IEGUES

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

FACULTAD DE INGENIERAESCUELA ACADMICO PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLGICATRABAJO: DIACLASAMIENTO Y PLEGAMIENTOCursoGEOLOGA ESTRUCTURALDocenteMg. Ing. Alejandro Lagos Manrique Presentado por:HUAMAN CARRASCO, JamesPAUCAR PAREDES, EduardoROJAS URRUTIA, CluberRUIZ SANCHEZ, HeinerSOSA QUINTANA, CristhianVALDERA SANCHEZ, Antony

Cajamarca-Per. Enero del 2015.

AGRADECIMIENTO

Damos gracias a Dios, por estar con nosotros en todo momento, por habernos puesto en camino a aquellas personas que han sido nuestro soporte y compaa durante este tiempo.Agradecemos hoy y siempre a nuestras familias por el esfuerzo que realizan, en el apoyo en nuestros estudios para ser grandes profesionales.

OBJETIVOSOBJETIVO GENERAL Realizar el estudio terico del diaclasamiento y plegamiento geolgico. OBJETIVOS ESPECFICOS Diferenciar la deformacin frgil y dctil en los niveles estructurales. Describir aspectos generales del estudio de diaclasas y pliegues Relacionar la deformacin y el punto de ruptura con el plegamiento y diaclasamiento respectivamente. Explicar y clasificar los mecanismos de diaclasamiento y plegamiento y su relacin con las fallas presentes en la naturaleza.

INTRODUCCIN

Las estructuras geolgicas (plegamientos, fracturas y discordancias) se forman por muchas clases de procesos, los mismos que pueden agruparse en dos conjunto principales: estructuras tectnicas y no tectnicas. Las estructuras geolgicas estn relacionadas con todos los procesos tectnicos de las masas rocosas, estas son formadas por movimientos epirognicos y movimientos orognicos. El tipo de deformacin depende de la intensidad del esfuerzo, la presin, tipo de roca y la duracin del tiempo que la roca se somete al esfuerzo. La mayora de las rocas en profundidad se comportan como sustancias plsticas, por ende se deforman formando pliegues; Los pliegues son quiz la manifestacin ms corriente, ms evidente, de la deformacin dctil de las rocas. Se forman bajo condiciones muy variadas de esfuerzo, presin hidrosttica, presin 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 metamrficas, e incluso en las estructuras primarias de flujo de algunas rocas gneas. Realmente, su presencia indica alguna forma de deformacin dctil. Mientras las rocas en o cercanas a la superficie se comportan como material quebradizo produciendo las fracturas o diaclasas y fallas; en este sentido, la necesidad de conocer conceptos de diaclasamientos y plegamientos es fundamental para entender lo que sucedi en la historia de la tierra y la manera como se presentan hoy, y las diversas interpretaciones que lo podemos dar.

RESUMEN

En el presente trabajo de investigacin se hace el estudio terico del diaclasamiento y plegamiento que son estructuras producto del tectonismo en la cual, la profundidad y la temperatura son los ejes de dicho fenmeno, es decir, primeramente la roca comienza como frgil por las condiciones de contorno (profundidad y T) se vuele dctil y si sigue aumentando alcanza el nivel de fusin, dando como producto el pliegue de fusin, que este tambin puede llegar a fallarse. Existen tres niveles estructurales bien diferenciados: nivel superior, nivel medio y nivel inferior. En el nivel superior existe una deformacin continua, pero prevalece la deformacin discontinua se da fallamiento por el proceso de cizallamiento, en el nivel medio a mayor profundidad y temperatura se vuelve ms dctil; existir una mayor deformacin, aca encontramos los pliegues Isopacos, en el nivel inferior se forman los pliegues Anisopacos, un aplanamiento pliegues de esquistosidad. Adems de ello se menciona definiciones especficas de diaclasas; su origen, clasificacin, posicin, magnitud de intervalo. En pliegues; los elementos geomtricos que le componen, las causas que las originan, los tipos de pliegues y algunas asociaciones de los mismos, por lo que se considera a esta monografa como una de las partes ms importantes del estudio de la Geologa Estructural .

DIACLASAMIENTODISLOCACIONES DISYUNTIVASCorresponden a estructuras que presentan desplazamientos reales o desplazamientos relativamente pequeos.Se presentan desde aberturas micromilimtricas hasta desplazamientos de cientos o ms metros.1. DIACLASAS Y/O FRACTURASSe reconocen en cualquier tipo de roca (gnea, metamrfica o sedimentaria), y suponen una evidencia clara de la rotura frgil del macizo rocoso en alguna etapa de su historia deformacional.La definicin de grieta sin desplazamiento es convencional, ya que no existen fracturas sin desplazamiento.Siempre existe un pequeo desplazamiento aun en forma de abertura de los bordes de la grieta o resbalamiento relativo entre ambos.En razn de la escala de mapeo, las grietas se consideran con desplazamientos despreciables.Las grietas son de gran difusin en la corteza en casi todas las rocas, salvo en las que tienen altos contenidos de humedadCARACTERISTICAS DE LAS DIACLASAS La orientacin de una diaclasa, como la de otras estructuras geolgicas, se describe mediante dos parmetros: Direccin: ngulo que forma una lnea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur. Buzamiento: ngulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.Las diaclasas no tienen por qu ser en general planas, ni responder a ninguna geomtrica regular, as que los parmetros indicados pueden variar de un punto a otro. Espaciado entre las diaclasas sucesivas de la misma orientacin Apertura, es decir, distancia media entre las paredes de la junta. Persistencia y penetrabilidad: continuidad de las juntas o longitud de sus trazas. Rugosidad superficial, propiedad que condiciona su comportamiento friccional. Presencia o ausencia de relleno, y caractersticas del mismo.

2. POSICIN DE LAS DIACLASASLas diaclasas no suelen aparecer aisladas, sino asociadas afallasy apliegues. Cuando, como suele ocurrir, existen dos o ms conjuntos de diaclasas, se habla de un sistema de diaclasas o "joint system". Los ms sencillos son: Sistema de diaclasas paralelas: todas las diaclasas tienen igual direccin y buzamiento. Sistema de diaclasas que se cortan: las diaclasas tienen distintas direcciones y buzamientos y, por lo tanto, se cortan en determinados puntos. El caso ms comn suele ser el de familias de diaclasas conjugadas, con dos o tres direcciones predominantes de diaclasas producidas por el mismo fenmeno tectnico (distensin o compresin).Para poder discriminar entre diaclasas de compresin y de distensin hay que estudiar los ejes principales de la deformacin local o regional, pues las diaclasas en s mismas no aportan informacin suficiente (estras o desplazamiento).En el caso de diaclasas de extensin la direccin de la familia ms notoria suele ser perpendicular a la direccin de la extensin y en las de compresin labisectrizdel ngulo agudo de la interseccin de diaclasas la direccin de la misma.Cuando existen dos o ms familias de diaclasas que se intersectan formando ngulos ms o menos constantes se denominan sistemas de diaclasas.En funcin del ngulo diedro que formen las distintas familias, podemos clasificar los sistemas en ortogonales (diedro 90) o en conjugados (si el valor del diedro se sita entre 30 y 60). En muchos casos el trmino sistema de diaclasas se utiliza para decir que las familias existentes son coetneas, lo que no es correcto. Un sistema de diaclasa solo se refiere a la relacin espacial entre las distintas familias de diaclasas y no a sus posibles relaciones genticas.

3. MAGNITUD E INTERVALODiagrama del esfuerzo en funcin de la deformacin relativa.Las rocas que experimentan procesos de deformacin elstica almacenan energa de deformacin a medida que cambia su volumen. Cuando se remueven los esfuerzos de borde aplicados, la roca vuelve a su estado de deformacin original, mientras que la energa de deformacin retorna a su valor original.Con la aplicacin de un mayor esfuerzo, las rocas experimentan procesos de deformacin inelstica a medida que se producen cambios estructurales internos, no recuperables (que comienzan en el umbral de fluencia plstica), tales como la presencia de microfisuras debidas a la traccin, la trituracin de granos o el deslizamiento en los lmites intergranulares.Estos cambios producen una deformacin volumtrica permanente, a menudo aludida como deformacin plstica.Los esfuerzos ms altos tarde o temprano hacen que la roca falle (punto de fractura), como lo ilustra el proceso de trituracin o fracturamiento de los granos y el cemento constituyentes o la disolucin de los minerales.

4. ORIGEN Y CLASIFICACIN DE LAS DIACLASASTIPOS DE DIACLASAS4.1. Por la dimensin de la abertura y morfologa se les denomina:

Ocultas. En las rocas recientes o frescas no se notan, pero se manifiestan cuando se rompen siguiendo ciertos planos preponderantes.

Cerradas. Se ven a simple vista, pero no tienen abertura.

Abiertas. Presentan hendiduras o aberturas muy visibles.

4.2. Por su tectonismo:Las diaclasas corresponden a foliaciones secundarias, tanto de origen tectnico como no tectnico, pero que no tienen desplazamientos. Entre ellas se distinguen:

a) Diaclasas de origen tectnicoSe originan durante los episodios de deformacin, independientemente del rgimen tectnico.

Las diaclasas tensionales: son las que responden a fenmenos de estiramiento de las rocas. Aparecen normalmente abiertas, y rellenas de algn material precipitado, presentando forma de cua o de lentejas vistas en seccin. Frecuentemente se presentan asociadas y escalonadas, orientndose segn el campo de esfuerzos, con direccin de extensin paralelo al eje de mnimo esfuerzo. Son las que se presentan por ejemplo en la parte convexa de los pliegues.Las diaclasas compresionales: en tectnica compresiva, presentan un contorno ms neto. Cuando se presentan asociadas a fallas inversas siguen dos series, una paralela a la falla inversa, y otras oblicuas. Tambin son las que se presentan en la parte cncava de los pliegues.

b) Diaclasas de origen no tectnicoFisuras de enfriamientoLas que se originan durante el enfriamiento de una roca magmtica. Como el material caliente ocupa ms espacio que la misma cantidad de materia fra, al enfriarse el magma, se producen fracturas por la diferencia de volumen que se produce.Grietas de desecacin Durante la desecacin de un barro o lodo bajo condiciones atmosfricas determinadas (sequedad, alta temperatura, radiacin solar), al evaporarse el agua o la humedad contenida en l, disminuye el espacio ocupado por el material hmedo y la superficie se rompe en polgonos.Fisuras de tensin gravitacionalSobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones, un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenomeno se abren grietas paralelas al talud.Las diaclasas son las fracturas ms frecuentes y se presentan en todos los tipos de rocas especialmente, al nivel de la superficie y tambin a grandes profundidades. Estas fracturas pueden tener dimensiones que se extienden desde algunos milmetros hasta unos pocos metros.Normalmente se presentan en masa rocosa, en la que se pueden observar grupos de diaclasas estructuras paralelas o subparalelas y sistemas de diaclasas que corresponden a aquellas que se cortan entre s en ngulos definidos, y tienen una cierta simetra.Algunas diaclasas estn rellenas con calcita u otros minerales.5. COMPARACIN DIACLASA FALLAABAB

FALLA- Existe desplazamiento paralelo al plano de fracturamiento.- Dejan huellas como son las lineaciones o estras.DIACLASA- Existen pequeos desplazamientos perpendiculares al plano de fracturamiento.

Estrias

PLIEGUES1. DEFINICINSon arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plstico; sus dimensiones van de centmetros a cientos de km. Los pliegues se producen preferentemente en los bordes compresivos de las placas, es decir, en las zonas de subduccin, y en general a importante profundidad.Muchas rocas que en la superficie terrestre se comportan frgilmente, pasan en la profundidad al comportamiento dctil, plegndose frente a esfuerzos de compresin y cizalla, ya que la mayor presin y temperatura que existen en el subsuelo, favorecen la deformacin plstica de las rocas. Para un tipo de roca dado el estudio de la geometra de los pliegues puede informarnos de modo aproximado sobre el mecanismo de formacin y la profundidad a que se ha originado.Estas rocas ms antiguas se han alterado tambin sufriendo metamorfismo, razn por la cual los minerales planares como las micas crecen paralelos unos a otros y la roca tiende a dividirse fcilmente en lminas delgadas (esquistosidad). Al aumentar la distancia a la fuente de presin que produce el plegamiento los pliegues van deformndose tanto en la vertical como en la horizontal.DEFORMACIN DCTILEs cualquier cambio en la posicin o en las relaciones geomtricas internas sufridas por un cuerpo como consecuencia de la aplicacin de un campo de esfuerzos. Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la accin de esfuerzos externos. Nosotros no captamos esa deformacin, pero s podemos saber cundo una roca est deformada. Estudiando la deformacin podemos saber cmo han sido los esfuerzos que la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectnica pasada en una regin.Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formndose los Pliegues.

ELEMENTOS GEOMTRICOS DE LOS PLIEGUES FLANCO. Conjunto de estratos inclinados que se encuentran a cada uno de los lados del plano axial de un pliegue. BUZAMIENTO. Inclinacin de los estratos de un pliegue. EJE. Lnea central a partir de la que cambia el buzamiento. El eje es paralelo a la charnela y pasa por la base del pliegue. Lnea que une los puntos de mxima curvatura. CHARNELA. Lnea de flexin brusca de un pliegue. La charnela es paralela al eje y se encuentra en el punto de inflexin externo del pliegue. Lnea en la que cambia el buzamiento de los estratos. PLANO AXIAL. Plano terico 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. ALTURA. Distancia entre el eje del pliegue y la charnela. VERGENCIA. Inclinacin del plano axial con respecto a la vertical.

Segn la ubicacin del plano axial, podemos determinar los siguientes rasgos geomtricos 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.

CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOSBajo la accin 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 rgido. Otros, se deforman ms fcilmente, son los cuerpos deformables.Como consecuencia de la dinmica global de la corteza terrestre, frecuentemente las rocas se ven sometidas a esfuerzos tectnicos que las deforman, originando estructuras diferentes de las que posean.

Hay que tener en cuenta que a mayor profundidad aumenta la presin y la temperatura, por lo que los materiales situados a mayor profundidad se comportarn ms plsticamente.En geologa adems de la deformacin plstica, deben considerarse la viscosidad de las rocas y los fenmenos de relajacin y fluencia. La relajacin se expresa como una cada de tensiones en el cuerpo, mantenindose constante la deformacin plstica, pues se trata de un reacomodo de las partculas del cuerpo desplazndose en el proceso de la deformacin plstica hasta encontrar su equilibrio y desapareciendo las tensiones internas. La relajacin lleva a una transformacin paulatina de una deformacin elstica a una residual plstica.PLASTICIDADEs cuando por accin 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. Ser plstica cuando esta deformacin se revele sin interrupcin de la continuidad del material y se forme como el resultado de la accin de fuerzas externas, o ser frgil si las deformaciones conducen a la destruccin del cuerpo sin una deformacin plstica notable.Una deformacin plstica es irreversible, y el cuerpo puede seguir deformndose hasta su LMITE PLSTICO, tras el cual se rompe.

VISCOCIDADCaracterstica de resistencia que ofrecen las rocas a la deformacin, debido a la cohesin molecular de sus componentes.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.RIGIGEZEn la Tierra no hay rocas indeformables. La compresibilidad aumenta la rigidez, y la temperatura la debilita.TENACIDADCapacidad para mantenerse sin romperse o doblarse. Es la resistencia que oponen a la separacin de las molculas que los integran, al ser sometidos a esfuerzos de traccin y a los ensayos de elasticidad y alargamiento.

FACTORES QUE CONTROLAN EL PLEGAMIENTOLA PRESINLa presin se debe al peso que producen las masas rocosas que se superponen. Con la profundidad aumenta la presin y las rocas que en la superficie son rgidas, en la profundidad pueden comportarse plsticamente. PRESIN CONFINANTE: Con la profundidad aumenta la presin confinante y las rocas, que en la superficie son rgidas, en la profundidad pueden comportarse plsticamente. As aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformacin dctil. A mayor presin confinante mayor es el campo de plasticidad de la roca.

TEMPERATURALa temperatura tambin 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 kilmetros de profundidad fluyen como los lquidos.A mayor temperatura mayor es el campo de plasticidad de la roca (hay excepciones como la arcilla). GRADEINTE GEOTERMICO: A mayor gradiente trmico la roca se torna ms dctil y alcanza su punto de fusin ms rpido que en gradiente trmico bajo.Los lmites entre los diferentes niveles estructurales se encontrarn a una profundidad menor, y su espesor ser ms dbil.Gradiente geotrmico:1 C X 30 33 metros de profundidad.El orden de competencias vara segn que se trate de deformacin a T baja o media. Para baja T, slo se han incluido rocas sedimentarias, mientras que para T media, la lista consiste en rocas metamrficas. A T alta, las diferencias de competencia son muy pequeas. En orden de competencia decreciente, las listas son:TEMPERATURA BAJATEMPERATURA MEDIA

Arenisca cuarcferaGneises y granitos de grano fino

GrawacaCuarcita

Caliza de grano gruesoMrmol

CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCALa arcilla seca es rgida pero mojada es plstica. Por analoga 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 deformacin reduciendo la respuesta elstica y desplazando el lmite de rotura a esfuerzos cada vez mayores.A mayor presin de fluidos menor es el campo de plasticidad (las arcillas es al contrario, cuando estn hmedas son plsticas y secas son rgidas).TIEMPOSe asocia a ste factor la velocidad de deformacin de las rocas; si la velocidad de deformacin es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material responde con rigidez, en el caso contrario responder plsticamente.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 aos (factor muy importante).INFLUENCIA DE LAS CARACTERSTICAS ANISOTRPICAS DE LAS ROCASAnisotropa es la variacin de una propiedad segn la direccin. En las rocas experimentan distintas deformaciones segn sea la direccin de los esfuerzos respecto a planos de estratificacin, esquistosidad, etc.Los pliegues son deformaciones que en trminos generales producen el acortamiento de la corteza terrestre, que en algunos casos llegan a varios cientos de kilmetros. Por lo general pueden ser originados por: Esfuerzos de compresin horizontal Accin de intrusiones Por intrusin de sal Compactacin diferencial Sobrepeso del material de coberturaESTUDIO DE LAS DEFORMACIONESDEFORMACINEl esfuerzo causa deformacin. Esta puede ser dilatacin (cambio de volumen) y distorsin (cambio de forma) o ambas.Cuando hay un cambio en la presin de confinamiento, un cuerpo istropo es decir, un cuerpo cuyas propiedades mecnicas son iguales en todas direcciones variar de volumen, pero no de forma.TIPOS DE DEFORMACINDeformacin elstica: El material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformacin desaparece (por ejemplo una goma elstica). Es, por tanto, una deformacin reversible. Deformacin plstica: La deformacin se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformacin es irreversible. Deformacin frgil:El material se fractura como respuesta al esfuerzo (sera el caso de un vidrio roto). Al igual que la anterior, tambin es irreversible. Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras geolgicas reconocibles, como son: Pliegues, cuando la deformacin sufrida por las rocas es de tipo plstica. Los materiales se doblan dndonos idea de qu fuerzas los plegaron. Fallas y diaclasas son deformaciones frgiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente, hay separacin entre las partes fracturadas.

MECANISMOS DE DEFORMACIN Y PLEGAMIENTOCuando las rocas son frgiles, la deformacin 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, formndose los Pliegues. Estos pliegues pueden originarse de dos maneras muy diferentes.ETAPAS: Primera Etapa: Cuando la ductilidad no es todava muy importante, los estratos se pliegan de manera simple, manteniendo su espesor constante, presentando deformacin importante en las charnelas y se forman Pliegues Isopacos.En este caso el mecanismo elemental es la Flexin. Segunda Etapa: En un estado ms evolucionado, las rocas se vuelven muy dctiles y se deforman fcilmente, con mucha intensidad, provocando la transformacin de elementos esfricos en elipsoides aplanados, adquiriendo una anisotropa de origen mecnico como la esquistosidad, tornndose pliegues Anisopacos.En este caso el mecanismo elemental es el Aplanamiento. Tercera Etapa - Por Fusin: Es un estado de mayor profundidad, donde las rocas estn a una temperatura prxima o superior a su punto de fusin, entonces se comportan como lquidos ms o menos viscosos y por consiguiente fluyen, resultando pliegues de los dos tipos anteriores. En este caso el mecanismo elemental es el Flujo.1- Cizallamiento2- Flexin3- Aplanamiento4- Flujo

Obsrvese que el acortamiento vara segn los mecanismos; es MAXIMO con el Aplanamiento y NULO con el Flujo

Esquema ilustrando los diferentes Mecanismos de la Deformacin.

MECANISMOS: Mecanismos de Deformacin Continua. Esta deformacin comienza cuando se acumula grandes cantidades de energa elstica. Este proceso de deformacin contina hasta que las rocas alcanzan su lmite de deformacin elstica. Se produce entonces una ruptura, por el desplazamiento de ambas masas (placas), liberndose la energa acumulada en forma de calor y de ondas ssmicas.

Deformacin Discontinua. La fracturacin es tal vez el fenmeno tectnico de mayor importancia global y de ocurrencia universal.Prueba de ello son los bordes de placas y la aparicin de fracturas en otros planetas. Para el estudio de la deformacin frgil es necesario hacer hincapi en los principios tericos que gobiernan la fracturacin.Ruptura: Proceso irreversible por el que los materiales de la corteza tratan de ajustarse a un nuevo estado de equilibrio mediante la aparicin de superficies de discontinuidad.Cuando la deformacin continua sobrepasa un cierto lmite hay ruptura pero esta:

Si se trata de pliegues por deformacin 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 est afectada por fallas inversas.

LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLGICOSPLIEGUES ISOPACOSAsociemos los pliegues Ispacos con los pliegues concntricos. Dicho plegamiento concntrico es uno de los principios dirigentes del proceso de plegamiento, porque el plegamiento inicial lleva consigo una deformacin elstica de las rocas ms rgidas y resistentes. Nos detendremos bastante en la explicacin del desarrollo de pliegues concntricos, pues los otros tipos pueden considerarse como derivados del principio concntrico fundamental.El espesor de cada estrato no vara a lo largo del pliegue. Se atribuye su origen a esfuerzos de tipo flexin y deslizamiento.

ANISPACOS O SIMILARES: Pliegues formado por aplanamiento generalizado de la materia, producindose sin intervencin apreciable del cizallamiento o la flexin y que se manifiesta por un acostamiento perpendicular al plano de aplanamiento.

PLIEGUES POR FLUJOLlamamos as 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 direccin determinada.El plegamiento de flujo o plegamiento incompetente es tpico de regiones donde no hay estratos gruesos, competentes y donde todas las rocas son plsticas ya sea debido a caractersticas inherentes o alta temperatura o alta presin de confinamiento.

MECANISMOS DE LA DEFORMACIN:Si la deformacin es continua los flancos del pliegue estn sometidos a un deslizamiento continuo y si la deformacin es discontinua se tiene una serie de planos de deslizamiento paralelos entre ellos.GEOMETRA DEL PLEGAMIENTO:La forma del pliegue depende de cmo se realice el flujo, si no vara mas que en una sola direccin se obtienen los pliegues cuyos ejes son perpendiculares a esta direccin.Si el flujo no se realiza en un direccin constante, el flujo se efectuara de una forma no laminar sino turbulento.En los lquidos los flujos turbulentos pueden ser extremadamente complicados y dar figuras totalmente inesperadas, hablamos entonces de pliegues de flujo turbulento que son ms difciles de reconocer que los pliegues de flujo laminar.IMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJOIMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJO TURBULENTO

La figura muestra el aspecto de la deformacin producida por un flujo divergente convergente y un flujo no laminar.CONDICIONES FSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO:Para que puedan formarse Pliegues de Flujo es necesario que las rocas se comporten como lquidos. Pero no es necesario que las rocas hayan alcanzado su punto de fusin, en efecto si las rocas son dctiles pueden comportarse como cuerpos viscosos a la escala del tiempo geolgico Las rocas pueden por tanto ser afectadas por pliegues de Flujo mucho antes de alcanzar su punto de fusin. Cuando se alcanza la fusin se producen generalmente pliegues de flujo turbulento.

PLIEGUES POR FLEXIN Y CIZALLAMIENTOCon frecuencia sucede que la flexin 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 estn afectadas por fallas. Pero generalmente el plegamiento no se interrumpe prosigue al mismo tiempo que funcionan las fallas, no obstante, el plegamiento se efecta entonces con un campo de esfuerzo nuevo; ya que parte de la deformacin 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 tambin 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.

PLIEGUES POR FLEXIN Y APLANAMIENTOSe produce nicamente aplanamiento cuando tenemos series sedimentarias heterogneas con litologas diversificadas que es el caso ms general, la flexin precede o acompaa siempre al aplanamiento por eso interviene siempre estos dos mecanismos.

La flexin precede al aplanamientoSi se comprime una serie formada por rocas de propiedades muy diferentes por Ejm., margas y cuarcitas, puede suceder que las margas estn afectadas por un aplanamiento, mientras que simultneamente las cuarcitas se pliegan por flexin

Flexin contempornea con el aplanamientoCuando 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 ncleo de los anticlinales el valor del aplanamiento aumenta mientras que el techo de los mismos se produce lo contrario.

El contraste litolgico entre diferentes niveles existentes depende de la forma exacta de los pliegues de importancia relativa de flexin y aplanamiento.El ngulo de estratificacin y el plano de aplanamiento condicionan directamente la forma de los pliegues, si el ngulo es prximo a los 90, pliegues simtricos si se aleja tendremos pliegues asimtricos y mientras ms se aleja son ms asimtricos.

PLIEGUE EN CHEVRONKnick es un trmino alemn para pliegues simtricos, de pequeo tamao cuyo radio de curvatura es nulo o muy pequeo, y cuyos flancos y planos axiales son planos. El material plegado siempre es anistropo, en general si trata de esquisto.Los pliegues pueden estar aislados o muy espaciados, hablamos entonces con frecuencia de microplegamientos en acorden (pliegue chevron) en los cuales se forman vacos triangulares entre dos estratos.

Knicks o Kink-Bands

Mecanismo del KnicksKNICK aislado puede formarse por desplazamiento siempre o por rotacin o por combinacin de estos mecanismos. Los Knick se originan con una anchura infinitesimal y se ensanchan progresivamente por migracin de las superficies axiales.

Mecanismo del Pliegue en Chevron Los estratos se deslizan unos sobre otros. Frmula para calcular el valor de este deslizamiento

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:

Dnde:e = Buzamiento = Longitud de los flancos del pliegueLos pliegues en chevron no tienen generalmente buzamiento superior a 60 PLIEGUES DESARMNICOSLos pliegues armnicos son aquellos en los que todas las capas se pliegan de igual manera siendo paralelas entre s, mientras que en los disarmnicos aparecen pequeos pliegues de arrastre en las capas ms plsticas, puesto que estn constituidos por capas ms duras (o competentes) y ms 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 desarmnico es aquel pliegue en el que los estratos no guardan paralelismo debido a contrastes de competencia. El ejemplo ms representativo de este tipo de pliegues es el pliegue diaprico o diapiro. (deformacin de la corteza en forma de cpula y de planta ms o menos circular, debida a un ascenso de rocas plsticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposicin original de los materiales superpuestos.

PLIEGUE ARMNICO

PLIEGUE DESARMNICO

MICROPLIEGUES, MACROPLIEGUES Y FALLASMICROPLIEGUES.

Cuando las rocas estn afectadas por una esquistosidad, es decir por una deformacin continua importante, y cuando su litologa no es homognea, se forman pliegues. En funcin de la litologa estos pliegues pueden ser de todos los tipos, desde el pliegue por cizallamiento y flexin hasta el pliegue de flujo. Como la deformacin continua no preserva ningn elemento de la roca, sta se plegar totalmente y a todas las escalas. Es extremadamente frecuente encontrar pliegues de escala mtrica, decimtrica, centimtrica y milimtrica, que por comodidad se les denomina micropliegues por oposicin a las estructuras de mayores dimensiones. Generalmente los pliegues son tanto ms numerosos cuanto ms pequeo es el tamao de los mismos y cuanto ms delgadas sean las superficies planares replegadas. Es como si en una roca esquistosa y plegada, lo que es extremadamente frecuente, los micropliegues ms pequeos , incluso decimilimtricos, se hacen visibles; tenemos entonces una gran cantidad de micropliegues, cuyo estudio es indispensable. Si por el contrario se pliega una roca istropa, tal como por ejemplo calizas masivas, los micropliegues se desarrollarn mucho menos fcilmente y adems no sern viibles a no ser que las calizas estn microestratificadas.Cualquiera que sea el tipo de microplegamiento introduce siempre en la roca un eje B, que puede corresponder a una verdadera lineacin de microplegamiento, que es un elemento estructuralgico muy importante para todo anlisis microtectnico.

MICROPLIEGUES EN PELITAS

MACROPLIEGUES

Como es lgico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen darse en asociaciones o sea un anticlinal siempre viene acompaado de un sinclinal o viceversa compartiendo el mismo limbo es decir el flanco de un anticlinal es tambin de un sinclinal es por eso los pliegues aparecen asociados formando plegamientos. SERIES ISOCLINALESLos planos axiales de los pliegues que intervienen en la asociacin son paralelos.

ANTICLINORIOSLos planos axiales convergen hacia el centro de la Tierra, formando el conjunto una gran estructura anticlinal. Esta estructura es un anticlinal gigantesco que est compuesto de muchos pliegues menores, en una sucesin de anticlinales y sinclinales. Generalmente, estos anticlinorios tienen una magnitud que puede ir desde el tamao de una montaa hasta una cadena de montaas, y su anchura es o puede ser de varios kilmetros.

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

RELACIN ENTRE FALLAS Y PLIEGUES: Los pliegues y las fallas son estructuras que se encuentran estrechamente ligadas tanto espacialmente como en su gnesis. 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 deformacin longitudinal y tangencial, en arcos externos de los pliegues se origina un estiramiento que puede dar lugar a la formacin de fallas normales, mientras que en los arcos internos se produce una compresin que puede originar fallas inversas. Esto debido a que las fuerzas siguieron actuando hasta superar el lmite de plasticidad de las rocas componentes hasta romperse.

Tambin se generan fallas en los planos de cizallamiento dentro de un plegamiento concntrico donde se produce plegamientos paralelos debido a que los esfuerzos elsticos en dicha capa plegada elsticamente son paralelos a su superficie: Tensin en el arco convexo y compresin en el arco cncavo.

CLASIFICACIN DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON FALLAS Esta clasificacin est basada en aspectos de carcter geomtrico y cinemtica, y de hasta veces mecnico; estos se pueden clasificar en tres: PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL BEN FOLDS): Tambin 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 flexin del bloque de falla y por lo tanto la deformacin del pliegue. Aunque por lo general se forman el bloque superior de la falla, pueden desarrollarse tambin 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.

PLIEGUES DE PROPAGACION DE FALLA (FAULT-PROPAGATION FOLDS): Estos se forman contemporneamente a la propagacin de una falla en situacin de rampa a travs de una serie de estratos, de forma que el acortamiento da lugar a la formacin de un pliegue en zona prxima a su terminacin.

LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT ODECOLLEMENT FOLDS)

Estos pliegues a diferencia de los pliegues de flexin o de propagacin de falla, no estn asociados con una rampa en la falla, sino que se forman en relacin con un cabalgamiento paralelo a las capas. Pueden generarse en la zona prxima a la terminacin de un cabalgamiento o bien en cualquier otra zona a lo largo del cabalgamiento si se produce una disminucin brusca en la cantidad de desplazamiento a lo largo del ste. Los pliegues despegados pueden estar limitados por un despegue inferior, por uno superior o por ambos. Estas estructuras se forman como un acomodo por problemas de espacio producto de un empuje de la falla o por la imbricacin de la misma. Este acomodo puede ser por la propagacin de la falla de desgarre o de separacin y este reacomodo se manifiesta a travs de anticlinales hacia arriba debido al escape del material en la misma direccin de formacin de estos anticlinales.

TIPOS DE PLIEGUES.

CONCLUSIONES En el nivel estructural superior existe una deformacin discontinua, es decir, se da el fallamiento por el proceso de cizallamiento. En el nivel medio, como la profundidad y la temperatura aumentan se va volviendo ms dctil, en este nivel los pliegues Isopacos con caracterstico. En el nivel inferior existe mayor cizallamiento y mayor deformacin encontrndose los pliegues Anisopacos, si aumenta la profundidad se encuentra los pliegues de flujo. El comportamiento de las rocas se da de manera continua y discontinua, cuando llegan al punto de ruptura se forman las diaclasas, es decir, una ruptura y adquieren cierta ductilidad; formndose los Pliegues. Clasificamos a los pliegues, segn su morfologa, en pliegues: Ispacos, por flujo, por flexin y cizallamiento, por flexin y aplanamiento, en chevron y desarmnicos. Las fallas son estructuras secundarias que se forman como respuesta al plegamiento, esto se debe cuando un conjunto de capas competentes se pliega por deformacin longitudinal y tangencial.

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