Pliegue, plegamiento

Flexión en una masa de rocas, es decir, un cambio en el grado de buzamiento de un estrato, y también, a menudo, un cambio en la dirección del buzamiento.

Si la flexión adquiere la forma de un arco, el pliegue se denomina anticlinal (más generalmente, una antiforma: ver más abajo). mientras que si la forma es la de una depresión es un sinclinal (más generalmente, sinforma).

La linea a lo largo de la cual se produce el cambio en el valor de la dirección del buzamiento. se conoce como línea de charnela, y en muchos pliegues coincide con la posición de máxima curvatura. La zona adyacente a la línea de charnela se llama zona de charnela del pliegue. El flanco de un pliegue es la parte existente entre una charnela y la siguiente, y el ángulo entre los flancos se denomina ángulo entreflancos.

Un pliegue termina o cierra en el sentido de la convergencia de sus flancos. Al mirar un mapa, podemos decir que un pliegue termina hacia el N.W., etc. En sección vertical, un pliegue puede decirse que cierra hacia arriba (antiforma) o hacia abajo (sinforma). Para un pliegue antiformal la dirección del cierre es la dirección de inmersión (ver más abajo). El plano que une las líneas de charnela de los sucesivos estratos en un pliegue se denomina plano axial. Eje de pliegue es un término que se ha utilizado, por los diferentes autores, con distintos significados, pero desde un punto de vista práctico, la mejor definición parece ser la de que es una línea paralela a la charnela. Esto puede expresarse alternativamente como la traza de la intersección del plano axial con cualquiera de los estratos que componen el pliegue. Debe notarse que la traza del plano axial en la superficie del terreno coincide con los ejes sólo para los pliegues de cierta posición específica. La línea de cresta marca los puntos más elevados, en el mismo estrato, en un pliegue antiforma. De igual forma, la línea de vaguada o seno define los puntos más bajos, en el mismo estrato, en un pliegue sinforma. El plano de cresta y el plano de vaguada son los planos que unen las líneas de cresta y las líneas de vaguada, respectivamente, de los estratos sucesivos de un pliegue. Los planos axiales, los planos de cresta y los planos de vaguada no son siempre planos y pueden tener diversas curvaturas. El plano axial de un pliegue tampoco coincide necesariamente con el plano de cresta. Se dice que un pliegue es buzante si el eje no es horizontal. El grado de inmersión es el ángulo entre el eje y una línea horizontal situada en un plano vertical común; cabeceo.

El término inglés «pitch» se utiliza algunas veces erróneamente como sinónimo de cabeceo, pero estrictamente hablando es el ángulo entre una línea horizontal y el eje medido en el plano axial; a menos que el plano axial sea vertical, el cabeceo y la inmersión no coinciden.

Tipos de pliegues. Si el plano axial divide al pliegue en dos partes iguales, se dice que el pliegue es simétrico o recto. Si el plano axial tiene un buzamiento, el pliegue se llama asimétrico, mientras que si el plano axial es horizontal o subhorizontal se dice que el pliegue es un pliegue tumbado o manto de cabalgamiento..

Si en un pliegue inclinado los dos flancos tienden a buzar en la misma dirección pero con valores diferentes (p. ej., un flanco está invertido), se dice que el pliegue es inclinado. Muchos pliegues descritos como tumbados son estructuras de gran escala, y los planos axiales están frecuentemente doblados en diferentes formas. Los pliegues en los que el ángulo entre los flancos es mayor de 70º se dice que son abiertos o curvos, si el ángulo está comprendido entre 30º y 70º se llaman cerrados, y si el ángulo es menor de 30º, apretados. Si los dos flancos son paralelos, se dice que el pliegue es isoclinal. El perfil de un pliegue es su traza vista en un plano normal al eje; a menos que el eje sea horizontal éste diferirá de la traza vista en un plano vertical.

La flexión que resulta de un aumento brusco en el buzamiento de una capa hasta una posición casi vertical, seguida por un achatamiento del buzamiento original sin cambio en la dirección del buzamiento, se denomina una flexión monoclinal. Igualmente, un aplanamiento del buzamiento sin cambio en la dirección se llama una terraza estructural.

En el tipo normal de anticlinal las rocas más antiguas ocuparán el núcleo del pliegue y las más jóvenes la parte exterior, mientras que en un sinclinal las rocas más jóvenes el núcleo y las más antiguas la parte exterior. En zonas de intensa deformación, se han encontrado pliegues que aparentemente son anticlinales, salvo que tienen las rocas jóvenes en el núcleo. Este tipo de estructura se denomina una anti forma sinclinal o falso anticlinal. De igual manera, el término sinforma anticlinal o falso sinclinal se aplica a una estructura de tipo sinclinal donde los materiales más antiguos forman el núcleo.

Una estructura anticlinal con inmersión en todas las direcciones (buzamiento en cúpula) es un domo, mientras que un sinclinal que buza hacia dentro en todas direcciones se llama una cubeta estructural. Los domos y las cubetas se denominan colectivamente estructuras periclinales. aunque algunos autores limitarían el uso de este término a los domos. Los pliegues regionales de gran tamaño pueden tener sus flancos plegados a escala más pequeña para formar una serie de flexiones menores: Un complejo de pliegues de gran tamaño de esta clase se llama anticlinorio o sinclinorio, según su forma. (Cf. pliegue de arrastre, ver más abajo.)

Los pliegues cilíndricos son aquellos cuyo perfil es esencialmente semicircular y permanece constante cuando se traza a lo largo de sus ejes. En un pliegue paralelo o concéntrico los semicírculos sucesivos tienen un centro constante y un radio que aumenta regularmente, mientras que un pliegue similar conserva el mismo radio, pero desplaza su centro a lo largo del plano axial.

En general, los pliegues raramente son en su totalidad concéntricos o similares, sino que muestran características de ambos tipos. Los pliegues angulares (chevron, zig-zag o en acordeón) tienen flancos rectos y charnelas agudas; en realidad, en muchos casos, la charnela realmente es un punto de fractura, en cuyo caso el plano axial se convierte en un plano de debilidad. Las letras M, V, W, Z se han utilizado para describir estos pliegues, frente a los pliegues cilíndricos en forma de S.

Los conceptos de pliegues paralelos y similares pueden también aplicarse a los pliegues angulares; existe una gama de pliegues intermedios entre los angulares y aquellos que tienen un perfil semicircular. Los pliegues rectangulares son aquellos que tienen una sección aproximadamente rectangular. Parece que cambian su perfil al seguirse a lo largo de su plano axial hacia arriba o hacia abajo.

Los pliegues conjugados, que son parecidos superficialmente a los pliegues rectangulares, conservan su perfil a lo largo de sus planos axiales. Están constituidos por una pareja de pliegues en los que los planos axiales buzan el uno hacia el otro cortándose en una línea paralela al eje del pliegue.

Los pliegues no cilíndricos no conservan su perfil a lo largo de su dirección axial. El tipo más simple es el cónico, mientras el término de pliegue «inconstante» se ha utilizado para describir tipos más complejos.

La mayoría de los pliegues son causados por movimientos orogénicos. En zonas que han tenido una historia tectónica compleja pueden originarse más de una serie de pliegues, dando lugar a lo que se ha llamado plegamiento transversal a otro (plegamiento polifásico), en el que los planos axiales de los pliegues y/o los ejes de éstos se cortan formando un ángulo.

Donde tiene lugar un plegamiento transversal a otro, la configuración de pliegues sobre el terreno puede ser muy compleja. Si dos anticlinales pertenecientes a diferentes series de pliegues coinciden, el resultado es una culminación, pero donde un anticlinal y sinclinal coinciden el resultado es una depresión. Estos dos términos se aplican especialmente para pliegues tumbados que están replegados.

Un pliegue generativo aumenta su tamaño al seguirse en dirección hacia arriba a lo largo del plano axial. Algunos pliegues generativos son de origen no orogénico.

Durante el plegamiento las capas competentes e incompetentes pueden comportarse de manera diferente, dando lugar a diferentes tipos de plegamiento. Éste se conoce como pliegue disarmónico.

Si la capa competente se rompe en una serie de unidades discontinuas con plasticidad compensatoria de las capas incompetentes, se describe el plegamiento como disyuntivo.

Durante el proceso de plegamiento existe casi inevitablemente un deslizamiento según el plano de estratificación, y cuando esto sucede en una alternancia de materiales competentes e incompetentes se suelen producir en los estratos incompetentes pliegues secundarios denominados de arrastre o pliegues parásitos.

En muchísimos casos la dirección y el valor del cabeceo de los pliegues de arrastre son iguales a los del pliegue principal (Regla de Pumpelly). Los pliegues de arrastre que están de acuerdo con esta regla (e incluso cualquier pliegue menor que concuerde con la dirección de una estructura de pliegue importante) se dice que son pliegues congruentes; en el caso contrario, se llama incongruentes.

Tipos de plegamientos. El plegamiento en bucle resulta de la comprensión lateral de una lámina. Durante la formación del bucle tiene lugar la aproximación de puntos que se encuentran en. la superficie terrestre (disminución de la corteza). Sus efectos pueden verse con más facilidad en las capas incompetentes, ya que éstas tienden a deformarse por plegamiento cortante (o cizalla) (ver más abajo) o de flujo (ver más abajo).

En la ínflexión, el plegamíento resulta de la acción de fuerzas verticales de diferentes intensidades que actúan en diferentes sitios, no supone movimiento por gravedad o por cizalla, sino que su característica es la formación de estructuras amplías.

El plegamiento cortante (o de cizalla) se produce por un movimiento diferencial a lo largo de los planos de esquistosidad de pequeño intervalo. Esta clase de plegamiento es característica de las pizarras y de las filitas, y pueden aparecer en capas incompetentes afectadas por otros tipos de plegamientos. El efecto puede observarse fácilmente sí se traza una línea en el borde de una baraja y luego se empuja en ángulo recto al que tiene la línea.

El plegamiento de flujo se desarrolla en capas altamente incompetentes que se comportan másbien como un fluido viscoso que como una roca sólida. Estos pliegues se originan fundamentalmente en las rocas salinas, en el yeso y en las arcillas blandas. Las contorsiones que surgen durante el plegamiento de flujo son frecuentemente muy disarmónicas. Algunos tipos de pliegues ptigmáticos son probablemente de esta clase. Ciertos pliegues no son producidos por fuerzas orogénicas, y para ello se reserva el nombre de no-diastróficos. Los tipos principales son los siguientes:

a) El alabeo sinforma aparece donde unas capas competentes suprayacentes a otras incompetentes forman la cima de una colina. Las capas incompetentes fluyen hacia afuera en dirección al valle, produciendo el descenso de las competentes.

b) El alabeo antiforma del valle es un efecto bastante parecido: aparece donde el material incompetente es empujado hacia arriba en dirección al valle por el peso de las masas de las colinas que se encuentran en ambos lados, llegando en el proceso a doblarse hacia arriba los bordes.

c) Los pliegues producidos por deslizamiento de ladera provienen del movimiento de derrubios ladera abajo. Toman la forma de deformación de estratos adyacentes al plano del movimiento del suelo. El buzamiento que se da en tales regiones es, a menudo, muy impreciso. (Transporte por gravedad).

d) Las estructuras de desplome por gravedad se desarrollan donde la erosión de capas incompetentes ha permitido que capas un poco más competentes se desplacen bajo la acción de la gravedad y se doblen para formar varios tipos de pliegues (en rodilla, en petaca, en cascada, etcétera).

e) Los pliegues suprayacentes antiformales se producen cuando tiene lugar una deposición sobre una zona elevada. Pueden originarse también por compactación diferencial de sedimentos alrededor de tal cresta, y acentuarse si se produce un movimiento durante la sedimentación bajo tales circunstancias.

f) Durante la sedimentación en una superficie inclinada puede ocurrir una deformación del sedimento por deslizamiento de los estratos ladera abajo. bajo la influencia de la gravedad.

Esto puede dar lugar al curioso fenómeno de capas plegadas que están interestratificadas con capas no plegadas.

g) Los pliegues diapíricos se originan durante el movimiento ascendente de una masa rocosa para formar un diapiro, produciendo una deformación en los estratos circundantes.

Debe notarse que aunque el plegamiento diapírico está asociado con domos salinos no es diastrófico (esto es también válido, en términos generales, para los diapiros ígneos), puede tener lugar una penetración por capas incompetentes durante un plegamiento orogénico Intenso, con la producción de la estructura diapírica típica. M, J. Fleuty. Proceedings of the Geologists' Asociation, Vol. 75, pp. 461-92.1964.