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8/10/2019 PLIEGUES MONOGRAFIA.docx
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ALUMNOS:
UARIPATA SANGAY, ROBERT
PEREZ ANGULO, AUGUSTO
RAICO TASILLA, ALEX
SANGAY VASQUES, CARMEN
PLIEGUES
ASIGNATURA : GEOLOGIA ESTRUCTURAL
DOCENTE : ING. ABELARDO BARBOSA
CICLO VI
Universidad Nacional de
Cajamarca
Facultad de Ingeniera
Escuela Acadmico Profesional de Ingeniera
De Minas
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NDICE DE CONTENIDOS
NDICE DE CONTENIDOS--------------------------------------------------------------------------1
DEDICATORIA ------------------------------------------------------------------------------------------4
AGRADECIMIENTO-----------------------------------------------------------------------------------4
INTRODUCCIN ----------------------------------------------------------------------------------------5
OBJETIVOS -----------------------------------------------------------------------------------------------6
OBJETIVO GENERAL -------------------------------------------------------------------------------- 6
OBJETIVOS ESPECFICOS ------------------------------------------------------------------------ 6
PLIEGUES -------------------------------------------------------------------------------------------------7
1. DEFINICION: ------------------------------------------------------------------------------------- 7
DEFORMACIN DUCTIL: ---------------------------------------------------------------- 7
2. ELEMENTOS GEOMTRICOS DE LOS PLIEGUES: ------------------------------- 8 FLANCO.----------------------------------------------------------------------------------------- 8
BUZAMIENTO. -------------------------------------------------------------------------------- 8
EJE. ------------------------------------------------------------------------------------------------
8
CHARNELA. ------------------------------------------------------------------------------------ 9
PLANO AXIAL.--------------------------------------------------------------------------------- 9
LONGITUD DE ONDA.---------------------------------------------------------------------- 9
ALTURA. ----------------------------------------------------------------------------------------- 9
VERGENCIA. ----------------------------------------------------------------------------------- 9
3. CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOS: ---------------------------------------------------- 10
PLASTICIDAD ------------------------------------------------------------------------------- 11
VISCOSIDAD --------------------------------------------------------------------------------- 11
RIGIDEZ---------------------------------------------------------------------------------------- 12
TENACIDAD ---------------------------------------------------------------------------------- 12
4. FACTORES DE LOS PLEGAMIENTOS: ----------------------------------------------- 13
LA PRESIN---------------------------------------------------------------------------------- 13 PRESIN CONFINANTE:---------------------------------------------------------------- 13
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TEMPERATURA ---------------------------------------------------------------------------- 13
GRADIENTE TERMICO------------------------------------------------------- 13
CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCA ----------------------------------------- 14
TIEMPO----------------------------------------------------------------------------------------- 15 INFLUENCIA DE LAS CARACTERSTICAS ANISTROPAS DE LA ROCA
-------------------------------------------------------------------------------------------- 15
ESFUERZOS DE COMPRESIN HORIZONTAL -------------------------------- 15
ACCIN DE INTRUSIONES ------------------------------------------------------------ 16
COMPACTACIN DIFERENCIAL --------------------------------------------------- 16
SOBREPESO DEL MATERIAL DE COBERTURA ------------------------------- 16
DURACIN DEL ESFUERZO ---------------------------------------------------------- 16
LA PRESENCIA DE AGUA -------------------------------------------------------------- 16
CONTENIDO DE HUMEDAD Y GRADO DE SATURACIN----------------- 16
LA EXISTENCIA DE PLANOS DE ESTRATIFICACIN O ------------------ 17
LOS TIPOS DE ROCAS ------------------------------------------------------------------- 17
5. MECANISMOS DE LA DEFORMACION Y PLEGAMIENTO: ------------------ 17
PRIMERA ETAPA --------------------------------------------------------------------------- 17
SEGUNDA ETAPA -------------------------------------------------------------------------- 18
POR FUSION---------------------------------------------------------------------------------- 18
6. NIVELES ESTRUCTURALES: ------------------------------------------------------------ 19
NIVEL ESTRUCTURAL SUPERIOR: ----------------------------------------------- 20
NIVEL ESTRUCTURAL MEDIO: ----------------------------------------------------- 20
NIVEL ESTRUCTURAL INFERIOR: ------------------------------------------------ 20
7. TIPOS DE PLIEGUES: ----------------------------------------------------------------------- 21
7.1 ANTICLINALES------------------------------------------------------------------- 21
CLASIFICACIN --------------------------------------------------------------------- 22
1. RECTO: ------------------------------------------------------------------------ 232. INCLINADO: ----------------------------------------------------------------- 23
3. TUMBADO O ACOSTADO: -------------------------------------------- 23
4. VOLCADO -------------------------------------------------------------------- 23
5. EN RODILLA: --------------------------------------------------------------- 24
6. EN DOMO: ------------------------------------------------------------------- 24
7. BRAQUIANTICLINAL --------------------------------------------------- 24
7.2 SINCLINALES--------------------------------------------------------------------- 24
CLASIFICACIN --------------------------------------------------------------------- 251. POR SU FORMA: ----------------------------------------------------------- 25
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2. POR SU SIMETRA: ------------------------------------------------------- 25
3. POR LA INCLINACIN DEL PLANO AXIAL -------------------- 26
4. POR EL ESPESOR DE SUS CAPAS --------------------------------- 26
5. POR EL NGULO QUE FORMAN SUS FLANCOS ------------ 276. POR LA ESTRUCTURA DE SUS CAPAS--------------------------- 28
8. ASOCIACIN DE PLIEGUES: ------------------------------------------------------------- 28
SERIES ISOCLINALES:--------------------------------------------------------- 28
ANTICLINORIOS: ---------------------------------------------------------------- 29
SINCLINORIOS: ------------------------------------------------------------------- 29
9. PLIEGUES ASOCIADOS A FALLAS: --------------------------------------------------- 29
9.1 RELACIN ENTRE FALLAS Y PLIEGUES: ---------------------------- 29
9.2 CLASIFICACION DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON
FALLAS------------------------------------------------------------------------------ 31
PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL BEN FOLDS):
--------------------------------------------------------------------- 31
PLIEGUES DE PROPAGACION DE FALLA (FAULT-
PROPAGATION FOLDS): --------------------------------------------- 31
LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT
ODECOLLEMENT FOLDS) ------------------------------------------ 32
9.3 ESCAMAS TECTNICAS Y SU RELACION CON PLIEGUES ----33
10. CASOS ESPECIALES DE PLIEGUES: ---------------------------------------------- 34
10.1 PLIEGUES ARMONICOS Y DISARMONICOS ------------------------- 34
10.2 PLIEGUES CON INMERSIN ---------------------------------------------- 34
10.3 PLIEGUE MONOCLINAL ----------------------------------------------------- 35
10.4 EN COFRE O ABANICO ------------------------------------------------------- 36
10.5 DIAPRICO --------------------------------------------------------------------------- 36
10.6 ESPEJO DEL PLIEGUE ------------------------------------------------------- 37
11. CLCULO DE LA PROFUNDIDAD DEL PLEGAMIENTO ------------------ 37
CONCLUSIONES ------------------------------------------------------------------------------------- 39
BIBLIOGRAFA---------------------------------------------------------------------------------------- 40
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DEDICATORIA
El presente trabajo est dedicado a
nuestros padres por el apoyo y
comprensin brindados a diario y anuestros docentes de la Escuela de
Geologa.
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INTRODUCCIN
En muchas rocas, lo que un da fueron superficies planas se ha deformado y
convertido en superficies curvas o no planas. Estas nuevas estructuras se llaman
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, aunque vale la pena recordad que la
AGRADECIMIENTO
En especial agradecemos a nuestros padres a
quienes les debemos el estar estudiando esta
carrera, tambin a la Ing. Lagos Manrique,
Alejandro por las enseanzas brindadas y valores
inculcados que nos sirven de motivacin para
culminar esta fascinante carrera.
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usencia de pliegues no indica la ausencia de una deformacin penetrativa y
presente.
En este trabajo mencionaremos la definicin de pliegues, los elementos
geomtricos 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 monografa como una de las partes ms importantes del estudio
de la Geologa Estructural .
OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL
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Definir y explicar todo lo concerniente a los pliegues.
OBJETIVOS ESPECFICOS
Tratar todo lo referente a la deformacin dctil.
Explicar y clasificar las diversos tipos de pliegues.
Conocer los niveles estructurales.
Conocer las relaciones existentes entre los pliegues y fallas.
Explicar las causas y los elementos geomtricos de los que se componen los
pliegues.
PLIEGUES
1. DEFINICION
Son 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.
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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 existenen 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 muriendo tanto en la vertical como en la
horizontal.
DEFORMACIN DUCTIL:
Es 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.
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Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse
sin romperse, es decir sin fallarse, formndose los Pliegues.
2. 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.
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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.
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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 accin de las fuerzas algunos cuerpos se deforman, es decir, se
modifican sus dimensiones. Algunos cuerpos se deforman muy poco; son los
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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.
PLASTICIDAD
Es 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
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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 seguirdeformndose hasta su LMITE PLSTICO, tras el cual se rompe.
VISCOSIDAD
Caracterstica 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 rocadetermina su viscosidad.
RIGIDEZ
En la Tierra no hay rocas indeformables. La compresibilidad aumenta la
rigidez, y la temperatura la debilita.
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TENACIDAD
Capacidad 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.
4. FACTORES DE LOS PLEGAMIENTOS
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LA PRESIN
La 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.
TEMPERATURA
La 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.
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A mayor temperatura mayor es el campo de plasticidad de la roca (hay
excepciones como la arcilla).
GRADIENTE TERMICOA 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 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 BAJA TEMPERATURA MEDIA
Arenisca cuarctica Gneises y granitos de grano
fino
Grauvaca Cuarcita
Caliza de grano grueso Mrmol
Influencia de la
temperatura y de la
presencia de agua en
la deformacin decristales de cuarzo
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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:
1 Esfuerzos de compresin horizontal
2 Accin de intrusiones
3 Por intrusin de sal
4 Compactacin diferencial
5 Sobrepeso del material de cobertura
ESFUERZOS DE COMPRESIN HORIZONTAL
Son los esfuerzos que actan ms o menos tangenciales a la superficie
terrestre, dando lugar a las deformaciones o arqueamientos que originan las
montaas de tipo orognico: Los Andes, Alpes, etc.
Son sistemas de montaas formadas por plegamientos complicados de tipo
compresional. Pueden ser el resultado de una combinacin de presin o un
par de fuerzas.
ACCIN DE INTRUSIONES
La ascensin del magma da lugar a la deformacin de estratos tipo domos,
alcoholitos, arqueamiento de las capas. Producen el alargamiento delas capas sin modificar sus extremos.
COMPACTACIN DIFERENCIAL
Es de tipo orognico, por fuerzas de compresin. Es un proceso Epirognico:
Fuerzas de ascensin constantes a travs de todos los tiempos: caso de Los
Andes.
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SOBREPESO DEL MATERIAL DE COBERTURA
Se presenta en estratos blandos, que tienen una cobertura de material mspesado, originando una flexin hacia abajo.
DURACIN DEL ESFUERZO
Los materiales que se comportan elsticamente frente a un esfuerzo de una
determinada intensidad, pueden deformarse plsticamente, o incluso
fracturarse, si dicho esfuerzo acta durante un periodo largo de tiempo.
Experimentalmente se ha podido comprobar que las rocas se comportan ms
plsticamente bajo una presin de confinamiento elevada.
LA PRESENCIA DE AGUA
Aumenta la plasticidad de las rocas. Si la presin de fluidos es muy elevada,
la roca se vuelve ms frgil.
CONTENIDO DE HUMEDAD Y GRADO DE SATURACIN
El contenido de humedad expresa el peso del agua WW presente en la roca
por el peso de las partculas slidas.
La mayora de las rocas contienen porcentajes de humedad que oscilan entre
valores inferiores al 1% y mayores al 35%.
El grado de saturacin S indica el porcentaje de volumen de vacos que estn
llenos de agua. Un valor S = 0%, quiere decir que la roca esta no saturada;
en tanto que S = 100% corresponde a una roca saturada.
LA EXISTENCIA DE PLANOS DE ESTRATIFICACIN O
ESQUISTOCIDAD
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Hace variar el comportamiento de las rocas dependiendo de la direccin del
esfuerzo en relacin con estos planos.
LOS TIPOS DE ROCAS
Se comportan de manera diferente. Los materiales que ante esfuerzos
crecientes se rompen, sin sufrir apenas deformacin plstica, se dice que son
frgiles o competentes; si sufren una deformacin amplia antes de romperse,
se dice que son dctiles, plsticos o incompetentes.
5. MECANISMOS DE LA DEFORMACION Y PLEGAMIENTO
Cuando 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.
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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 laFlexin.
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 elAplanamiento.
POR FUSION
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 elFlujo.
1. Cizallamiento
2. Flexin
3. Aplanamiento
4. Flujo
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Obsrvese que el acortamiento varasegn los mecanismos; es MAXIMO con
el Aplanamiento y NULO con el Flujo
Esquema ilustrando los diferentes Mecanismos de la Deformacin
6. NIVELES ESTRUCTURALES
Son diferentes dominios de la corteza donde los mecanismos dominantes de
la deformacin permanecen similares.
El trmino Nivel indica que los diferentes dominios estn
generalmente superpuestos unos sobre otros.
Las estructuras de compresin son muy variadas y se han formado en
diversas condiciones, desde la superficie hasta algo ms de 40 Kms. de
profundidad, con presiones de 10 Kilobares y ms de 1000 C.
Para estudiar las deformaciones que aparecen en una cadena, es necesario
subdividir este gran conjunto en una serie de dominios en los cuales las
leyes de la deformacin permanezcan anlogas.
Las rocas tienen primeramente un comportamiento frgil, despus, si las
condiciones de presin y de temperatura aumentan pasan a un
comportamiento dctil y finalmente, alcanzan su punto de fusin y se
comportan como lquidos viscosos.
Los mecanismos de Deformacin dependen directamente de los diferentes
comportamientos de las rocas.
MECANISMOS DE DEFORMACION
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Esquema de los Dominios de los diferentes comportamientos de los cuerpos en
funcin de la T, P y mecanismos elementales de las deformaciones
correspondientes
NIVEL ESTRUCTURAL SUPERIOR: El Mecanismo
dominante es el Cizallamiento. Dominio de Fallas.
NIVEL ESTRUCTURAL MEDIO:El Mecanismo dominante es la
Flexin. Dominio del Plegamiento Isopacos.
NIVEL ESTRUCTURAL INFERIOR:El Primer Mecanismo
dominante es el Aplanamiento y Segundo el Flujo. Dominio de los
Pliegues Anisopacos.
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Disposicin de los lmites de los diferentes niveles estructurales sobre un Diagrama
Presin- Temperatura
7. TIPOS DE PLIEGUES
Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias caractersticas:
Clasificando los pliegues por su gnesis, se dividen en dos grupos:
Pliegues de primera generacin:Son los pliegues originales de un
orgeno, es decir los anticlinales y sinclinales.
Pliegues de sucesivas generaciones:Son plegamientos de los
propios pliegues, se los puede estudiar gracias al fenmeno de la foliacin,
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son los causantes de cambios en la relacin forma-antigedad de las capas
en los pliegues.
7.1 ANTICLINALES
El anticlinal es una deformacin en pliegue formado en rocas dispuestas en
estratos que resulta de esfuerzos tectnicos de tipo diverso. En general,
un pliegue anticlinal puede producirse por presiones tangenciales, por
deslizamiento o corrimiento, por intrusin o eyeccin de materiales desde reas
ms profundas, o por deformaciones verticales del sustrato. Salvo en estos dos
ltimos casos, el pliegue representa una reduccin del rea ocupada
inicialmente por los estratos y suele requerir la existencia de un material
plstico en la base de los estratos plegados. En el caso de las deformaciones
verticales del sustrato a causa de movimiento de bloques, los esfuerzos en la
cobertera son distensivos.
Igualmente son distensivos en los pliegues formados por intrusin o eyeccin de
materiales plsticos ms profundos, los cuales acaban constituyendo el ncleo
del pliegue.
Un anticlinal se compone, en una seccin transversal, de flancos y charnela. Losflancos estn compuestos por los estratos que buzan en sentidos opuestos.
Cuando el pliegue est formado por estratos de diferente competencia y
plasticidad losflancos pueden presentar discordancias en el buzamiento
por variaciones de la potencia de los estratos ms plsticos que, presionados en
los sinclinales y en las partes donde hay mayor compresin, tienden a
acumularse hacia las zonas del flanco, donde la presin es menor.
Lacharnelaes el lugar donde se produce la curvatura del pliegue o, si se
quiere, el lugar donde los flancos se encuentran. La charnela sufre tensiones
distensivas como consecuencia de la curvatura, de manera que tiende a abrirse
con fallas normales. Por esta causa la charnela es el punto ms dbil del
pliegue, el lugar por donde, la erosin ataca el anticlinal que puede llegar a
abrirse antes de concluir los esfuerzos tectnicos que lo configuran originando
un relieve inverso, que nace ya invertido. Cuando el pliegue abriga un material
plstico no estratificado de gran potencia, la charnela no se percibe en esa capa,
se habla entonces de ncleo del pliegue.
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Elplano axialdivide el pliegue longitudinalmente en dos mitades cortando la
charnela por la clave. El plano axial, define eleje del pliegue, de manera que
su encuentro con el plano horizontal tangente a la clave de la charnela
representa el nivel de eje que habitualmente no se corresponde con el deculminacin del pliegue. La lnea que une los puntos ms altos del pliegue se
denominalnea de crestas. El nivel de eje o de culminacin puede variar a lo
largo del pliegue. Se habla entonces de elevacin o descenso del nivel de eje.
Cuando el descenso es corto y se encaja entre dos elevaciones se habla de
ensilladura porque su perfil recuerda el de una silla de montar. En los
extremos del pliegue el buzamiento de los estratos se dispone en forma de
semicrculo, a modo de un cuarto de naranja, es la terminacin o cierre
periclinal(del griego peri> alrededor).
Un anticlinal puede originar otro pliegue que nace de uno de sus flancos, se
produce entonces una digitacin. El radio del pliegue, su anchura, y tambin su
longitud y altura son variables, as podemos encontrar desde repliegues cuya
anchura apenas supera algunas decmetros y su altura algn centmetro
(micropliegues), hasta pliegues de varias decenas de km de anchura y
centenares de metros de altura terica de la deformacin. Igualmente podemos
encontrar pliegues de algunos decmetros de longitud y pliegues de varias
decenas de km.
El radio de curvatura del anticlinal puede conservarse de modo que el pliegue
conserva siempre la misma forma, se dice entonces que el pliegue es similar,
aunque este tipo de pliegues es ms terico que real cuando se tienen en
cuenta todas las dimensiones del anticlinal. Cuando los estratos del pliegue
mantienen su potencia independientemente de su posicin hablamos de
plieguesisopacos, cuando no la conservan se habla de plieguesanisopacos,
que es el caso ms usual por las razones que ms arriba se han comentado.
Cuando no es posible diferenciar los estratos se habla deantiforma. Cuando
una estructura dominantemente positiva tiene grandes dimensiones y acusados
repliegues hablamos de unanticlinorio. Conviene no confundir estos trminos
con el anticlinal propiamente dicho.
CLASIFICACIN
Segn su disposicin transversal, los anticlinales pueden ser:
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7.1.1. RECTO:Cuando el plano axial es vertical, formando entre el plano
axial y la horizontal un ngulo recto.
7.1.2. INCLINADO:Cuando el plano no es perpendicular a la superficie
terrestre, Los pliegues inclinados presentan flancos disimtricos en su
buzamiento. La direccin hacia la que se vierte el pliegue se denomina
vergencia.
7.1.3 TUMBADO O ACOSTADO:cuando el plano es paralelo al plano de la
superficie terrestre y los flancos estn horizontales o subhorizontales.
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7.1.4. VOLCADO:cuando el anticlinal adopta una posicin contraria, demodo que se presenta como un sinclinal. Este pliegue, como el anterior,
suele asociarse a fracturas.
7.1.5. EN RODILLA: cuando un flanco es horizontal y el otro
vertical, enlazando mediante una charnela que hace la forma de rodilla.
7.1.6. EN DOMO:cuando los estratos buzan en todas direcciones formando
una media naranja, de forma que no es posible definir un eje longitudinal.
7.1.7. BRAQUIANTICLINAL:De forma ondulada o poco alargada.
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7.2 SINCLINALES
El sinclinal es la parte cncava de un pliegue de la corteza terrestre debido a lasfuerzas de compresin de un movimiento orognico, cuyos estratos convergen
hacia abajo, es decir en forma de cuenca. Los nombres de sus partes son
similares a los del anticlinal: flancos y charnela o cuenca sinclinal. Y al igual
que en el anticlinal podemos destacar: el plano axial, el eje y el buzamiento o
inclinacin de los estratos. Por su plano axial puede ser tambin: recto o
simtrico, o inclinado - tumbado- o asimtrico. Y por su forma: en cuenca,
pinzado, de V, de cubeta o braquisinclinal.
Al igual que el anticlinal, al que va unido, puede haber sido fallado, pinzado,
tumbado, desplazado de su lugar de origen y erosionado. Un sinclinal puede
estar conforme con la topografa del terreno, es decir ms bajo que el o los
anticlinales de los lados -en el Jura se le llama val- o, debido a la erosin, a ms
altura (relieve invertido o inverso), y entonces recibe el nombre de sinclinal
colgado, lora o mambla y, cuando ha sido muy allanado, en algunos sitios
hablan de pramo o paramera, aunque no convendra confundir, y en el uso
geomorfolgico se tiende a usar estos ltimos trminos para plataformasestructurales horizontales. Los estratos son ms jvenes cuanto ms hacia el
ncleo. El pliegue es cncavo hacia arriba siempre que no se haya invertido su
posicin por causas tectnicas.
CLASIFICACIN
7.2.1. POR SU FORMA:
Antiforme:El pliegue es convexo hacia arriba, todo pliegue antiformede primera generacin es un anticlinal.
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Sinforme: El pliegue es cncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, todo
pliegue sinforme de primera generacin es un sinclinal.
7.2.2. POR SU SIMETRA:
Simtricos,respecto del plano axial
Asimtricos,respecto del plano axial.
7.2.3. POR LA INCLINACIN DEL PLANO AXIAL
Rectos:el plano axial se encuentra en posicin vertical.
Inclinados:el plano axial se encuentra inclinado.
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Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal.
En estos casos se puede producir una inversin del registro
estratigrfico.
7.2.4. POR EL ESPESOR DE SUS CAPAS
Ispacos: sus capas tienen un espesor uniforme.
Anispacos:Sus capas no tienen un espesor uniforme.
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7.2.5. POR EL NGULO QUE FORMAN SUS FLANCOS
Isoclinales:sus flancos son paralelos. Pliegues isoclinales se
puede encontrar en rocas metamrficas con dimensiones de centmetros.
Apretados: los flancos forman un ngulo agudo.
Suaves:los flancos forman un ngulo obtuso.
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7.2.6. POR LA ESTRUCTURA DE SUS CAPAS
Estriados:cuando las capas pierden potencia pero no se pierde la
continuidad.
Laminados:capas en los que se pierde la continuidad.
8. ASOCIACIN DE PLIEGUES
Como es lgico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que
suelen darse en asociaciones o sea un anticlinal siempre viene acompaado deun sinclinal o viceversa compartiendo el mismo limbo es decir el flanco de
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un anticlinal es tambin de un sinclinal es por eso los pliegues aparecen
asociados formando plegamientos.
SERIES ISOCLINALES:Los planos axiales de los pliegues queintervienen en la asociacin son paralelos.
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 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.
SINCLINORIOS:Los planos axiales convergen hacia el exterior de la
Tierra. Un sinclinorio, es un sinclinal gigantesco compuesto por muchos
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pliegues menores. Desde luego, este trmino no debe confundirse con
geosinclinal.
9. PLIEGUES ASOCIADOS A FALLAS
9.1 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.
Ki-f Ki- Ki-f
Fracturamiento en los arcos
internos y externos producto del
acortamiento y estiramiento
originado por el plegamiento
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SECCION CON DATOS DE CAMPO:
Dra. Lenka Baratoux (DESARROLLO
DE LAS AGUAS TERMALES Y
MINERALES EN EL PER) Lima,
28-29 septiembre 2006
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.
Los pliegues son el resultado directo del desplazamiento de los bloques a lo
largo de la falla, ste tipo de estructura es llamada FAULT - RELATED
FOLDS, es decir que estos pliegue son consecuencia directa de la evolucin y
progreso de las fallas.
9.2 CLASIFICACION DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON
FALLAS
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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 FLEXION DE FALLA
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.
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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.
PLIEGUES DESPEGADOS O DE ARRASTRE
ETAPAS DE UN PLIEGUE DESPEGADO O DE ARRASTRE
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Se tiene una superficie en donde se genera una zona despegada y otra zona
no despegada. En la zona despegada permite el movimiento del bloque que
esta fallado.
Cuando el bloque fallado se mueve, existe una zona de solapamiento con el
bloque no despegado que es imposible que ocurra fsicamente.
Esa zona de solapamiento es reemplazado por un anticlinal debido al escape
del material hacia arriba y se genera un rea en exceso y si el bloque
despagado continua su movimiento, la zona de despegue se propaga e invadela zona extrema convirtindose as en una falla de propagacin.
9.3 ESCAMAS TECTNICAS Y SU RELACION CON PLIEGUES
Las escamas tectnicas son el producto de la imbricacin de fallas o de un
solapamiento de pliegues de propagacin de fallas como se muestra en
la imagen inferior donde muestra la dinmica de este tipo de falla y el ordende formacin de cada uno de esos pliegues. Las fallas asociadas a este tipo
de sistema, pueden estar emergiendo, o por erosin afloran en superficie o
sencillamente rompen hasta aflorar en superficie y cuando ocurre esto
ltimo, se origina la escama tectnica, la cual est limitada por dos
corrimientos o cabalgaduras sub-paralelas que afloran en superficie. En la
imagen 7 muestra la disposicin de las escamas tectnicas en superficie
terrestre.
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BLOQUE DIAGRAMA QUE
MUESTRA UNA ESCAMA
TECTONICA EN SUPERFICIE
SISTEMAS DE IMBRICACION
DE PLIEGUES DE PROPAGACION
DE FALLAS
10. CASOS ESPECIALES DE PLIEGUES
10.1 PLIEGUES ARMONICOS Y DISARMONICOS
Los 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.
Armnico Disarmnico
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10.2 PLIEGUES CON INMERSIN
El eje del pliegue no siempre es horizontal. El ngulo que forma este eje con
un plano horizontal medido sobre un plano que lo contenga, se denomina
inmersin.
En los cortes 3,4 y 5 estn representados pliegues cilndricos, es decir,
pliegues cuyos ejes no tienen inmersin. No obstante, es habitual que los
ejes de los pliegues presenten cierta inmersin; a estos pliegues se les
denomina pliegues cnicos.
Vistos en planta, estos son como un
mapa geolgico sin topografa, los
pliegues cilndricos aparecen con las
trazas de las capas paralelas al eje del
pliegue. En cambio, los pliegues
cnicos, aparecen con los cierres de los
pliegues dibujando en la superficie la
misma geometra, aproximadamente,
que tiene el pliegue en profundidad.
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El valor de la inmersin de una lnea vara entre 0 y 90. El sentido de
inmersin de una lnea es el ngulo que forma con respecto al Norte, el
plano vertical que contenga esa lnea (0-360).
10.3 PLIEGUE MONOCLINAL
Son pliegues con forma de escaln que se flexionan en un tramo para volver
a adquirir la posicin horizontal y cuyo buzamiento se mide a travs del
ngulo que forma el flanco del pliegue con la horizontal.
10.4 EN COFRE O ABANICO
Cuando la charnela es plana y forma dos curvaturas para adaptarse a los
flancos, de modo que el pliegue presenta dos planos.
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10.5 DIAPRICO
Cuando estn formados por una intrusin de materiales muy plsticos,
generalmente salinos. Los diapiros forman domos que frecuentemente seabren como consecuencia de los esfuerzos formando relieves invertidos.
Por lo general, las intrusiones diapricas deforman anticlinales en los que
elevan el eje localmente para formar un domo.
Esquema simplificado de cmo se ha formado el diapiro de Pinoso. La halita
y el yeso, junto a otros materiales, se depositaron en el Trisico.
Posteriormente, sobre ellos se depositaron rocas sedimentarias del
Jursico, Cretcico y Terciario. A continuacin, los materiales salinos
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(menos densos) comenzaron a fluir lentamente (halocinesis) perforando los
materiales suprayacentes, alcanzando la superficie y formando el cerro de la
Sal de Pinoso. Se muestra un esquema ms detallado de la estructura de
champin que tiene este diapiro en profundidad.
10.6 ESPEJO DEL PLIEGUE
La lnea que junta todas las charnelas de los sinclinales (o anticlinales) se
llama espejo del pliegue. El espejo marca entonces una tendencia ms global
del plegamiento. En la imagen se nota que el espejo marca una cierta
inclinacin hacia la derecha. Significa en el sector de la izquierda afloran los
estratos generalmente ms antiguos.
11. CLCULO DE LA PROFUNDIDAD DEL PLEGAMIENTO
La profundidad del plegamiento puede calcularse bajo ciertas condiciones.
En la fig. A, se supone que el rectngulo vertical dl se cambia por un
rectngulo b (d + h) sin cambiar el rea. Luego:
dl = b (d+h)
Con algunas modificaciones, el mismo concepto puede extenderse a cadenas
plegadas. Se supone que no hay alargamiento o acortamiento paralelo a losejes de los pliegues y, adems, que las rocas no cambian de volumen. El
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trmino b es el ancho actual del rea plegada; l, que es el ancho original
antes del plegamiento se mide a lo largo de algn estrato conveniente del
cordn plegado; h es el valor de la elevacin debida al plegamiento.
El horizonte gua es horizontal en las reas
donde los estratos no estn plegados.
Mtodo para calcular la profundidad del plegamiento. b = ancho presente de
la cadena plegada; h = levantamiento promedio debido al plegamiento; 1 =
ancho original de la cadena plegada; d = profundidad del plegamiento.
A. Cuadrado deformado en un rectngulo sin cambio de rea. B.
Estratos plegados (segn R. T. Chamberlin).
En la fig. B, la lnea negra gruesa representa un solo estrato, que en el
extremo izquierdo de la seccin est horizontal y no ha sido afectado por el
plegamiento. En el rea plegada, ha sido levantado desde la posicin de la
lnea cortada hasta la que indica la lnea gruesa. El levantamiento promedio
h puede determinarse de varias maneras. La ms simple es medir el
levantamiento real a intervalos establecidos por ejemplo a cada milmetro en
la figura B y computar el promedio. Todos los factores de la ecuacin dada,
excepto d, son conocidos. Para facilitar el clculo, la ecuacin puede tambin
escribirse as:
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La respuesta da la profundidad del plegamiento medida desde el horizonte
gua, donde ste es horizontal.
Al aplicar este mtodo, se hacen varias suposiciones. Una de ellas es que hay
una separacin neta entre las rocas plegadas y las infrayacentes no
afectadas; en otras palabras, se supone un despegamiento. Si los pliegues
desaparecieran gradualmente hacia abajo, los clculos seran incorrectos yla profundidad del plegamiento sera mayor que la que stos indican.
Adems, el mtodo supone que la base de los estratos no es deprimida por el
plegamiento. Sin embargo, hay razones para creer que en muchas cadenas
plegadas el basamento es plegado hacia abajo por compresin horizontal. Si
esto fuera as, el sistema empleado para determinar h dara un valor
demasiado bajo y la profundidad de la zona plegada sera mucho mayor que
el valor computado.
Bucher ha calculado la profundidad del plegamiento en los montes Jura. En
este caso, el mtodo es aplicable debido a que una columna relativamente
delgada de rocas sedimentarias est separada del basamento cristalino por
un despegamiento. La profundidad presupuesta es comparable a la deducida
por los europeos mediante otros mtodos.
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CONCLUSIONES
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Los pliegues no son estructuras aisladas sino que suelen darse
en asociaciones mltiples formando el plegamiento, y en la naturaleza le
podemos encontrar asociados a fallas.
Los pliegues son 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.
Las causas principales del plegamiento son: la plasticidad, la rigidez, latenacidad, as como los principales factores a los que se deben son: La
presin, la temperatura, el tiempo, la anisotropa, la duracin del
esfuerzo y el tipo de roca.
Los principales mecanismos de la deformacin y el plegamiento son el
cizallamiento, la flexin, el aplanamiento y el flujo.
Con la ayuda del estudio de los niveles estructurales, podemos clasificar
el tipo de pliegues que se dan de acuerdo al aumento de la profundidad y
la presin.
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