Plegamientos rocosos: tipos, partes y formación

PLIEGUES
GRUPO 1: BRINGAS VIGO, BRAYAN MARTÍN
HUAMÁN CIEZA, LUIS ALEXANDER
PIZÁN ROSADO, GONZALO
CURSO: GEOLOGÍA ESTRUCTURAL
DOCENTE: AGUILAR JULCA, PAUL
GRUPO: B
CICLO: IV
E.A.P: INGENIERIA GEOLÓGICA
FECHA: 22 DE MARZO DEL 2021

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA
FACULTAD DE INGENIERIA
Escuela académico profesional de Ingeniería Geológica
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I. INTRODUCCION:
En este trabajo de investigación hablaremos de las deformaciones tectónicas que son todo
cambio de forma y/o volumen que sufren los materiales rocosos por la acción de las
fuerzas internas de la Tierra.
Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen un grado de elasticidad
determinado, que es máximo en las rocas blandas de tipo sedimentario y mínimo en las
rocas metamórficas. Cuando actúan fuerzas intensas, como las producidas en el choque
entre continentes, la roca cede elásticamente y se dobla adoptando una forma que depende
de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza.
Estos procesos de plegamiento pueden producirse a poca profundidad y son los
responsables de la formación de las grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza supera la
elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla.
II. OBJETIVOS:
• Objetivo General: Ampliar los conocimientos sobre las deformaciones
tectónicas.
• Objetivos Específicos:
Saber los tipos de deformaciones que existen y sus características.
Saber localizar las diferentes partes de un pliegue y las diferentes clases de pliegues
que hay.

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III. MARCO TEORICO
PLIEGUES
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 (Escobar, 2017).
Los pliegues se diferencian tanto por
su dimensión como por su forma,
existen pliegues cuyas amplitudes se
miden en varios kilómetros; muchos
pliegues son de altura y anchura de
cientos de metros no son menos
frecuentes los pliegues que se miden
en decenas de metros; pero existen
también pliegues mucho más
diminutos, cuyas dimensiones (altura
y anchura) son de algunos centímetros
a semejantes pliegues diminutos se
les denomina como fruncimiento de
las rocas (Beloúsov, 1979).
Formación de los plegamientos
La corteza terrestre es sólida, pero como constantemente se generan nuevas porciones
y se destruyen otras, en su zona interior se producen enormes fuerzas que acaban por
deformarla.
Estas fuerzas, actuando durante millones de años, hacen que la corteza se ondule y
forme pliegues, en un lugar se levanta el terreno, en otro se hunde. A veces, estas
fuerzas son tan potentes que la elasticidad de los materiales no puede soportarlas y el
pliegue se rompe.
Ilustración 1Pliegues en rocas sedimentarias, alternancia de calizas y
cherts (isla de Creta). Autor: Dieter Mueller.

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Las fuerzas que doblan la Tierra
Los materiales rocosos que forman la corteza terrestre tienen un grado de elasticidad
determinado, que es máximo en las rocas blandas de tipo sedimentario y mínimo en
las rocas metamórficas. Cuando actúan fuerzas intensas, como las producidas en el
choque entre continentes, la roca cede elásticamente y se dobla adoptando una forma
que depende de su elasticidad y de la intensidad de la fuerza.
Estos procesos de plegamiento pueden producirse a poca profundidad y son los
responsables de la formación de las grandes cordilleras de la Tierra. Si la fuerza supera
la elasticidad, la roca se rompe y se forma una falla.
La mayoría de las rocas estratificadas visibles en ríos, canteras o costas eran, en su
origen, sedimentos depositados en capas o lechos horizontales. Hoy suelen estar
inclinados en una u otra dirección. En ocasiones, cuando los estratos afloran a la
superficie se puede ver cómo suben hasta un arco o descienden hacia un seno.
Tipos de Esfuerzos.
Cuando se habla de esfuerzos se hace referencia a la fuerza aplicada a un área
determinada de roca.
La unidad de medida más habitual es el kilogramo por centímetro cuadrado (kg/cm2).
En la naturaleza, según la dirección de las fuerzas aplicadas, el esfuerzo puede
reconocerse en tres variedades; la compresión, la tensión y la cizalla.
Compresión. Esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se
comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de una misma
línea. Cuando los materiales se someten a este tipo de esfuerzos, tienden a
acortarse en la dirección del esfuerzo mediante la formación de pliegues o
fallas según que su comportamiento sea dúctil o frágil.
Tensión. Resultado de las fuerzas que actúan a lo largo de la misma línea
pero en dirección opuesta. Este tipo de esfuerzo actúa alargando o separando
las rocas.

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Cizalla. Esfuerzo en el cual las fuerzas actúan en paralelo pero en
direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformación por
desplazamiento a lo largo de planos poco espaciados.
Tipos de Esfuerzo en Geologia
Deformación de las rocas.
Deformación es un término general que se emplea para referirse a cambios en la forma
y/o volumen que pueden experimentar las rocas. Como resultado del esfuerzo
aplicado, una roca puede fracturarse o deformarse formando un plegamiento. La
deformación se produce cuando la intensidad del esfuerzo es mayor que la resistencia
interna de la roca.
Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas son muy variados, ya que
pueden encontrarse desde niveles muy superficiales hasta los 40 kilómetros de
profundidad. Generalmente, las condiciones de presión y de temperatura bajo las que
se desarrollan son de hasta más de 10 kilobares y más de 1.000 ºC. Para poder
interpretar las condiciones de formación de cada estructura, es imprescindible
asociarla a un nivel estructural.
Tipos de deformación.
Cuando los materiales se deforman plegándose se habla de deformación dúctil y
cuando se fracturan se habla de deformación frágil. Según el comportamiento de la
roca, puede hablarse de deformación elástica, deformación plástica y deformación
frágil.

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Deformación elástica. Una roca tiene comportamiento cuando, tras cesar el esfuerzo,
la roca deformada recupera su forma original. En general, las rocas son poco elásticas
en niveles muy superficiales de la corteza terrestre, pero sí pueden serlo cuando se
encuentran sometidas a una gran presión litostática y niveles más profundos.
Un definición general sería:
La capacidad de ciertos materiales de deformarse ante la aplicación de un esfuerzo
exterior y volver a sus dimensiones originales pasado dicho esfuerzo.
Deformación plástica. Cuando la roca sometida a una deformación elástica supera
su límite elástico, sufre una deformación plástica, tras la que ya no puede recuperar
su forma original. «No hay separación de puntos contiguos del material, como
ejemplo -los pliegues-«. Si se supera el límite de plasticidad, las rocas se fracturan y
pasan a comportarse como cuerpos frágiles.
Definición General:
Cuando se somete un material a esfuerzos que los llevan a sobrepasar su límite
elástico, ocurre que sus deformaciones se vuelven irreversibles o permanentes.
Deformación frágil. Existe deformación permanente y también interrupción entre
puntos contiguos del material (fallas, diaclasas, cabalgamientos y mantos de
corrimiento).

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Geometría y nomenclatura de un pliegue
En todo plegamiento hay que tener en cuenta una serie de puntos, líneas y planos de
referencia que nos definen la forma y la estructura del mismo y que nos sirven para
clasificarlos (Mantilla, 2017), estos elementos son:
Charnela: Es la línea imaginaria de que une los puntos de máxima curvatura del
pliegue. Es la línea que une los dos flancos.
Flancos: Son cada una de las zonas laterales del pliegue, situadas a ambos lados de
la charnela.
Plano axial: Plano imaginario formado por la unión de todas las líneas de charnelas
de todos los estratos que forman el pliegue. Divide al pliegue en dos partes, dejando
un flanco a cada lado. Si el plano axial está inclinado, se dice que está vergiendo o
inclinado hacia ese lado.
Eje del pliegue: Es la línea imaginaria formada la intersección del plano axial con un
plano horizontal. El ángulo que forma el eje del pliegue con la charnela indica
la inmersión del pliegue.
Núcleo del pliegue: Es la parte central, interna y más comprimida del pliegue.
Cresta: zona más alta de un pliegue convexo hacia arriba.
Valle: zona más baja de un pliegue cóncavo hacia arriba.

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Pliegues, anticlinales y sinclinales
Cada unidad de plegamiento se llama pliegue. Los pliegues superiores con forma
abovedada se llaman anticlinales y tienen una cresta y dos ramas inclinadas que
descienden hacia senos contiguos, donde pueden formarse los pliegues inversos en
forma de cuenco, o sinclinales.
Los monoclinales tienen una rama inclinada y otra horizontal, mientras que las de los
isoclinales se hunden en la misma dirección y el mismo ángulo. Los periclinales son
pliegues como cuencas (inclinación interna) o cúpulas (inclinación externa). Los
pliegues se miden en términos de longitud de onda (de cresta a cresta o de seno a
seno) y altura (de cresta a seno). Estos pliegues pueden ser microscópicos o tener
longitudes de kilómetros.
Las rocas de la superficie son tan duras y quebradizas que parece imposible que se
doblen de manera plástica durante una deformación, y menos que fluyan entre las
grietas a la vez que se produce el plegamiento. El calor es un factor importante en las
profundidades del manto terrestre y puede convertir las rocas de rígidas a dúctiles,
ablandándolas.
Ilustración 2: montaña formada por anticlinales y sinclinales, Autor: astronomia.com
La cantidad de tiempo en que las rocas están sometidas a tensión es también
importante. La diferencia de comportamiento se puede explicar si se considera el
ejemplo del alquitrán: al golpearlo con un martillo se rompe, pero con el efecto de la

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gravedad se desparrama. De igual forma, las rocas que sufren procesos de
deformación rápida se fracturan y producen un terremoto, mientras que las mismas
rocas se pliegan si se someten a tensiones largas y continuas.
A veces el terreno sufre una ligera deformación que no llega a formar un pliegue. El
fenómeno se llama "flexión" del terreno. Por otra parte, algunos pliegues tienen zonas
de pendiente menor en medio de una superficie uniformemente inclinada, llamadas
"terrazas" (Astronomia.com, 2011).
Clasificación de los Pliegues
Aunque existe diversas formas para realizar la clasificación de los pliegues, las más
comunes y utilizadas se relacionan a la forma y orientación que tienen los elementos
principales que conforman los pliegues, es decir el plano axial, el eje y el ángulo entre
flancos (ángulo interlimbal).
Anticlinal: Pliegue convexo hacia arriba (con forma de A mayúscula) y en cuyo
núcleo o centro se encuentran las rocas más antiguas, las rocas más viejas se localizan
hacia la zona cóncava del arqueamiento o núcleo del pliegue.
Del griego anti > enfrente, opuesto y del verbo klino, inclinar, desplazarse hacia abajo;
es decir, inclinación divergente, porque los flancos se inclinan, buzan, en direcciones
opuestas. Pliegue que tiene en el núcleo los materiales más antiguos.
Descripción estructural:
El anticlinal es una deformación en pliegue formado en rocas dispuestas en estratos
que resulta de esfuerzos tectónicos de tipo diverso. En general, un pliegue anticlinal
puede producirse por presiones tangenciales, por deslizamiento o corrimiento, por
intrusión o eyección de materiales desde áreas más profundas, o por deformaciones
verticales del sustrato.
Un anticlinal se compone, en una sección transversal, de flancos y charnela.
Los flancos están compuestos por los estratos que buzan en sentidos opuestos.
Cuando el pliegue está formado por estratos de
diferente competencia y plasticidad los flancos pueden presentar discordancias en
el buzamiento por variaciones de la potencia de los estratos más plásticos que,

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presionados en los sinclinales y en las partes donde hay mayor compresión, tienden a
acumularse hacia las zonas del flanco, donde la presión es menor.
• SINCLINAL:
Un sinclinal es una estructura geológica en la que las capas que componen el pliegue se
doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran sobre las más
antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak,
2004). Puede observarse que el término sinclinal se relaciona tanto con la forma en la que
las capas se doblan, como con la posición relativa de las capas según su edad (absoluta o
relativa).
• ANTICLINAL SINFORME:
Un anticlinal sinforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el
pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo
las más antiguas (rocas más antiguas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim &
Marshak, 2004).
• SINCLINAL SINFORME:
Un sinclinal antiforme es una estructura geológica en la que las capas que componen el
pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas más nuevas se encuentran bajo
las más antiguas (rocas más nuevas hacia el núcleo del pliegue; Van der Plujim &
Marshak, 2004).
• SINCLINORIO:
Término empleado para definir un sinforme o sinclinal regional compuesto por
antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento
sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996). En conclusión, un sinclinorio es un
pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define
una estructura sinforme.

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• ANTICLINORIO:
Término empleado para definir un antiforme o anticlinal regional compuesto por
antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) más pequeños con espaciamiento
sistemático razonable (Davis & Reynolds, 1996). En conclusión, un anticlinorio es un
pliegue regional formado por una sucesión de pequeños pliegues cuya línea media define
una estructura antiforme.
SISTEMA DE PLIEGUES
Un sistema de pliegues es un grupo de pliegues de extensión regional caracterizados por
una geometría comparable y de un presumible origen común. Prácticamente dicho
sistema de pliegues se caracteriza por una secuencia de pliegues, es decir si en un
plegamiento se inicia con un anticlinal, seguidamente seguirá con sinclinal así
sucesivamente generando una sucesión de pliegues.
ORIENTACIÓN.
Estructura Geológica. Para describir su estructura es necesario utilizar dos medidas:
rumbo o dirección y el buzamiento o inclinación.
Rumbo o Dirección: Es la orientación de una línea contenida en el mismo pliegue o falla
paralelo al plano horizontal y referido al norte o al sur. Se expresa en grados hacia el oeste
o el este. Se mide mediante una brújula y la notación con la que se indica suele ser la
siguiente: por ejemplo. Si decimos que un pliegue tiene un Rumbo de NE40°, quiere decir
que su orientación es una línea horizontal formando con dicho estrato un ángulo de 40°
hacia el este del norte geográfico.

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Buzamiento o Inclinación: Es el ángulo de máxima pendiente que forma una línea
trazada sobre el estrato, que sea perpendicular a la dirección del mismo plano horizontal.
Ejemplo
En la siguiente figura, veamos el rumbo y buzamiento de los pliegues (aa), rumbo
del anticlinal los buzamientos de sus flancos de 45° y 65° al oeste y este
respectivamente.
CLASIFICACIÓN DE PLIEGUES BASADA EN LA ORIENTACIÓN DE LA LINEA DE
CHARNELA Y PLANO AXIAL.
Tanto el plano axial como la charnela pueden ser verticales, horizontales o inclinados en
algunos casos. Veamos el siguiente gráfico.

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CONVENCIONES DE PLIEGUES
Traza axial ( eje ) de anticlinal horizontal.
Traza axial ( eje ) de sinclinal horizontal.
Anticlinal horizontal con el flanco norte invertido.
Sinclinal horizontal con el flanco norte invertido.
10° Sinclinal simétrico con inmersión 10°E
Anticlinal simétrico con doble inmersión.
Anticlinal horizontal: flanco sur más abrupto.

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SEGÚN SU POSICION ESPACIAL
• PLIEGUE NORMAL:
Un pliegue se clasifica como normal cuando el buzamiento de su plano axial es
vertical o subvertical (β ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es horizontal
o subhorizontal (γ ≤ 10°).
• PLIEGUE VERTICAL:
Un pliegue se clasifica como vertical cuando el buzamiento de su plano axial y el
plunge o cabeceo de su eje axial son verticales o subverticales (β ≥ 80° – γ ≥ 80°).
• PLIEGUE RECUMBENTE:
Un pliegue se clasifica como recumbente cuando el buzamiento de su plano axial
y el plunge o cabeceo de su eje axial son horizontales o subhorizontales (β ≤ 10°
y γ ≤ 10°).
• PLIEGUE INCLINADO:
Un pliegue se clasifica como inclinado cuando el buzamiento de su plano axial es
de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el plunge o cabeceo
de su eje axial es horizontal o subhorizontal (γ ≤ 10°).
• PLIEGUE VERTICAL CON CABECEO:
Un pliegue se clasifica como vertical con cabeceo cuando el buzamiento de su
plano axial es de alto ángulo (β ≥ 80°) y el plunge o cabeceo de su eje axial es
suave, moderado o pronunciado (10°≤ γ ≤ 80°).
• PLIEGUE RECOSTADO:
Un pliegue se clasifica como recostado cuando el buzamiento de su plano axial es
de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el plunge o cabeceo
de su eje axial es moderado o pronunciado (45°≤ γ ≤ 80°).

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• PLIEGUE INCLINADO CON CABECEO
Un pliegue se clasifica como inclinado con cabeceo cuando el buzamiento de su
plano axial es de alto ángulo, inclinado o de bajo ángulo (10° ≤ β ≤ 80°) y el
plunge o cabeceo de su eje axial es suave o moderado (10°≤ γ ≤ 45°).
SEGÚN SU ÁNGULO INTERLIMBO
Los pliegues pueden clasificarse midiendo la apertura de su ángulo interlimbo en (Fossen,
2010):
Tipo de pliegue Ángulo interlimbo:
Isoclinal 0° - 30°
Cerrado 30° - 70°
Abierto 70° - 120°
Suave 120° - 180°
SEGÚN SU SIMETRÍA
Un pliegue puede ser descrito según su simetría con respecto al plano axial (Fossen,
2010):
• Pliegue simétrico
Se dice que un pliegue es simétrico cuando
su superficie envolvente es
aproximadamente perpendicular (±10°) a
su plano axial (Van der Plujim &
Marshak, 2004).
Existe un plano de simetría en el centro
del pliegue y los dos flancos se inclinan
casi en el mismo ángulo.

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• Pliegue asimétrico
Se dice que un pliegue es asimétrico cuando su superficie envolvente no es
aproximadamente perpendicular a su plano axial (ángulo entre envolvente y plano
axial < 80°; Van der Plujim & Marshak, 2004).
CLASIFICACIÓN DE LOS PLIEGUES SEGÚN SU ESTILO
Clasificar un pliegue según su estilo significa asignarle el nombre de un tipo común de
pliegue, al cual se parece según su forma (Fossen, 2010). Esta clasificación proviene de
la comparación con pliegues que se encuentran comúnmente en la naturaleza y que poseen
nombres específicos.
• Pliegue tipo Kink
Los pliegues tipo kink son pliegues asimétricos con flancos rectos y charnelas
agudas; ocurren generalmente como un flanco corto que conecta dos flancos más
largos (Burchfiel & Studnicki-Gizbert,2005).
• Pliegue tipo Chevron
Los pliegues tipo chevron son pliegues simétricos con flancos rectos y charnelas
agudas que usualmente acomodan un acortamiento paralelo a la orientación de las
capas de la secuencia (Twiss & Moore, 1997).
• Pliegues ptigmáticos
Los pliegues ptigmáticos son plegamientos intensos, disarmónicos (Twiss &
Moore,1997), que ocurren generalmente en venas o capas delgadas de litología
altamente contrastante con la encajante (Van der Plujim & Marshak, 2004). Las
rocas en las que mejor se observa este tipo de plegamiento son las migmatitas.
• Homoclinal
Un pliegue se denomina homoclinal cuando las capas poseen un buzamiento
diferente a 0°, a escala regional, sin charnelas visibles (Twiss & Moore, 1997).
• Monoclinal
Un pliegue se denomina monoclinal cuando sólo tienen un flanco inclinado; las
capas a cada lado del flanco inclinado son horizontales (Van der Plujim &
Marshak, 2004).
• Pliegues superpuestos

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Un pliegue superpuesto se forma cuando un nuevo evento de plegamiento se
sobrepone sobre un plegamiento más antiguo.
• Características adicionales de los pliegues
o Orden de plegamiento
Otra característica importante en la descripción de un pliegue es la
identificación de su orden, pues es común encontrar que bajo un mismo
sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a múltiples escalas.
Grandes pliegues incluirán en sus flancos y charnelas plegamientos
menores (Twiss & Moore, 1997). Los grandes pliegues se conocen como
de primer orden, los plegamientos dentro de estos pliegues se conocen
como de segundo orden y así, sucesivamente.
o Cinemática del plegamiento
El plegamiento constituye un doblamiento (deformación dúctil) de una o
varias capas de roca como resultado de la aplicación de un esfuerzo. Cada
una de estas capas, durante el proceso de doblamiento sufre tensión en su
parte superior y compresión en su parte inferior. Esto ocurre porque,
durante el plegamiento, la zona de la cresta del pliegue está siendo estirada
en tanto que la zona del núcleo del pliegue está siendo comprimida.
o Estructuras internas de los pliegues
Una de las estructuras internas de los pliegues más útiles en geología
estructural son los pliegues parásitos. Cuando existe una alternancia entre
capas delgadas y gruesas, las capas delgadas tienden a plegarse primero
mientras que las capas gruesas aumentarán su espesor conservando su
orientación original; posteriormente, las capas gruesas se plegarán,
desarrollando la estructura de primer orden que controlará la geometría
final del pliegue (Fossen, 2010).
Los pliegues parásitos generalmente son nombrados según la letra del
alfabeto a la que se asemejan (Fossen, 2010).
Pliegues tipo Z: aquellos que parecen una letra Z (zeta).
Pliegues tipo S: Los parecidos a la letra S (ese).
Pliegues tipo M: En los antiformes, en la zona de la charnela, se forman
pliegues similares a una letra M (eme).
Pliegues tipo W: en los sinformes, en la zona de la charnela se forman
pliegues
similares a una letra W (doble u).

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Los pliegues tipo S y tipo Z son asimétricos, en tanto que los pliegues tipo
M y
tipo W son simétricos (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).
La importancia de estas estructuras radica en que, a partir de la observación
de pliegues parásitos es posible inferir lo siguiente:
Los pliegues parásitos son indicadores inequívocos de la presencia de un
pliegue.
Si en campo sólo se observa una secuencia estratificada con pliegues
parásitos, puede concluirse que la secuencia observada es parte de un
plegamiento de mayor orden.
Los pliegues parásitos pueden ayudar a interpretar la geometría de un
plegamiento no observado.
A partir de los pliegues parásitos es posible conocer la cinemática del
pliegue e indicar así donde se encuentran la charnela, el núcleo y la cresta
del mismo. Observar que las flechas que indican la cinemática del pliegue
convergen hacia la cresta y divergen desde el núcleo.
• Mecanismos de plegamiento
Existen tres mecanismos básicos de plegamiento: plegamiento activo o
doblamiento (active folding o buckling), plegamiento pasivo (passive folding) y
flexión (bending).
• Plegamiento activo o doblamiento
El plegamiento activo ocurre cuando los estratos se deflectan perpendicularmente
a la estratificación (Suppe, 1985), como consecuencia de la aplicación de un
esfuerzo compresivo paralelo a la estratificación (Twiss & Moore, 1997).
Generalmente, en principio ocurre un aumento en el espesor de los estratos y
luego, el plegamiento; por lo tanto, el espesor inicial del material y sus
propiedades determinan la forma del pliegue (Fossen, 2010).
• Plegamiento pasivo
El plegamiento pasivo ocurre como resultado de la amplificación de
irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo diferencial
(Van der Plujim & Marshak, 2004). El plegamiento pasivo ocurre en capas que
definen un contraste, actuando como marcadores que registran la deformación,
pero que no ejercen influencia alguna en la forma del pliegue y en el proceso de
plegamiento (Fossen, 2010).
• Flexión

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El plegamiento por flexión ocurre cuando los esfuerzos actúan
perpendicularmente o a un alto ángulo con respecto a la orientación de las capas
(Fossen, 2010; Van der Plujim &Marshak, 2004).
• Boudinage
El boudinage es un fenómeno en el que, como consecuencia de un estiramiento,
cuerpos de litología rígida quedan aislados, en forma de lentes (boudins), dentro
de una matriz dúctil (Van der Plujim & Marshak, 2004). El plegamiento por
flexión ocurre porque la matriz dúctil se dobla para rellenar el espacio dejado por
los boudins.
• Flexión asociada a rampas de cabalgamiento (fault-bend fold)
Se habla del término cabalgamiento cuando un bloque de roca sube con respecto
a otro a través de una falla de bajo ángulo (falla de cabalgamiento o thrust fault).
Durante el proceso de cabalgamiento, el arrastre y levantamiento del bloque
superior es acomodado por plegamientos por flexión (Fossen, 2010).
• Flexión asociada a fallas reactivadas del basamento
Cuando una secuencia sedimentaria es empujada como consecuencia de la
reactivación de fallas en el basamento, ocurre plegamiento por flexión (Fossen,
2010).
• Flexión asociada a domos de sal e intrusivos
Los domos de sal y los intrusivos someten a las rocas encajantes a grandes
empujes, como consecuencia de la búsqueda de menores presiones (equilibrio).
Estos empujes generan plegamiento por flexión en las encajantes (Fossen, 2010).
• Flexión asociada a compactación diferencial
La compactación diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como
resultado de diferentes grados de compactación de las capas inferiores (Fossen,
2010). Este fenómeno también puede ocurrir en obras de ingeniería, en las que
puede ocurrir compactacióndiferencial en el suelo donde se cimentan las obras.
3.1. NIVELES ESTRUCTURALES.
Se entiende por nivel estructural cada uno de las partes de la corteza en que los
mecanismos dominantes de la deformación permanecen iguales.
El término «nivel» hace referencia a los diferentes dominios, que generalmente están
superpuestos entre sí.

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Si consideramos como límite superior a la superficie de la Tierra, en dirección al centro
del planeta, hacia zonas más profundas, se definen tres niveles estructurales en los que
las rocas tienen diferente comportamiento. Como es lógico, a medida que nos
encontramos en niveles más profundos, las condiciones de presión y temperatura se
incrementan, por lo que las rocas adquieren un comportamiento más dúctil (Geoxnet,
2019).
▪ Nivel estructural superior. Se localiza desde la superficie del terreno (según la altitud
en cada lugar) hasta la cota 0 m, que sirve como referencia, aunque puede llegar a más
profundidad. La presión y temperatura no son muy elevadas y las rocas tienen un
comportamiento frágil; es el dominio de las fallas.
▪ Nivel estructural medio. Se sitúa entre la cota 0 m y unos 4.000 m de profundidad. El
mecanismo predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas; son
característicos de este nivel los pliegues.
▪ Nivel estructural inferior. Es el nivel del metamorfismo, y como media se localiza entre
los 4.000 m y los 8.000 o 10.000 m de profundidad. En los niveles más superficiales
domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad. A mayor profundidad
predominan estructuras de flujo, con pliegues acompañados siempre de esquistosidad y
foliación. Su límite inferior viene marcado por el inicio de la fusión y la presencia del
granito de anatexia.

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Nivel Estructural de la Corteza Terrestre

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IV. CONCLUCIONES:
• Con este informe hemos logrado conocer muchas cosas sobre las
deformaciones de la corteza terrestre en especial nos hemos centrado en los
pliegues estudiando así, cuáles son los esfuerzos, como se forman, etc.
• Nuestro planeta tiene millones de años desde su formación y como sabemos
es muy dinámico por lo cual existen una infinidad de deformaciones en la
corteza del mismo, entre las cuales podemos mencionar: fallas, pliegues,
diaclasas, etc. De las cuales hemos aprendido en que se diferencian como se
forman y que características presentan para hacerlas únicas en cada lugar
donde se presentan.
• Como mencione al inicio este trabajo esta enfocado en el estudio de los
pliegues, por lo cual esta investigación nos servirá para aprender las partes de
los pliegues y las diferentes clases de pliegues existentes esto nos ayudara
mucho cuando estemos en el campo y intentemos entender que tipos de
esfuerzos han actuado y que es lo que nos a formado.
V. CUESTIONARIO
• ¿Teniendo en cuenta los niveles estructurales, en qué nivel
predominan los pliegues?
o Rpta: El nivel medio, debido a que el mecanismo predominante
es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas.
• ¿Es el plano imaginario formado por la unión de todas las líneas de
charnelas de todos los estratos que forman el pliegue?
o Rpta: Se refiere al plano axial del eje.
• ¿En qué tipo de deformación y esfuerzo se forman los pliegues?
o Rpta: Los pliegues son formados por diferentes esfuerzos pero
los predominantes son los esfuerzos de compresión y en el tipo
de deformación conocido como dúctil.
• ¿Cuáles son los pliegues más sencillos que se suelen identificar con
más facilidad en el campo?
o Rpta: Los pliegues más sencillos de reconocer en campo son
los pliegues verticales tanto sinclinales como anticlinales.
• ¿Desde nuestros conocimientos previos en que se diferencian un
pliegue Disarmónico con un pliegue en Caja?
o Rpta: En estos tipos de pliegues los estratos aparecen más
desordenados. La diferencia es que en los pliegues
desarmonicos está constituido por capas más duras y más
blandas, y presentan pliegues regulares en las capas duras, en
cambio en el pliegue en caja es un pliegue rectangular cuyo
Angulo de interflancos es de 90 grados, además este tipo de
pliegue se reconocer porque tiene 2 charnelas y 3 flancos.

22
• ¿Los pliegues vistos en el campo, queriendo representarlos para un
estudio, cual opción sería más útil, representarlos en un mapa
geológico o en un corte geológico?
o Rpta: Se representan en ambos, la única diferencia es que en
el mapa geológico se representan el tipo de roca y la simbología
de los pliegues, en cambio en el corte geológico representamos
la inclinación, buzamiento y orientación de dicho pliegue
teniendo en cuenta la simbología que se encuentra en el mapa
geologico.por lo tantos ambos casos son aceptables.
• Si el buzamiento del plano axial de un pliegue y el plunge de su eje
axial son mayores o igual que 80°, ¿Según la clasificación de pliegues
según su posición inicial, a que plegamiento se refiere?
o Rpta: Si el buzamiento del plano axial y el plunge del eje axial
son mayores o igual que 80° se considera como un pliegue
vertical.
• Si en trabajo de campo obtengo que el buzamiento del plano axial de
un pliegue es 60° y posee un cabeceo moderado de 50° ¿Qué tipo de
plegamiento es (según la clasificación de su posición inicial)?
o Rpta: Si el buzamiento del plano axial es de 60° y su cabeceo
moderado se trata de un pliegue recostado.
• ¿Cuál es la causa del plegamiento pasivo?
o Rpta: La causa del plegamiento pasivo son por las
amplificaciones de irregularidades naturales en las capas o
como la consecuencia de flujo diferencial.
• ¿Dentro de que rangos se encuentra el buzamiento y el cabeceo para
considerar que tengo un pliegue inclinado con cabeceo?
o Rpta: El buzamiento del plano axial se debe encontrar entre los
10° a 80° y el plunge de su eje axial o cabeceo entre los 10° a
45°.
VI. BIBLIOGRAFÍA
Astronomia.com. (2011). Astromia.com. Obtenido de
https://www.astromia.com/tierraluna/plegamientos.htm
Beloúsov, V. V. (1979). Geologia Estructural. Moscu : MIR.
Escobar, G. D. (2017). repositorio.unal.edu.co. Obtenido de
https://repositorio.unal.edu.co/bitstream/handle/unal/3145/geologiaestructural.pd
f?sequence=21&isAllowed=y
Geoxnet, E. (15 de Septiembre de 2019). Geologia Publicaciones. Obtenido de
https://post.geoxnet.com/geologia-estructural/

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Mantilla, H. R. (2017). Geologia Estructural. Lima: Megabyte.

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