamente perpendicular (±10°) a su plano axial (Van der Plujim & Marshak, 2004).
Se dice que un pliegue es asimétrico cuando su superficie envolvente no es aproximadamente perpendicular a su plano axial (ángulo entre envolvente y plano axial < 80°; Van der Plujim & Marshak, 2004).
Clasificar un pliegue según su estilo significa asignarle el nombre de un tipo común de pliegue, al cual se parece según su forma (Fossen, 2010). Esta clasificación proviene de la comparación con pliegues que se encuentran comúnmente en la naturaleza y que poseen nombres específicos.
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Los pliegues tipo kink son pliegues asimétricos con flancos rectos y charnelas agudas; ocurren generalmente como un flanco corto que conecta dos flancos más largos (Burchfiel & Studnicki-Gizbert, 2005).
Los pliegues tipo chevron son pliegues simétricos con flancos rectos y charnelas agudas que usualmente acomodan un acortamiento paralelo a la orientación de las capas de la secuencia (Twiss & Moore, 1997).
Los pliegues parásitos son plegamientos de segundo orden que se forman en grandes estructuras sinformes o antiformes (Fossen, 2010).
Los pliegues ptigmáticos son plegamientos intensos, disarmónicos (Twiss & Moore, 1997), que ocurren generalmente en venas o capas delgadas de litología altamente contrastante con la encajante (Van der Plujim & Marshak, 2004). Las rocas en las que mejor se observa este tipo de plegamiento son las migmatitas.
Un pliegue se denomina homoclinal cuando las capas poseen un buzamiento diferente a 0°, a escala regional, sin charnelas visibles (Twiss & Moore, 1997).
Un pliegue se denomina monoclinal cuando sólo tienen un flanco inclinado; las capas a cada lado del flanco inclinado son horizontales (Van der Plujim & Marshak, 2004).
Un pliegue superpuesto se forma cuando un nuevo evento de plegamiento se sobrepone sobre un plegamiento más antiguo.
Otra característica importante en la descripción de un pliegue es la identificación de su orden, pues es común encontrar que bajo un mismo sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a múltiples escalas. Grandes pliegues incluirán en sus flancos y charnelas plegamientos menores (Twiss & Moore, 1997). Los grandes pliegues se conocen como de primer orden, los plegamientos dentro de estos pliegues se conocen como de segundo orden y así, sucesivamente
El plegamiento constituye un doblamiento (deformación dúctil) de una o varias capas de roca como resultado de la aplicación de un esfuerzo. Cada una de estas capas, durante el proceso de doblamiento sufre tensión en su parte superior y compresión en su parte inferior. Esto ocurre porque, durante el plegamiento, la zona de la cresta del pliegue está siendo estirada en tanto que la zona del núcleo del pliegue está siendo comprimida.
Una de las estructuras internas de los pliegues más útiles en geología estructural son los pliegues parásitos. Cuando existe una alternancia entre capas delgadas y gruesas, las capas delgadas tienden a plegarse primero mientras que las capas gruesas aumentarán su espesor conservando su orientación original; posteriormente, las capas gruesas se plegarán, desarrollando la estructura de primer orden que controlará la geometría final del pliegue (Fossen, 2010).
Los pliegues parásitos generalmente son nombrados según la letra del alfabeto a la que se asemejan (Fossen, 2010).
Los pliegues tipo S y tipo Z son asimétricos, en tanto que los pliegues tipo M y tipo W son simétricos (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).
La importancia de estas estructuras radica en que, a partir de la observación de pliegues parásitos es posible inferir lo siguiente:
Los pliegues parásitos son indicadores inequívocos de la presencia de un pliegue.
Si en campo sólo se observa una secuencia estratificada con pliegues parásitos, puede concluirse que la secuencia observada es parte de un plegamiento de mayor orden
Los pliegues parásitos pueden ayudar a interpretar la geometría de un plegamiento no observado.
A partir de los pliegues parásitos es posible conocer la cinemática del pliegue e indicar así donde se encuentran la charnela, el núcleo y la cresta del mismo. Observar que las flechas que indican la cinemática del pliegue convergen hacia la cresta y divergen desde el núcleo.
Existen tres mecanismos básicos de plegamiento: plegamiento activo o doblamiento (active folding o buckling), plegamiento pasivo (passive folding) y flexión (bending).
El plegamiento activo ocurre cuando los estratos se deflectan perpendicularmente a la estratificación (Suppe, 1985), como consecuencia de la aplicación de un esfuerzo compresivo paralelo a la estratificación (Twiss & Moore, 1997). Generalmente, en principio ocurre un aumento en el espesor de los estratos y luego, el plegamiento; por lo tanto el espesor inicial del material y sus propiedades determinan la forma del pliegue (Fossen, 2010).
El plegamiento pasivo ocurre como resultado de la amplificación de irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo diferencial (Van der Plujim & Marshak, 2004). El plegamiento pasivo ocurre en capas que definen un contraste, actuando como marcadores que registran la deformación, pero que no ejercen influencia alguna en la forma del pliegue y en el proceso de plegamiento (Fossen, 2010).
El plegamiento por flexión ocurre cuando los esfuerzos actúan perpendicularmente o a un alto ángulo con respecto a la orientación de las capas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004).
El boudinage es un fenómeno en el que, como consecuencia de un estiramiento, cuerpos de litología rígida quedan aislados, en forma de lentes (boudins), dentro de una matriz dúctil (Van der Plujim & Marshak, 2004). El plegamiento por flexión ocurre porque la matriz dúctil se dobla para rellenar el espacio dejado por los boudins.
Se habla del término cabalgamiento cuando un bloque de roca sube con respecto a otro a través de una falla de bajo ángulo (falla de cabalgamiento o thrust fault). Durante el proceso de cabalgamiento, el arrastre y levantamiento del bloque superior es acomodado por plegamientos por flexión (Fossen, 2010).
Cuando una secuencia sedimentaria es empujada como consecuencia de la reactivación de fallas en el basamento, ocurre plegamiento por flexión (Fossen, 2010).
Los domos de sal y los intrusivos someten a las rocas encajantes a grandes empujes, como consecuencia de la búsqueda de menores presiones (equilibrio). Estos empujes generan plegamiento por flexión en las encajantes (Fossen, 2010).
La compactación diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como resultado de diferentes grados de compactación de las capas inferiores (Fossen, 2010). Este fenómeno también puede ocurrir en obras de ingeniería, en las que puede ocurrir compactación diferencial en el suelo donde se cimentan las obras.
Aquí puedes ver el video explicativo de este tema
