Grupo N°04 - Pliegues

PLIEGUES GRUPO N°04

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

PLIEGUES DOCENTE





Ing. Alejandro Lagos Manrique

RESPONSABLES: Grupo N°04



i



CHACÓN DÍAZ, Irwin Jonathan



HUARIPATA SAGÓN, Miguel Orlando



CHAPILIIQUÉN CELIS, V. Raphael



MUÑOZ BAZÁN, Karool Geordano



HOYOS CUBAS, Franklin



RODRÍGUEZ SÁNCHEZ, Richard Alexis

AÑO/CICLO



Tercer año / V Ciclo Cajamarca, Enero del 2013

CONTENIDO OBJETIVOS .................................................................................................................................................................. 5 A.

OBJETIVO OBJETIV O GENERAL ................................. ................ .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ................................. ............... 5

B.

OBJETIVO OBJETIV O ESPECÍFICO ................................. ................ .................................. ................................... ................................... .................................. ................................... ............................... ............. 5

INTRODUCCIÓN .......................................................................................................................................................... 6 1.

DEFINICIÓN ................................... .................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... .............................. ............. 1 DEFORMACIÓN DÚCTIL .......................................................................................................................................... 1

2.

ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE LOS PLIEGUES ................................. ............... ................................... .................................. ................................... ............................... ............. 2

3.

CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOS PLEGAMIENT OS .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................. ................ 3 A.

PLASTICIDAD PLASTICID AD ................................... .................. ................................... ................................... .................................. ................................... .................................... ................................... ........................ ....... 4

B.

VISCOCIDAD VISCOCIDA D ................................. ................ ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ........................... .......... 4

C.

RIGIGEZ .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................. ................ 5

D.

TENACIDAD .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ........................... .......... 5

4.

FACTORES QUE CONTROLAN EL PLEGAMIENTO PLEGAMIE NTO .................................. ................ ................................... .................................. ................................... ............................ .......... 5 A.

LA PRESIÓN PRESIÓ N .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ........................... .......... 5

B.

TEMPERATURA TEMPERATU RA .................................. ................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ................................... ..................... ....6

C.

CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCA .................................. ................ ................................... ................................... .................................... ................................... ..................... ....7

D.

TIEMPO .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................. ................ 7

E.

INFLUENCIA DE LAS CARACTERÍSTICAS CARACTERÍSTICAS ANISOTRÓPICAS ANISOTRÓPICAS DE LAS ROCAS .................. ........................... ................... ................... .................. .........7

5.

MECANISMOS DE PLEGAMIENTO ................................. ................ ................................... ................................... ................................... ................................... ................................. ................ 8 A.

FLEXURAS FLEXUR AS.................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... .............................. ............. 8

B.

ESTUDIO DE LAS DEFORMACIONES DEFORMACIO NES ................................... .................. .................................. ................................... .................................... ................................... ......................10 .....10

C.

1.

DEFORMACIÓN DEFORMA CIÓN ................................. ................ .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ..................................1 ................1 0

2.

TIPOS DE DEFORMACIÓN DEFORMA CIÓN .................................. ................. ................................... ................................... ................................... ................................... ..................................1 .................1 1

3.

MECANISMOS DE DEFORMACIÓN Y PLEGAMIENTO PLEGAMI ENTO .................................. ................. ................................... ................................... ............................12 ...........12 DEFORMACIÓN DEFORMACI ÓN EN SUCESIÓN DE ESTRATOS ................................... ................. ................................... .................................. ................................... ..........................15 ........15 ii

6.

LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLÓGICOS MORFOLÓGI COS ................................. ............... ................................... .................................. ................................... ................................1 ..............16 6 A.

PLIEGUES ISOPACOS ................................... .................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ............................16 ..........16 1.

Desarrollo Desarr ollo de un pliegue concéntrico............. concéntri co............................... ................................... ................................... .................................... ................................... ...................16 ..16

2.

Fallas relacionadas relaciona das a plegamientos plegamie ntos concéntricos concéntr icos ................................... .................. ................................... ................................... ...............................2 ..............20 0

B.

PLIEGUES POR FLUJO .................................. ................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ............................21 ..........21 1.

MECANISMOS DE LA DEFORMACIÓN: DEFORMA CIÓN: ................................. ............... ................................... ................................... .................................... ..................................2 ................2 1

2.

GEOMETRÍA DEL PLEGAMIENTO: PLEGAMIENTO : .................................. ................. .................................. ................................... .................................... ................................... ......................21 .....21

3.

CONDICIONES CONDICIONE S FÍSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO: ................................... .................. ................................... ................................... ..................................2 .................2 2

C.

PLIEGUES POR FLEXIÓN Y CIZALLAMIENTO CIZALLA MIENTO ................................... ................. ................................... .................................. ................................... .............................23 ...........23

D.

PLIEGUES POR FLEXIÓN Y APLANAMIENTO APLANAM IENTO ................................... ................. ................................... .................................. ................................... .............................24 ...........24 1.

La flexión precede al aplanamiento aplanami ento ................................. ............... ................................... ................................... .................................... ................................... ...................24 ..24

2.

Flexión contemporánea contempor ánea con el aplanamiento aplanam iento ................................... .................. ................................... ................................... ................................... ....................25 ..25

E.

PLIEGUE EN CHEVRON ................................... .................. .................................. ................................... ................................... .................................. ................................... ..........................26 ........26 1.

Mecanismo del Knicks .................................. ................ ................................... .................................. ................................... ................................... ................................... .......................27 .....27

2.

Mecanismo del Pliegue en Chevron ................................... ................. ................................... ................................... .................................... ..................................2 ................2 7

F. 7.

PLIEGUES DESARMÓNICOS DESARMÓNI COS................................. ................ ................................... ................................... ................................... ................................... ................................... ....................28 ..28 MICROPLIEGUES, MICROPLI EGUES, MACROPLIEGUES MACROPLI EGUES Y FALLAS ................................... ................. ................................... .................................. ................................... .............................29 ...........29

A.

MICROPLIEGUES. MICROPLI EGUES. .................................. ................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ..................................2 ................2 9

B.

MACROPLIEGUES MACROPL IEGUES .................................. ................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ..................................3 ................3 0 1.

SERIES ISOCLINALES ISOCLINAL ES ................................... .................. .................................. ................................... ................................... .................................. ................................... ..........................30 ........30

2.

ANTICLINORIOS ANTICLINO RIOS................................. ................ .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ..................................3 ................3 0

3.

SINCLINORIOS SINCLINORI OS ................................... .................. .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ..................................3 ................3 1

C.

RELACIÓN RELACIÓ N ENTRE FALLAS Y PLIEGUES: PLIEGUES : ................................. ............... ................................... ................................... .................................... ................................... ...................31 ..31

D.

CLASIFICACIÓN CLASIFICACI ÓN DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS RELACIO NADOS CON FALLAS ................................. ................ ................................... ................................3 ..............32 2

E.

1.

PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL – BEN FOLDS): ............................................................................32

2.

PLIEGUES DE PROPAGACION PROPAGACION DE FALLA (FAULT-PROPAGATION (FAULT-PROPAGATION FOLDS): .................. ........................... .................. .................. ............33 ...33

3.

LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT (DETACHMENT ODECOLLEMENT FOLDS).................. ........................... .................. .................. ...............33 ......33 TIPOS DE PLIEGUES. PLIEGUE S. ................................. ................ .................................. ................................... ................................... ................................... .................................... ...............................3 .............34 4

CONCLUSIONES ........................................................................................................................................................35 BIBLIOGRAFÍA ...........................................................................................................................................................35

iii

iv

OBJETIVOS A.

OBJETIVO GENERAL 

B.

Realizar el estudio teórico en relación a los pliegues geológicos.

OBJETIVO ESPECÍFICO

v



Describir los aspectos generales de estudio de pliegues.



Relacionar la deformación y el plegamiento.



Definir la deformación continua y discontinua.



Explicar el mecanismo de plegamiento presente en la naturaleza.



Clasificar a los pliegues según su morfología.

INTRODUCCIÓN En muchas rocas, lo que un día fueron superficies planas se ha deformado y convertido en superficies curvas o no planas. Estas nuevas estructuras se llaman pliegues. Los pliegues son quizá la manifestación más corriente, más evidente, de la deformación dúctil de las rocas. Se forman bajo condiciones muy variadas de esfuerzo, presión hidrostática, presión de los fluidos intersticiales y temperatura, tal como resulta patente por su presencia en sedimentos blandos, en rocas sedimentarias en toda la gama de las rocas metamórficas, e incluso en las estructuras primarias de flujo de algunas rocas ígneas. Realmente, su presencia indica alguna forma de deformación dúctil, aunque vale la pena recordad que la usencia de pliegues no indica la ausencia de una deformación penetrativa y presente. En este trabajo mencionaremos la definición de pliegues, los elementos geométricos que le componen, las causas que las originan, los tipos de pliegues y algunas asociaciones de los mismos con otras estructuras como las fallas, por lo que se considera a esta monografía como una de las partes más importantes del estudio de la Geología Estructural .

vi

1


PLIEGUES

1.

DEFINICIÓN

Son arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plástico; sus dimensiones van de centímetros a cientos de km. Los pliegues se producen preferentemente en los bordes compresivos de las placas, es decir, en las zonas de subducción, y en general a importante profundidad. Muchas rocas que en la superficie terrestre se comportan frágilmente, pasan en la profundidad al comportamiento dúctil, plegándose frente a esfuerzos de compresión y cizalla, ya que la mayor presión y temperatura que existen en el subsuelo, favorecen la deformación plástica de las rocas. Para un tipo de roca dado el estudio de la geometría de los pliegues puede informarnos de modo aproximado sobre el mecanismo de formación y la profundidad a que se ha originado. Estas rocas más antiguas se han alterado también sufriendo metamorfismo, razón por la cual los minerales planares como las micas crecen paralelos unos a otros y la roca tiende a dividirse fácilmente en láminas delgadas (esquistosidad). Al aumentar la distancia a la fuente de presión que produce el plegamiento los pliegues van deformándose tanto en la vertical como en la horizontal.

DEFORMACIÓN DÚCTIL Es cualquier cambio en la posición o en las relaciones geométricas internas sufridas por un cuerpo como consecuencia de la aplicación de un campo de esfuerzos. 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 una región. Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formándose los Pliegues.

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

2


2.

ELEMENTOS GEOMÉTRICOS DE LOS PLIEGUES 

FLANCO.

Conjunto de estratos inclinados que se encuentran a cada uno de los lados del plano axial de un

pliegue. 

BUZAMIENTO.



EJE.

Inclinación de los estratos de un pliegue.

Línea central a partir de la que cambia el buzamiento. El eje es paralelo a la charnela y pasa

por la base del pliegue. Línea que une los puntos de máxima curvatura. 

CHARNELA.

Línea de flexión brusca de un pliegue. La charnela es paralela al eje y se encuentra en el

punto de inflexión externo del pliegue. Línea en la que cambia el buzamiento de los estratos. 

PLANO AXIAL.

Plano teórico en el que se encuentran el eje y la charnela de un pliegue. Plano que

divide un pliegue en 2 partes iguales. 

LONGITUD DE ONDA.

Distancia entre 2 charnelas consecutivas, ya sean de anticlinal-anticlinal, sinclinal-

sinclinal o anticlinal-sinclinal o viceversa. Distancia entre el eje del pliegue y la charnela.



ALTURA.



VERGENCIA.

Inclinación del plano axial con respecto a la vertical.


3

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA Según la ubicación del plano axial, podemos determinar los siguientes rasgos geométricos de los pliegues: 

Si la superficie axial de un pliegue corresponde a un plano vertical tenemos un pliegue recto.



Si la superficie axial esta inclinada es pliegue es inclinado; en este caso, los dos flancos del pliegue tienen necesariamente buzamientos diferentes; cuando en un flanco las capas rebasan la vertical se tiene un flanco inverso.



Denominamos pliegue tumbado cuando una superficie axial esta poco inclinada y tiene un flanco inverso bien desarrollado.

3.

CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOS

Bajo la acción de las fuerzas algunos cuerpos se deforman, es decir, se modifican sus dimensiones. Algunos cuerpos se deforman muy poco; son los que se parecen a lo que llamamos cuerpo rígido. Otros, se deforman más fácilmente, son los cuerpos deformables. Como consecuencia de la dinámica global de la corteza terrestre, frecuentemente las rocas se ven sometidas a esfuerzos tectónicos que las deforman, originando estructuras diferentes de las que poseían.


4

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA Hay que tener en cuenta que a mayor profundidad aumenta la presión y la temperatura, por lo que los materiales situados a mayor profundidad se comportarán más plásticamente. En geología además de la deformación plástica, deben considerarse la viscosidad de las rocas y los fenómenos de relajación y fluencia. La relajación se expresa como una caída de tensiones en el cuerpo, manteniéndose constante la deformación plástica, pues se trata de un reacomodo de las partículas del cuerpo desplazándose en el proceso de la deformación plástica hasta encontrar su equilibrio y desapareciendo las tensiones internas. La relajación lleva a una transformación paulatina de una deformación elástica a una residual plástica.

A.

PLASTICIDAD

Es cuando por acción de los esfuerzos las rocas obtienen una consistencia blanda. Del estado de elasticidad pasa al estado de plasticidad. Puede ser doblado, pero no recupera su forma normal. Será plástica cuando esta deformación se revele sin interrupción de la continuidad del material y se forme como el resultado de la acción de fuerzas externas, o será frágil si las deformaciones conducen a la destrucción del cuerpo sin una deformación plástica notable. Una deformación plástica es irreversible, y el cuerpo puede seguir deformándose hasta su LÍMITE PLÁSTICO, tras el cual se rompe.

B.

VISCOCIDAD

Característica de resistencia que ofrecen las rocas a la deformación, debido a la cohesión molecular de sus componentes.


5

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA Las rocas de alta viscosidad presentan una cierta resistencia a fluir; las rocas de baja viscosidad fluyen con facilidad. La fuerza con la que una capa de roca o en movimiento arrastra consigo a las capas adyacentes de la roca determina su viscosidad.

C.

RIGIGEZ

En la Tierra no hay rocas indeformables. La compresibilidad aumenta la rigidez, y la temperatura la debilita.

D.

TENACIDAD

Capacidad para mantenerse sin romperse o doblarse. Es la resistencia que oponen a la separación de las moléculas que los integran, al ser sometidos a esfuerzos de tracción y a los ensayos de elasticidad y alargamiento.

4.

FACTORES QUE CONTROLAN EL PLEGAMIENTO A.

LA PRESIÓN

La presión se debe al peso que producen las masas rocosas que se superponen. Con la profundidad aumenta la presión y las rocas que en la superficie son rígidas, en la profundidad pueden comportarse plásticamente. 

PRESIÓN CONFINANTE: Con la profundidad aumenta la presión confinante y las rocas, que en la superficie son rígidas, en la profundidad pueden comportarse plásticamente. Así aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformación dúctil. A mayor presión confinante mayor es el campo de plasticidad de la roca.


6


B.

TEMPERATURA

La temperatura también hace variar el comportamiento de las rocas frente a los esfuerzos, aunque el efecto es diferente en cada tipo de roca. A 2, 3, 6 mil metros bajo la superficie, las rocas se comportan como en la superficie. Solo a partir de los 15 kilómetros de profundidad fluyen como los líquidos. A mayor temperatura mayor es el campo de plasticidad de la roca (hay excepciones como la arcilla). 

GRADEINTE GEOTERMICO: A mayor gradiente térmico la roca se torna más dúctil y alcanza su punto de fusión más rápido que en gradiente térmico bajo. Los límites entre los diferentes niveles estructurales se encontrarán a una profundidad menor, y su espesor será más débil. Gradiente geotérmico: 1 °C X 30 – 33 metros de profundidad. El orden de competencias varía según que se trate de deformación a T baja o media. Para baja T, sólo se han incluido rocas sedimentarias, mientras que para T media, la lista consiste en rocas metamórficas. A T alta, las diferencias de competencia son muy pequeñas. En orden de competencia decreciente, las listas son: TEMPERATURA BAJA

TEMPERATURA MEDIA

Arenisca cuarcífera

Gneises y granitos de grano fino

Grawaca

Cuarcita

Caliza de grano grueso

Mármol


7


C.

CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCA

La arcilla seca es rígida pero mojada es plástica. Por analogía la humedad disminuye la rigidez de las rocas y aumenta su plasticidad. La presencia de fluidos como el incremento de la temperatura, aumenta el campo de deformación reduciendo la respuesta elástica y desplazando el límite de rotura a esfuerzos cada vez mayores. A mayor presión de fluidos menor es el campo de plasticidad (las arcillas es al contrario, cuando están húmedas son plásticas y secas son rígidas).

D.

TIEMPO

Se asocia a éste factor la velocidad de deformación de las rocas; si la velocidad de deformación es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material responde con rigidez, en el caso contrario responderá plásticamente. Aumenta, en general, la plasticidad de las rocas, pero no es posible reproducir el tiempo en los laboratorios dado que la escala es de millones de años (factor muy importante).

E.

INFLUENCIA DE LAS CARACTERÍSTICAS ANISOTRÓPICAS DE LAS ROCAS

Anisotropía es la variación de una propiedad según la dirección. En las rocas experimentan distintas deformaciones según sea la dirección de los esfuerzos respecto a planos de estratificación, esquistosidad, etc. Los pliegues son deformaciones que en términos generales producen el acortamiento de la corteza terrestre, que en algunos casos llegan a varios cientos de kilómetros. Por lo general pueden ser originados por: 

Esfuerzos de compresión horizontal



Acción de intrusiones



Por intrusión de sal



Compactación diferencial



Sobrepeso del material de cobertura


8


5.

MECANISMOS DE PLEGAMIENTO

Las capas de las rocas pueden doblarse en pliegues de dos maneras: como resultado de la flexión transversal y por medio de la flexión longitudinal. En un análisis de plegamiento nos enfrentamos con dos problemas separados pero relacionados. Uno se refiere a la mecánica del plegamiento, es decir, al cambio interno que tiene lugar en una masa de estratos que está siendo plegada y a los esfuerzos implicados. Un segunda problema es la causa del plegamiento: ¿es el plegamiento el resultado de compresión horizontal, de la intrusión de rocas ígneas o de corrientes de convección subcorticales? Se pueden reconocer, en general, cuatro tipos principales de plegamiento, pero son comunes las transiciones: (1) flexuras; (2) pliegues de flujo; (3) pliegues de cizalla; (4) pliegues debidos a movimientos verticales.

A.

FLEXURAS

Las Flexuras, conocidas también como pliegues verdaderos, pueden resultar ya sea de una compresión o de una cupla. Con el propósito de realizar un análisis se puede tratar el comportamiento de estratos horizontales bajo una fuerza compresiva actuando paralelamente a la estratificación (Fig. 75 A). Se debe considerar, primero, la deformación de un estrato homogéneo único. Si una hoja así es curvada (Fig. 76 A), la parte del lado convexo se somete a tensión, mientras que la parte del lado cóncavo se somete a compresión. Hay una superficie de no deformación intermedia. Si la lámina es suficientemente dúctil se deformara plásticamente (Fig. 76 B). Pequeños ajustamientos entre los granos y dentro de ellos permite este cambio de forma permanente.


9

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA Sobre el lado convexo, la hoja se alarga y adelgaza, pero sobre el lado cóncavo se acorta y engrosa. Si es frágil cederá por ruptura (Fig. 76 C). Como se muestra, sobre el lado convexo se podrían formar fracturas de tensión o pequeñas fallas gravitacionales, mientras que sobre el lado cóncavo se podrían formar pequeños corrimientos. Bajo ciertas condiciones, las rocas se pueden arrugar sobre el lado cóncavo (Fig. 76 D).

La característica definitiva de las rocas sedimentarias es, sin embargo, la presencia de planos de estratificación. Usualmente, en consecuencia, el plegamiento es análogo al encorvamiento de un grueso atado de papel, y un factor muy importante es el deslizamiento de unos estratos contra otros, como se ilustra en la fig. 77. Cada estrato se desliza contra los otros laterales. De dos estratos adyacentes, el superior se mueve alejándose del eje sinclinal en relación con el inferior (fig. 77 B). Este principio es de gran importancia para interpretar ciertos tipos de pliegues de arrastre y algunos clivajes. Varios geólogos se refieren a los tipos de plegamiento ilustrados en la fig. 76 como flexuras, y a los ilustrados en la fig. 77 como flexodeslizamientos (flexuralslip folding). En el plegamiento de rocas sedimentarias, algunas formaciones son competentes (fuertes) mientras que otras son incompetentes (débiles). Siendo la competencia una propiedad relativa. Una formación competente es fuerte y puede transmitir la fuerza compresiva mucho más lejos que una formación incompetente.


10


Muchos factores determinan si una formación es competente o no. La resistencia a la compresión es uno de esos factores. Si se ensayan en laboratorio muestras de dos formaciones diferentes, la de mayor resistencia a la compresión será la más competente en plegamientos, siempre por supuesto, que todos los otros factores sean iguales. La solidez de la formación es un factor importante. Si en dos formaciones compuestas de la misma clase de caliza, los estratos de una formación tienen 30 cm de espesor, mientras que los de la otra tienen 10 metros, la formación de estratos más gruesos será más competente. Si la columna de rocas sedimentarias está compuesta por materiales de competencia muy diferente, los estratos competentes transmiten la fuerza, mientras que los incompetentes se comportan más o menos pasivamente; son levantados por el arco de rocas competentes que se elevan o fluyen hacia cavidades potenciales debajo del arco. En resumen, la formación de flexuras implica el arqueamiento de las capas más competentes bajo una fuerza compresiva, el comportamiento más pasivo de los estratos incompetentes y el deslizamiento de unos estratos contra otros.

B.

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.


11


2.

TIPOS DE DEFORMACIÓN a)

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. b)

Deformación plástica:

La deformación se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformación es irreversible. c)

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.


12


3.

MECANISMOS DE DEFORMACIÓN Y PLEGAMIENTO

Cuando las rocas son frágiles, la deformación se muestra por planos de rotura, es decir las Fallas; entonces tendremos un dominio sin pliegues pero con numerosas fracturas, entonces el mecanismo elemental es el Cizallamiento. Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formándose los Pliegues. Estos pliegues pueden originarse de dos maneras muy diferentes. a) 

ETAPAS:

Primera Etapa: Cuando la ductilidad no es todavía muy importante, los estratos se pliegan de manera simple, manteniendo su espesor constante, presentando deformación importante en las charnelas y se forman Pliegues Isopacos. En este caso el mecanismo elemental es la Flexión.



Segunda Etapa: En un estado más evolucionado, las rocas se vuelven muy dúctiles y se deforman fácilmente, con mucha intensidad, provocando la transformación de elementos esféricos en elipsoides aplanados, adquiriendo una anisotropía de origen mecánico como la esquistosidad, tornándose pliegues Anisopacos. En este caso el mecanismo elemental es el Aplanamiento.



Tercera Etapa - Por Fusión: Es un estado de mayor profundidad, donde las rocas están a una temperatura próxima o superior a su punto de fusión, entonces se comportan como líquidos más o menos viscosos y por consiguiente fluyen, resultando pliegues de los dos tipos anteriores. En este caso el mecanismo elemental es el Flujo.


13


1- Cizallamiento 2- Flexión 3- Aplanamiento 4- Flujo Obsérvese que el acortamiento varía según los mecanismos; es MAXIMO con el Aplanamiento y NULO con el Flujo

Esquema ilustrando los diferentes Mecanismos de la Deformación.

b) 

MECANISMOS:

Mecanismos de 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.


14

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA 

Deformación Discontinua. La fracturación es tal vez el fenómeno tectónico de mayor importancia global y de ocurrencia universal. Prueba de ello son los bordes de placas y la aparición de fracturas en otros planetas. Para el estudio de la deformación frágil es necesario hacer hincapié en los principios teóricos que gobiernan la fracturación. Ruptura: Proceso irreversible por el que los materiales de la corteza tratan de ajustarse a un nuevo estado de equilibrio mediante la aparición de superficies de discontinuidad. Cuando la deformación continua sobrepasa un cierto límite 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.


15


C.

DEFORMACIÓN EN SUCESIÓN DE ESTRATOS

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 los estratos.


16


6.

LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLÓGICOS A.

PLIEGUES ISOPACOS

Asociemos los pliegues Isópacos con los pliegues concéntricos. Dicho plegamiento concéntrico es uno de los principios dirigentes del proceso de plegamiento, porque el plegamiento inicial lleva consigo una deformación elástica de las rocas más rígidas y resistentes. Nos detendremos bastante en la explicación del desarrollo de pliegues concéntricos, pues los otros tipos pueden considerarse como derivados del principio concéntrico fundamental.

1.

Desarrollo de un pliegue concéntrico

Puede imaginarse que el nacimiento de un pliegue sencillo empieza en un punto que posteriormente se convierte en la culminación del pliegue, tanto en corte a través como en longitudinal. El eje del pliegue será horizontal en una cierta longitud, aunque siempre tiende a inclinarse por lo menos en los dos extremos. Como la fuerza de compresión actúa perpendicularmente al eje del pliegue, generalmente no hay esfuerzos de tensión en esa dirección; pero perpendicularmente a la dirección de la fuerza y paralelamente al pliegue puede haber cierta tensión, debida al arqueamiento del eje. El tamaño del pliegue lo determinan, primero, el espesor total de los estratos afectados por el pliegue, y segundo sus capas rígidas, deformadas elásticamente. Las capas blandas simplemente se amoldan a la forma prescrita de un modo pasivo, siempre que no se vean afectadas por un esfuerzo extra posterior. Como consecuencia, las capas superiores blandas de la parte no consolidada de la serie estratigráfica, que adopta la forma determinada elásticamente de los estratos más profundos, tendrán condiciones de esfuerzos diferentes de las capas intermedias y ambas de las capas basales. En la siguiente figura, se representan tres capas del desarrollo de un pliegue concéntrico en su forma más simple. Las conclusiones que se saquen de esta forma simplificada pueden aplicarse a tipos complejos.


17


Si trazamos líneas que unan los puntos, numerados según sus posiciones originales en su plano primitivo y después en sus posiciones sucesivas, obtendremos las trayectorias de estos puntos en el espacio. Se observa que cada punto empieza moviéndose en la vertical y luego súbitamente toma dirección horizontal. De aquí que en cada momento haya en todo anticlinal dos bloques marginales moviéndose horizontalmente convergentes y un bloque central que se levanta (figura 136); el último se va estrechando hasta convertirse en una cuña pequeña. El movimiento relativo de un punto al próximo de una misma capa es prácticamente despreciable durante casi todo el proceso, excepto en el preciso momento en que el punto superior todavía se mueve hacia arriba, mientras el más bajo adquiere un movimiento horizontal. Si unimos los puntos en cuales sucede esto, en diferentes superficies, se obtiene una línea inclinada hacia el centro de la estructura. Dicha línea de puntos de giro representa indudablemente una posible ruptura de la suavidad del movimiento, y por ello son fallas en potencia (Figura 136). Durante el plegamiento encontramos que los centros de curvatura anticlinal (O 1, O 2, O 3 en la figura 135) se mueven hacia arriba y los de las curvas sinclinales se mueven horizontalmente hacia dentro. En su movimiento ascendente, el centro anticlinal se mueve con más velocidad que los mismos estratos, pues el radio de curvatura se acorta simultáneamente. En la serie estratigráfica, cambia su posición de una capa a la próxima siguiente. En la figura 137 puede verse que tan pronto como el centro sobrepasa un horizonte determinado, no es posible plegar ya esta última superficie concéntricamente ni mantener su longitud original; dicho de otro modo, en la base de cada pliegue con un plano basal de cizalla definido hay una capa que, por falta de espacio, no se puede plegar concéntricamente, esta capa irá engrosando en el núcleo del pliegue durante el proceso de plegamiento. Además del hecho de que por aumentar de espesor los estratos del fondo no pueden amoldarse a la creciente curvatura del pliegue, encontramos también que a GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

18

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA causa de la forma del pliegue el estrechamiento de la cuña axial ascendente produce una pérdida de espacio del núcleo del pliegue.

Dicha pérdida del espacio del núcleo del anticlinal produce una tendencia a ensancharse el vértice, bien por un empuje hacia arriba dentro del centro del pliegue, bien por una rotura de empuje por falla; ambas acciones producen irregularidades en el mecanismo de concentricidad. En el segundo caso cuando aparece una falla, se observan perturbaciones del tipo de cabalgamientos o estructuras diapíricas. En el primer caso encontramos un amplio anticlinal de vértice plano con flancos muy empinado, llamado “pliegue en ataúd”.

Las capas más blandas del vértice del pliegue no están afectadas por el plegamiento. Simplemente siguen las formas adoptadas por las capas más rígidas y compactas subyacentes. Sin embargo, pueden presentar todas las muestras de haber sufrido una tensión, tanto en secciones longitudinales como transversales. Por ello en un pliegue concéntrico ordinario se distinguen tres zonas: zona inferior, rota y comprimida, una amplia zona intermedia plegada concéntricamente y una zona superior con fallas de tensión y otras señales de reajuste (Figura 138).

Bajo tal aspecto, los posibles esfuerzos tensionales en la cresta del pliegue se limitan a las capas más superficiales e incluso pueden faltar si la secuencia estratigráfica carece de series GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

19

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA particularmente compactas en su porción inmediata. Se explica así la relativa escasez de fallas de tensión longitudinales en las crestas de los anticlinales. Los cierto es que en una lámina plegada elásticamente los planos de cizalla concéntricos se limitan a los flancos, presentando el vértice grietas de tensión, y el núcleo, estrujamiento.

En la figura 139 la tensión en la zona de curvatura máxima ha motivado el relleno de las grietas en forma de cuña por cuarzo recristalizado. Parece lógico suponer que el cuarzo no es un derivado de las areniscas cercanas a las fracturas, sino que ha sido producido por la gran presión en las mismas zonas curvadas. El pliegue de la figura 139 es un micropliegue; pero se encuentra el mismo fenómeno en pliegues cientos de veces mayores, del tamaño de un gran escarpe, como por ejemplo, en la costa sur de Gales (figura 140). Las grietas de tensión y la zona acuñada de recristalización posiblemente se hayan producido durante la última fase del plegamiento, como grietas de tensión de reajuste. No es probable que si las grietas hubieran existido antes de haberse acabado el proceso de plegamiento, éste hubiera proseguido en el tipo concéntrico; además, la amplitud de las grietas suele ser muy pequeña comparada con la curvatura total.


20


Hemos visto que durante los estados avanzados de un plegamiento concéntrico, las capas blandas del fondo juegan un importante papel por su tendencia a levantar el núcleo, rompiendo o ensanchando el anticlinal. Tenemos en ambos casos un esfuerzo de tensión en el vértice anticlinal. Las fallas que caracterizan las capas blandas superiores de la cresta pueden penetrar a mucha más profundidad en las últimas etapas del plegamiento, interrumpiendo el plegamiento concéntrico de las capas intermedias, y finalmente enlazarse con las complicaciones del núcleo. En un plano profundo, los pliegues, y en particular los pliegues concéntricos, tienes generalmente forma alargada, y cuanto más ancha es la cresta, mayor es su alargamiento, aunque la relación entre amplitud y espesor puede variar ampliamente. Se encuentra todo tipo de variaciones, desde domos, que son casi redondos y braquianticlinales, hasta estructuras muy extensas. Hay domos que se supone no han sido formados por presiones tangenciales, sino radiales.

2.

Fallas relacionadas a plegamientos concéntricos

Las fallas que ordinariamente acompañan a los plegamientos concéntricos pueden dividirse en dos grupos, las de la zona superior y las de la zona inferior. El grupo se la zona inferior puede romper las capas concéntricas y llegar hasta la superficie, dando lugar a fallas de empuje y estructuras diapíricas. Las de la zona superior de subdividen en: 

FALLAS DE CRESTERÍA LONGITUDINALES



FALLAS TRANSVERSALES Y DE FLANCO



FALLAS DE DESGARRE DIAGONALES


21


B.

PLIEGUES 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. El plegamiento de flujo o plegamiento incompetente es típico de regiones donde no hay estratos gruesos, competentes y donde todas las rocas son plásticas ya sea debido a características inherentes o alta temperatura o alta presión de confinamiento.

1.

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.

2.

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. Si el flujo no se realiza en un dirección constante, el flujo se efectuara de una forma no laminar sino turbulento. En los líquidos los flujos turbulentos pueden ser extremadamente complicados y dar figuras totalmente inesperadas, hablamos entonces de pliegues de flujo turbulento que son más difíciles de reconocer que los pliegues de flujo laminar.

IMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJO

IMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJO TURBULENTO GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

22


La figura muestra el aspecto de la deformación producida por un flujo divergente convergente y un flujo no laminar.

3.

CONDICIONES FÍSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO:

Para que puedan formarse Pliegues de Flujo es necesario que las rocas se comporten como líquidos. Pero no es necesario que las rocas hayan alcanzado su punto de fusión, en efecto si las rocas son dúctiles pueden comportarse como cuerpos viscosos a la escala del tiempo geológico Las rocas pueden por tanto ser afectadas por pliegues de Flujo mucho antes de alcanzar su punto de fusión. Cuando se alcanza la fusión se producen generalmente pliegues de flujo turbulento.


23


C.

PLIEGUES 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. Pero generalmente el plegamiento no se interrumpe prosigue al mismo tiempo que funcionan las fallas, no obstante, el plegamiento se efectúa entonces con un campo de esfuerzo nuevo; ya que parte de la deformación se absorbe por el juego de las fallas y estas han creado nuevas discontinuidades. De este modo podemos distinguir dos etapas sucesivas del plegamiento: una anterior y una posterior a una primera ruptura. 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.


24


D.

PLIEGUES POR FLEXIÓN 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.

1.

La flexión precede al 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


25


2.

Flexión contemporánea con el aplanamiento

Cuando el plegamiento es intenso los pliegues al nivel de las margas son menos intensos que al nivel del banco de cuarcitas. Diferentes 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 condicionan directamente la forma de los pliegues, si el ángulo es próximo a los 90, pliegues simétricos si se aleja tendremos pliegues asimétricos y mientras más se aleja son más asimétricos.


26


E.

PLIEGUE EN CHEVRON

Knick es un término alemán para pliegues simétricos, de pequeño tamaño cuyo radio de curvatura es nulo o muy pequeño, y cuyos flancos y planos axiales son planos. El material plegado siempre es anisótropo, en general si trata de esquisto. 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.

Knicks o Kink-Bands


27


1.

Mecanismo del Knicks

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.

2.

Mecanismo del Pliegue en Chevron  

Los estratos se deslizan unos sobre otros. Fórmula para calcular el valor de este deslizamiento Dezl



AB



eTgα

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: ( AB BC ) 



eTg  e 

Dónde: e = Buzamiento ∝ = Longitud de los flancos del pliegue Los pliegues en chevron no tienen generalmente buzamiento superior a 60º GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

28


F.

PLIEGUES DESARMÓNICOS

Los pliegues armónicos son aquellos en los que todas las capas se pliegan de igual manera siendo paralelas entre sí, mientras que en los disarmónicos aparecen pequeños pliegues de arrastre en las capas más plásticas, puesto que están constituidos por capas más duras (o competentes) y más blandas (o incompetentes), presentando pliegues regulares en las capas duras, mientras que en las capas incompetentes se producen los despegues entre las diferentes capas duras. El pliegue desarmónico es aquel pliegue en el que los estratos no guardan paralelismo debido a contrastes de competencia. El ejemplo más representativo de este tipo de pliegues es el pliegue diapírico o diapiro. (deformación de la corteza en forma de cúpula y de planta más o menos circular, debida a un ascenso de rocas plásticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposición original de los materiales superpuestos.

PLIEGUE ARMÓNICO

PLIEGUE DESARMÓNICO


29


7.

MICROPLIEGUES, MACROPLIEGUES Y FALLAS A.

MICROPLIEGUES.

Cuando las rocas están afectadas por una esquistosidad, es decir por una deformación continua importante, y cuando su litología no es homogénea, se forman pliegues. En función de la litología estos pliegues pueden ser de todos los tipos, desde el pliegue por cizallamiento y flexión hasta el pliegue de flujo. Como la deformación continua no preserva ningún elemento de la roca, ésta se plegará totalmente y a todas las escalas. Es extremadamente frecuente encontrar pliegues de escala métrica, decimétrica, centimétrica y milimétrica, que por comodidad se les denomina micropliegues por oposición a las estructuras de mayores dimensiones. Generalmente los pliegues son tanto más numerosos cuanto más pequeño es el tamaño de los mismos y cuanto más delgadas sean las superficies planares replegadas. Es como si en una roca esquistosa y plegada, lo que es extremadamente frecuente, los micropliegues más pequeños , incluso decimilimétricos, se hacen visibles; tenemos entonces una gran cantidad de micropliegues, cuyo estudio es indispensable. Si por el contrario se pliega una roca isótropa, tal como por ejemplo calizas masivas, los micropliegues se desarrollarán mucho menos fácilmente y además no serán viibles a no ser que las calizas estén microestratificadas. Cualquiera que sea el tipo de microplegamiento introduce siempre en la roca un eje B, que puede corresponder a una verdadera lineación de microplegamiento, que es un elemento estructuralógico muy importante para todo análisis microtectónico.

MICROPLIEGUES EN PELITAS


30


B.

MACROPLIEGUES

Como es lógico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen darse en asociaciones o sea un anticlinal siempre viene acompañado de un sinclinal o viceversa compartiendo el mismo limbo es decir el flanco de un anticlinal es también de un sinclinal es por eso los pliegues aparecen asociados formando plegamientos.

1.

SERIES ISOCLINALES

Los planos axiales de los pliegues que intervienen en la asociación son paralelos.

2.

ANTICLINORIOS

Los planos axiales convergen hacia el centro de la Tierra, formando el conjunto una gran estructura anticlinal. Esta estructura es un anticlinal gigantesco que está compuesto de muchos pliegues menores, en una sucesión de anticlinales y sinclinales. Generalmente, estos anticlinorios tienen una magnitud que puede ir desde el tamaño de una montaña hasta una cadena de montañas, y su anchura es o puede ser de varios kilómetros.


31


3.

SINCLINORIOS

Los planos axiales convergen hacia el exterior de la Tierra. Un sinclinorio, es un sinclinal gigantesco compuesto por muchos pliegues menores. Desde luego, este término no debe confundirse con geosinclinal .

C.

RELACIÓN ENTRE FALLAS Y PLIEGUES:

Los pliegues y las fallas son estructuras que se encuentran estrechamente ligadas tanto espacialmente como en su génesis. Las relaciones entre estas estructuras pueden describirse de dos maneras principales: Las fallas son estructuras secundarias que se forman como respuesta al plegamiento, esto se debe cuando un conjunto de capas competentes se pliega por deformación longitudinal y tangencial, en arcos externos de los pliegues se origina un estiramiento que puede dar lugar a la formación de fallas normales, mientras que en los arcos internos se produce una compresión que puede originar fallas inversas. Esto debido a que las fuerzas siguieron actuando hasta superar el límite de plasticidad de las rocas componentes hasta romperse.


32

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA También se generan fallas en los planos de cizallamiento dentro de un plegamiento concéntrico donde se produce plegamientos paralelos debido a que los esfuerzos elásticos en dicha capa plegada elásticamente son paralelos a su superficie: Tensión en el arco convexo y compresión en el arco cóncavo.

D.

CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON FALLAS

Esta clasificación está basada en aspectos de carácter geométrico y cinemática, y de hasta veces mecánico; estos se pueden clasificar en tres:

1.

PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL – BEN FOLDS):

También llamados pliegues de rampa – relleno (ramp-flat folds) son aquellos que se forman como resultado del movimiento de un bloque de falla a lo largo de la superficie de falla no planar, lo cual causa la flexión del bloque de falla y por lo tanto la deformación del pliegue. Aunque por lo general se forman el bloque superior de la falla, pueden desarrollarse también en el bloque inferior o en ambos bloques. Este tipo de estructura se forma cuando una estructura se forma cuando la superficie de falla no es recta.


33


2.

PLIEGUES DE PROPAGACION DE FALLA (FAULT-PROPAGATION FOLDS):

Estos se forman contemporáneamente a la propagación de una falla en situación de rampa a través de una serie de estratos, de forma que el acortamiento da lugar a la formación de un pliegue en zona próxima a su terminación.

3.

LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT ODECOLLEMENT FOLDS)

Estos pliegues a diferencia de los pliegues de flexión o de propagación de falla, no están asociados con una rampa en la falla, sino que se forman en relación con un cabalgamiento paralelo a las capas. Pueden generarse en la zona próxima a la terminación de un cabalgamiento o bien en cualquier otra zona a lo largo del cabalgamiento si se produce una disminución brusca en la cantidad de desplazamiento a lo largo del éste. Los pliegues despegados pueden estar limitados por un despegue inferior, por uno superior o por ambos. Estas estructuras se forman GEOLOGÍA ESTRUCTURAL – GRUPO N°04: PLIEGUES

34

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA como un acomodo por problemas de espacio producto de un empuje de la falla o por la imbricación de la misma. Este acomodo puede ser por la propagación de la falla de desgarre o de separación y este reacomodo se manifiesta a través de anticlinales hacia arriba debido al escape del material en la misma dirección de formación de estos anticlinales.

E.

TIPOS DE PLIEGUES.


35


CONCLUSIONES 

Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formándose los Pliegues.



Las capas de las rocas pueden doblarse en pliegues de dos maneras: como resultado de la flexión transversal y por medio de la flexión longitudinal.



Existen 4 tipos principales de plegamiento, pero son comunes las transiciones: (1) flexuras; (2) pliegues de flujo; (3) pliegues de cizalla; (4) pliegues debidos a m ovimientos verticales.



Clasificamos a los pliegues, según su morfología, en pliegues: Isópacos, por flujo, por flexión y cizallamiento, por flexión y aplanamiento, en chevron y desarmónicos.



Las fallas son estructuras secundarias que se forman como respuesta al plegamiento, esto se debe cuando un conjunto de capas competentes se pliega por deformación longitudinal y tangencial.



Los pliegues se clasifican en relación a las fallas, en: Pliegues de flexión de falla, de propagación de falla y despegados.


Grupo N°04 - Pliegues

Recommend Documents