9.4: Pliegues

Figura\(\PageIndex{1}\): Modelo de anticlinal. Las camas más antiguas están en el centro y las más jóvenes en el exterior. El plano axial intersecta el ángulo central de curvatura. La línea de bisagra sigue la línea de mayor curvatura, donde el plano axial se cruza con el exterior del pliegue.

Los pliegues geológicos son capas de roca que se curvan o doblan por deformación dúctil. Los pliegues se forman más comúnmente por fuerzas de compresión a profundidad, donde temperaturas más altas y presiones de confinamiento más altas permiten que se produzca una deformación dúctil.

Los pliegues se describen por la orientación de sus ejes, planos axiales y extremidades. El plano que divide el pliegue en dos mitades se conoce como el plano axial. El eje de plegado es la línea a lo largo de la cual se produce la flexión y es donde el plano axial intersecta los estratos plegados. La línea de bisagra sigue la línea de mayor curvatura en un pliegue. Los dos lados del pliegue son las extremidades del pliegue.

Los pliegues simétricos tienen un plano axial vertical y las extremidades tienen inmersiones iguales pero opuestas. Los pliegues asimétricos tienen planos axiales de inmersión, no verticales, donde las extremidades se hunden en diferentes ángulos. Los pliegues volcados tienen planos axiales de inmersión pronunciada y las extremidades se hunden en la misma dirección pero generalmente en diferentes ángulos de inmersión. Los pliegues reclinados tienen planos axiales horizontales o casi horizontales. Cuando el eje del pliegue se sumerge en el suelo, el pliegue se llama pliegue hundido. Los pliegues se clasifican en cinco categorías: anticlinos, sincinos, monoclinos, cúpula y cuenca.

Anticline

Figura\(\PageIndex{1}\): Vista oblicua de la Virgen Anticlina (abajo a la derecha de la foto) mirando hacia el norte. El anticlinal se hunde en el suelo hacia el norte. Unidades de menor a mayor Jn = Arenisca Navajo Jurásica; Jk = Formación Kayenta Jurásica; Trc = Formación Chinle Triásico; Trm = Moenkopi Triásico; Pk = Formación Kaibab Pérmico.

Los anticlinos son pliegues arqueados o en forma de A que tienen forma de convexión hacia arriba. Tienen extremidades curvadas hacia abajo y camas que se hunden y se alejan del eje central del pliegue. En anticlinos, los estratos rocosos más antiguos se encuentran en el centro del pliegue, a lo largo del eje, y los lechos más jóvenes están en el exterior. Dado que los mapas geológicos muestran la intersección de la topografía superficial con las estructuras geológicas subyacentes, un anticlinal en un mapa geológico se puede identificar tanto por la actitud de los estratos que forman el pliegue como por la edad avanzada de las rocas dentro del pliegue. Un antiforme tiene la misma forma que un anticlinal, pero no se pueden determinar las edades relativas de las camas en el pliegue. Los geólogos petroleros están interesados en los anticlinos porque pueden formar trampas de petróleo, donde el petróleo migra hacia arriba a lo largo de las extremidades del pliegue y se acumula en el punto alto a lo largo del eje del pliegue.

Syncline

Pliegue sinclinal — Formación Macigno por alanpitts en Sketchfab

Las sinclinas son pliegues en forma de canal, o en forma de U, que son cóncavos hacia arriba en forma. Tienen camas que se hunden hacia abajo y hacia el eje central del pliegue. En sinclinos, la roca más vieja está en el exterior del pliegue y la roca más joven está dentro del eje del pliegue. Un sinforme tiene la forma de una sinclina pero como un antiforme, no tiene zonas de edad distinguibles.

Monocine

Figura\(\PageIndex{1}\): Fotografía aérea oblicua del pliegue del bolsillo de agua del Parque Nacional Capitol Reef. La perspectiva está mirando hacia el suroeste hacia la Montaña de 50 Millas y la Montaña Navajo.

Los monoclinos son pliegues escalonados, en los que las rocas planas son deformadas hacia arriba o hacia abajo, luego continúan planas. Los monoclinos son relativamente comunes en la meseta de Colorado donde forman “arrecifes”, que son crestas que actúan como barreras topográficas y no deben confundirse con arrecifes oceánicos (ver Capítulo 5). Capitol Reef es un ejemplo de monoclino en Utah. Los monoclinos pueden ser causados por la flexión de estratos sedimentarios menos profundos a medida que las fallas crecen debajo de ellos. Estas fallas se denominan comúnmente “fallas ciegas” porque terminan antes de llegar a la superficie y pueden ser fallas normales o inversas.

Domo

Figura\(\PageIndex{1}\): Vista del oleaje de San Rafael desde el espacio. En esta fotografía, el norte está a la izquierda. Los lechos de roca sumergidos tendrán líneas de sombra a su alrededor. Tenga en cuenta que la parte central de la cúpula está erosionada.

Una cúpula es simétrica a la deformación semi-simétrica hacia arriba de los lechos de roca. Las cúpulas tienen forma de cuenco invertido, similar a una cúpula arquitectónica en un edificio. Ejemplos de cúpulas en Utah incluyen el San Rafael Swell, Harrisburg Junction Dome y Henry Mountains [2; 3]. Las cúpulas están formadas por fuerzas de compresión, intrusiones ígneas subyacentes [2] (ver Capítulo 4), por diáfires de sal, o incluso impactos, como cúpula convulsiva en el Parque Nacional Canyonlands.

Cuenca

Figura\(\PageIndex{1}\): La cuenca de Denver es una cuenca sedimentaria activa en la extensión oriental de las Montañas Rocosas. A medida que se acumula el sedimento, la cuenca disminuye, creando una cuenca en forma de lechos que se sumergen todos hacia el centro de la cuenca.

Una cuenca es la inversa de una cúpula, una depresión en forma de cuenco en un lecho de roca. La cuenca de Uinta en Utah es un ejemplo de cuenca. Algunas cuencas estructurales son también cuencas sedimentarias que recogen grandes cantidades de sedimentos a lo largo del tiempo. Las cuencas sedimentarias pueden formarse como resultado del plegado pero se producen mucho más comúnmente en la construcción de montañas, formándose entre bloques montañosos o mediante fallas. Independientemente de la causa, a medida que la cuenca se hunde o disminuye, puede acumular más sedimentos porque el peso del sedimento provoca más hundimiento en un bucle de retroalimentación positiva. Existen cuencas sedimentarias activas en todo el mundo [4]. Un ejemplo de una cuenca que se hunde rápidamente en Utah es la Cuenca Oquirrh, fechada en la edad Pensilvania-Pérmica, que ha acumulado más de 9,144 m (30,000 pies) de areniscas fosilíferas, lutitas y calizas. Estos estratos se pueden ver en las montañas Wasatch a lo largo del lado este del valle de Utah, especialmente en el monte. Timpanogos y en Provo Canyon.

Referencias

2. Gilbert GK, Dutton CE (1877) Informe sobre la geología de las montañas Henry. Imprenta del Gobierno de Estados Unidos, Washington

3. Ressetar R (2013) La cuenca de San Rafael Swell y Henry Mountains: pieza central geológica de Utah. Asociación Geológica de Utah, Asociación Geológica de Utah

4. Coleman JL, Cahan SM (2012) Catálogo preliminar de las cuencas sedimentarias de Estados Unidos. Servicio Geológico de los Estados Unidos