Pliegues fallas y diaclasas

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El término diastrofismo procede de la palabra griega diastropbé, que significa “distorsión”. Los geólogos aplican este concepto a las deformaciones que la acción de las fuerzas terrestres produce en las rocas de la corteza, quedando así englobados todos los procesos geológicos que deforman las rocas a causa de la acción de esfuerzos dirigidos, es decir, aquellos con una componente de dirección clara.
Para explicar estas deformaciones de las rocas sometidas a esfuerzos, tanto en pliegues como en fracturas, se consideran las direcciones preferentes de las fuerzas en relación con las tres direcciones del espacio.
Según esto, el material rocoso de una zona, sin tensión y en reposo, puede semejarse a una esfera con los tres ejes espaciales, vertical, anteposterior y transverso, con dimensiones idénticas.
La actuación de un esfuerzo, con mayor intensidad según uno de los ejes anteriores, deformará esa esfera rocosa idealizada para transformarla en un elipsoide de deformación.
Suponiendo que el esfuerzo máximo se produzca en el eje vertical, coincidirá con el achatamiento de la esfera en esa dirección, o lo que es lo mismo, con el acortamiento de ese eje y se podrá definir un mínimo del esfuerzo sobre los otros ejes con alargamiento.
 CAUSAS: Los responsables de los cambios diastróficos son los esfuerzos tectónicos que se pueden clasificar en varios tipos principales:
Dependiendo de cuál sea la dirección de dichos movimientos pueden ser de tres tipos: de compresión, de tensión y de cizalla. Las carácterísticas de cada uno de estos tipos de esfuerzos y los efectos que tienen sobre las rocas, dependiendo de si estas se deforman o se fracturan, se detallan a continuación.
Esfuerzos distensivos.
Aquellos que se producen a gran escala, cuando hay un movimiento divergente de placas, o en situaciones de mesoescala con movimientos equivalentes. Los esfuerzos distensivos actúan sobre las rocas en la misma dirección pero en sentido contrario produciendo su alargamiento o estiramiento.
Esfuerzos compresivos. Son los que operan cuando hay un movimiento de aproximación de placas en cualquiera de sus diferentes posibilidades; en este caso, actúan en la misma dirección y sentido contrario, ahora convergente. Provocan el acortamiento de las rocas.
• Esfuerzos de cizalla. Ocurren cuando los esfuerzos no tienen ni la dirección ni el sentido coincidente. Son típicos del deslizamiento lateral de dos placas litosféricas. Causan la traslación de bloques rocosos en las direcciones de las fuerzas.
• Otros tipos de movimiento. Hay que considerar un gran grupo de esfuerzos tectónicos que tienen componentes de dirección diferentes que los grupos anteriores, y que indudablemente van a generar deformaciones complejas en las rocas sobre las que actúan. Dentro de este tipo destacan los esfuerzos de torsión.
LA DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS
La deformación de las rocas terrestres se produce de la misma forma que en cualquier tipo de material de la naturaleza sometido a esfuerzos.
3.1. TIPOS DE DEFORMACIÓN
3.1.1. Deformación elástica
En los primeros instantes cualquier cuerpo sometido a un esfuerzo presenta un comportamiento elástico, es decir, es capaz de recuperar la forma inicial una vez que la fuerza deja de actuar. De la misma manera las rocas recuperan su forma original al volver a la situación de estabilidad tras el esfuerzo. Un ejemplo de comportamiento de este tipo es el paso de las ondas sísmicas por las rocas durante un terremoto.
3.2. Deformación plástica
Cuando el esfuerzo sigue actuando llega un momento en que se supera un límite de resistencia, el límite de resistencia elástico, entrando la roca en el llamado campo plástico caracterizado por la deformación permanente de la roca incluso después de haber cesado la actuación de la fuerza.
Superado del límite elástico el esfuerzo necesario para conseguir mayor deformación es, comparativamente, menor. De hecho se consiguen grandes deformaciones con incrementos pequeños en la intensidad de los esfuerzos. Normalmente este tipo de esfuerzos, a pesar de ser pequeños, actúan durante mucho tiempo dando lugar a las deformaciones intensas que se observan en la naturaleza.
Cuando una roca presenta deformaciones en las que no se alcanza nunca el límite de rotura se dice que presenta una deformación continua o que está plegada. A las estructuras individuales de este tipo presentes en las rocas se las llama pliegues.
3.3. Deformación discontinua
Una vez que la roca se encuentra en el campo plástico soporta los esfuerzos durante un tiempo, pero, superado un límite; pasa al campo de la rotura (límite de resistencia plástico). La roca se fractura perdiendo la continuidad geométrica, en lo que se conoce como deformación discontinua.
Los tipos de estructuras que se producen en este caso son de dos tipos:
• Las fallas, cuando los dos bloques separados por el plano de fractura sufren un desplazamiento evidente.
• Las diaclasas, cuando la roca fracturada no sufre desplazamiento en ninguno de los bloques en que se parte.
Sin esfuerzo dirigido es muy difícil que se produzca deformación. Sin embargo hay otros factores que colaboran para que ocurra, bien incrementándola, bien modificando su intensidad:
• La composición general de la roca. De la composición individual de la roca dependen sus propiedades físicas; así las rocas poliminerales como el granito, por su propio origen, tienen una coherencia, una rigidez, que provoca una respuesta al esfuerzo diferente de la quetendría, por ejemplo el yeso, roca de precipitación química de comportamiento plástico. En iguales condiciones, la primera se fractura, mientras que la segunda, se pliega.
• Las condiciones térmicas y de presión. La temperatura y la presión a la que se encuentran las rocas sometidas a un esfuerzo deformante influyen sobre su respuesta mecánica. Ambas magnitudes dependen, como resulta evidente, de la profundidad a la que se hallen las rocas, de la variación del gradiente geotérmico y de la presión de la zona. Las rocas más superficiales -más frías- responden a los esfuerzos rompíéndose, mientras que las rocas situadas a mayor profundidad presentan una plasticidad mayor y son más susceptibles de plegarse.
• La presencia de fluidos en la roca. Los fluidos presentes en la roca pueden tener diversas composiciones. Normalmente es agua de infiltración acumulada en los poros de la roca, o adherida a la superficie de los minerales, o bien agua de hidratación absorbida; en algunos casos puede haber hidrocarburos. Los fluidos contenidos en las rocas modifican las propiedades físicas de estas y, por tanto, las respuestas a las fuerzas que actúan sobre ellas también cambian. Una roca húmeda se pliega mientras que la misma roca, seca, se fractura. Es el caso de las arcillas, plásticas cuando están húmedas, y extraordinariamente frágiles en seco.
• El tiempo de actuación. La duración de los esfuerzos es muy importante. Los esfuerzos cortos e intensos provocan la rotura de la roca, independientemente de los otros factores, mientras que los prolongados suelen dar lugar a grandes deformaciones, aún con intensidades bajas.
LAS DEFORMACIONES CONTINUAS. LOS PLIEGUES
La deformación continua de las rocas se muestra en la naturaleza en forma de pliegues tectónicos. Estas estructuras se producen cuando las rocas sometidas a estos esfuerzos no pierden su continuidad espacial. Se trata de una deformación plástica.
4.1. ELEMENTOS DE UN PLIEGUE
En todo pliegue se pueden establecer unos elementos geométricos que sirven para definirlo en el espacio; se trata de los llamados elementos del pliegue.
Los principales son los siguientes:
• Charnela. Es la zona de máxima curvatura del pliegue. En los puntos de charnela los estratos cambian de buzamiento. Las líneas de charnela son las líneas que unen los puntos de máxima curvatura. Las líneas de cresta y las líneas de surco son las que contienen los puntos más altos o más bajos, respectivamente, de la superficie plegada y coinciden con la línea de charnela solo en el caso de los pliegues rectos.
• Eje del pliegue. Es una línea imaginaria y sin posición definida pero que se encuentra en la superficie plegada de tal forma que su traslación lateral daría lugar a esta superficie. El sentido es el análogo al de la generatriz de un cono o un cilindro. Para algunos autores se asimila el eje del pliegue a la línea de surco o de cresta, o a la línea de charnela en el caso de pliegues rectos.
• Plano axial. Superficie que une todas las líneas de charnela y divide el pliegue en dos partes.
• Núcleo. Es la parte cóncava más interna del pliegue. La concavidad puede ser hacia arriba, hacia abajo o a un lado.
• Traza axial. Es la línea resultante de la intersección del plano axial con la superficie del terreno.
• Buzamiento. Ángulo diedro formado entre el flanco del pliegue con la horizontal. Siempre se toma el ángulo agudo.
• Dirección. Es el ángulo formado por el eje del pliegue con el norte magnético.
• Vergencia. Se llama así al ángulo que forma el plano axial con el plano vertical.
• Cabeceo. Así se denomina al ángulo formado entre la línea de charnela y la horizontal.
4.2. TIPOS DE PLIEGUE
4.2.1. Por la forma y polaridad de la sucesión estratigráfica
• Antiformes. Pliegues que presentan la convexidad hacia arriba.
• Sinformes. Pliegues que presentan la convexidad hacia abajo.
• Anticlinales. Pliegues que presentan los materiales más antiguos en el núcleo Generalmente también serán antiformes.
• Sinclinales. Pliegues que presentan los materiales más modernos en el núcleo y que habitualmente son también sinformes.
4.2.2. Por la longitud de su eje
• Braquianticlinal o braquisinclinal. Pliegue anticlinal o sinclinal, con gran desarrollo de su eje en relación con la anchura de los flancos (la proporción longitud-anchura debe ser de 9:1).
• Cubetas y domos. Son pliegues sinclinales y anticlinales, respectivamente, que tienen forma tendente a la circular. Están asociados generalmente al diapirismo.
4.2.3. Por el ángulo entre flancos (perfil del pliegue)
• Abiertos. Pliegues que presentan buzamientos suaves en los flancos.
• Cerrados. Pliegues que presentan buzamientos importantes en los flancos. 
Isoclinales. Pliegues que presentan flancos paralelos. Son consecuencia de un esfuerzo tectónico importante que pliega las rocas con buzamientos verticales o subverticales.
• Monoclinales. Pliegues con un buzamiento muy suave.
• Acordeón. Pliegues que presentan las charnelas muy agudas.
• Cofre (o Artesa). Pliegue anticlinal (o sinclinal respectivamente) con una charnela típicamente plana.
4.2.4. Por la posición del plano axial (Vergencia)
• Vertical o recto. Cuando tiene el plano axial vertical.
• Inclinado. Cuando el plano axial del pliegue está inclinado respecto a la vertical, es decir, el pliegue es vergente. Según el grado de vergencia se subdividen en inclinados, en rodilla,tumbados…
• Acostado o recumbente. Cuando la posición del plano axial es horizontal.
4.2.5. Por el tipo de plegamiento y grosor de los estratos
• Concéntricos o isopacos. Pliegues que mantienen constante, de forma aproximada, el espesor de los flancos y el de la charnela de los estratos que los componen.
• Similares o anisopacos. Pliegues que, como consecuencia del esfuerzo y de las condiciones físicas a las que se encuentran sometidos los materiales, no mantienen el espesor de los flancos de los estratos ni de las charnelas.
• Disarmónicos. Se forman cuando el pliegue está constituido por rocas de diferentes competencias, alternando rocas competentes con otras que no lo son tanto (por ejemplo, calizas con arcillas o margas). Los esfuerzos afectan de diferente forma a los dos tipos de roca: más intensamente a las incompetentes.
• Pliegues de arrastre. Se producen cuando en una serie sedimentaria alternan capas de rocas competentes con capas de rocas incompetentes. La flexión producida por el esfuerzo hace resbalar las capas de las rocas competentes sobre las incompetentes formándose estos pliegues.
4.2.6. Asociaciones de pliegues
• Anticlinorio. Es una asociación de pliegues anticlinales y sinclinales con estructura general de anticlinal; los materiales más antiguos se encuentran en el núcleo de la asociación.
• Sinclinorio. Es una asociación del mismo tipo que el anticlinorio pero con estructura general de sinclinal; por tanto, con los materiales más modernos en el núcleo de la asociación.
5. LA DEFORMACIÓN DISCONTINUA DE LAS ROCAS.DIACLASAS Y FALLAS.
La deformación discontinua de las rocas produce fracturas que pueden ser de dos tipos: diaclasas, si los bloques resultantes de la fractura no se desplazan; y fallas, cuando existe desplazamiento de los bloques rocosos.
5.1. LAS DIACLASAS
Las diaclasas son fracturas de las rocas sin desplazamiento de los bloques generadas por diferentes mecanismos que producen tensiones en la roca y ocasionan su fracturación. Estos mecanismos son:
• Desecación. Forma diaclasas debido a la disminución de volumen que experimenta una roca hidratada al someterse a una fuerte desecación. Ocurre frecuentemente en sedimentos que quedan al aire después de haber estado sumergidos.
• Enfriamiento (de retracción). La reducción de volumen que conlleva todo enfriamiento (por ejemplo el de la lava) provoca tensiones en el interior de la roca que acaba por fracturarla. Son las diaclasas típicas de las coladas de lava basálticas, en forma de prismas hexagonales.
• Descompresión. Cuando una masa rocosa se aproxima a la superficie terrestre, generalmente por erosión de la cobertera que la recubría, disminuye la presión litostática y se produce la expansión volumétrica de la roca en dos sentidos: uno paralelo a la superficie, y otro en sentido vertical ortogonal al anterior. El resultado es la fracturación de la roca a favor de esos planos.
• Tectónica. Los esfuerzos tectónicos, producen tensiones de dos tipos capaces de romper la roca sin que se produzcan desplazamientos. Así los pliegues y las fallas siempre llevan asociado un sistema de diaclasado independiente del tipo de falla de que se trate.
5.2. LAS FALLAS
Las fallas son deformaciones discontinuas en las que hay desplazamiento de los bloques generados por la fractura formados por mecanismos de cizallamiento. Al igual que los pliegues, se definen mediante una serie de elementos:
• Plano de falla. Plano que contiene la rotura de la roca. A ambos lados de la fractura, se forman dos bloques que tienen un desplazamiento relativo entre ellos. El plano de falla rara vez tiene un trazado rectilíneo; lo normal es que sea una superficie alabeada. El plano de falla sirve para definir en la falla la dirección y el buzamiento, elementos que se utilizan para situarla en los mapas y planos.
• Traza. Intersección del plano de falla con la superficie del terreno.
• Dirección. Ángulo que forma la traza del plano de la falla con el norte magnético.
• Buzamiento. Ángulo que forma el plano de falla con la horizontal.
• Labios. Cada uno de los bloques en los que el plano de falla rompe el terreno. En las fallas directas e inversas hay un movimiento relativo de los labios que permite establecer cuál es el labio levantado y cual el hundido.
• Espejo de falla. Superficie perteneciente al plano de falla visible únicamente después de producirse la fractura.
• Estrías de falla. Marcas producidas en el espejo de falla por la fricción generada como consecuencia del movimiento de los labios. Es un elemento que sirve para indicar la dirección y el sentido del movimiento.
• Salto de falla. Desplazamiento medible entre los labios desplazados. Como puede observarse en la figura, el salto de falla puede medirse en diferentes posiciones. Por ejemplo, hay un escarpe de falla, representado por la flecha entre a y b, que mide la distancia que hay entre el punto más alto del labio levantado y el más alto del labio hundido, y un salto de falla, entre a y c que, en una falla como la representada, de tipo directo, se mide en la máxima pendiente.
5.2.1. TIPOS DE FALLAS
Las fallas pueden ser de diferentes tipos teniendo en cuenta la naturaleza de los principales esfuerzos que actúan sobre las rocas; a saber: directas o normales, inversas, en dirección, y de otros tipos.
Hay, además, fallas originadas por esfuerzos con componentes de dirección diferentes de los apuntados en los casos clásicos que, al ser complejos, dan lugar a la formación de fallas en tijera, cónicas, etc.
• Falla normal. Fractura con desplazamiento de los bloques, formada por acción de esfuerzos distensivos, en la que el labio hundido descansa sobre el plano de falla.
Falla inversa. Fractura de las rocas por esfuerzos compresivos en la que el labio levantado descansa sobre el labio hundido.
Fallas de dirección o desgarre. Fracturas producidas por esfuerzos de cizalla que rompen las rocas en dos bloques con movimiento horizontal, por lo que el salto y el desplazamiento tienen esa componente. Pueden ser, a su vez, de desgarre dextral, o sinestral, si se tiene en cuenta la dirección de los bloques que se desplazan. Un caso particular lo constituyen las fallas transformantes, grandes fallas que afectan a las dorsales desplazándolas.
• Fallas rotacionales. Son fallas originadas por esfuerzos con componentes de dirección diferentes. Pueden ser fallas en tijera, si el movimiento de los bloques es de rotación, como si se tratase de las hojas de una tijera, o fallas cónicas, si uno de los labios permanece hundido en una parte, mientras que el otro no se desplaza.
• Pliegues-falla. Son fallas que tienen su origen en las charnelas o en el flanco de un pliegue. Cuando estas fallas forman una serie imbricada reciben el nombre de escamas tectónicas.
• Fallas de cabalgamiento. Son aquellas en las que el plano de falla es casi horizontal. Los bloques siguen un movimiento igual al de las fallas inversas, buzando el plano de falla hacia el labio levantado.
5.2.1.1. Asociaciones de fallas
Las fallas no suelen presentarse aisladas sino asociadas en conjuntos que forman estructuras particulares más complejas con repercusiones en el relieve terrestre.
Las fallas lístricas son fallas asociadas que forman un sistema conjugado, con planos de falla curvos, con mayor pendiente en la superficie y con tendencia a la horizontal en profundidad.
La presencia de fallas asociadas de tipo normal origina resaltes del terreno denominados horst, y zonas deprimidas que reciben el nombre de graben o fosas tectónicas.
Las fallas inversas pueden presentar escamas tectónicas y duplexes frecuentes en las zonas donde dos placas litosféricas se deslizan una al lado de otra.
6. LAS ESTRUCTURAS MAYORES: MANTOS Y CABALGAMIENTOS.
Tradicionalmente, los cabalgamientos se definían como estructuras tectónicas de tipo discontinuo, con presencia de fracturas inversas, originadas por compresión, con una inclinación del plano de falla de bajo ángulo, tendente a la horizontal. El resultado final era una estructura compleja que frecuentemente duplicaba la serie estratigráfica a favor del cabalgamiento.
Por otra parte, el manto de corrimiento se consideraba una estructura tectónica originada por el desplazamiento sobre un sustrato de varias decenas o centenares de kilómetros de un conjunto de masas rocosas, por esfuerzos tectónicos u otros factores, para depositarse, en la mayoría de los casos, sobre rocas de origen totalmente diferente de la del manto desplazado.
En la actualidad ambas estructuras pueden considerarse genéticamente del mismo tipo, y clasificarse indistintamente dentro del mismo grupo. Las diferencias entre ellas residen tan solo en el tamaño de las estructuras, que son menores en los cabalgamientos y mayores en los mantos, así como por los desplazamientos de las masas rocosas, que son de varios kilómetros en los mantos, mientras que en los cabalgamientos simplemente se duplica la serie y no hay apenas desplazamiento.
Así las estructuras cabalgantes pueden ser de varios tipos:
• Fallas inversas de bajo ángulo.
• Pliegues-falla. Conjugan las estructuras plegadas y falladas en una misma y, además, uno de los flancos se monta sobre el otro.
En cuanto a los mantos de corrimiento, son estructuras mayores en las que el bloque que se desplaza puede acabar sobre unidades rocosas sin ninguna afinidad genética formadas en ambientes geológicos diferentes. La formación de los mantos, además del esfuerzo tectónico muy importante, requiere que en el contacto entre el alóctono (el bloque que se desplaza) y el autóctono (el terreno sobre el que se desliza el anterior) se den condiciones geológicas favorables para la movilidad, tales como:
• La presencia de series plásticas que actúen como nivel de despegue (por ejemplo, rocas salinas o lutitas muy plásticas).
• Una saturación de las unidades basales en agua, que actúa como lubricante.
• Una condiciones térmicas adecuadas del basamento que le confieran la plasticidad necesaria para facilitar el movimiento.
• Una pendiente con suficiente desnivel que posibilite el movimiento gravitacional del alóctono sobre el autóctono.
La acción de la erosión sobre el alóctono puede dejar porciones del mismo aisladas o desconectadas entre sí que se conocen como klippes. En otros sitios la erosión puede hacer aflorar el autóctono en una forma cerrada que se denomina ventana tectónica.
6.1. La clasificación de los mantos
La clasificación de los mantos puede llevarse a cabo atendiendo a varios criterios.
• En función de la constitución litológica del manto, se diferencian:
o Los mantos de zócalo, que afectan a las rocas de los niveles más profundos de la corteza.
o Los mantos de cobertera, desarrollados sobre rocas sedimentarias de los niveles más superficiales de la corteza terrestre.
• En relación con la estructura del manto, hay tres tipos:
o Mantos de plegamiento. Cuando geométricamente intervienen series plegadas que cabalgan y se desplazan sobre las inferiores.
o Mantos de corrimiento, o mantos sensu estricto, que aprovechan estructuras falladas y condiciones óptimas como las señaladas anteriormente.
o Mantos gravitacionales, que no tienen una génesis causal de tipo tectónico, pero que generan estructuras de este tipo al desplazar y apilar series de rocas. Como ejemplo podrían ponerse los olistostromos de los márgenes continentales pasivos.
7. DIAPIRISMO.
Comprende el conjunto de procesos geológicos que guardan relación con los diapiros. Los diapiros son estructuras halocinéticas de pendientes suaves y formas redondeadas, generadas por el desplazamiento vertical de rocas plásticas de naturaleza salina. Las rocas salinas, al ser menos densas que las rocas sedimentarias que las rodean (generalmente arcillas), fluyen hacia niveles más superficiales de la corteza donde la profundidad sea compatible con su densidad dando lugar a abombamientos del terreno y desarrollando procesos tectónicos no relacionados, al menos finalmente, con procesos tectónicos direccionales.
7.1. ORIGEN Y EVOLUCIÓN DE LOS DIAPIROS
La formación de un diapiro precisa de dos factores esenciales:
• La diferencia de densidad existente entre algunas rocas sedimentarias, las rocas salinas, con otras de la misma génesis o de génesis diferente.
• La capacidad de desplazamiento natural que posee este tipo de rocas, tanto en presencia de esfuerzos dirigidos de origen tectónico, como sin su presencia,
Además, para que se produzca un fenómeno de diapirismo deben darse una serie de condiciones favorables,
La primera es la existencia de una serie sedimentaria en la que las rocas salinas se encuentren en el muro. La existencia de una presión lateral, producida por el peso de la columna rocosa, origina que las rocas salinas, dada su plasticidad, fluyan desde las zonas de más presión de carga a las de menos, formándose una almohadilla, que se irá acentuando con el tiempo. Se formará así un diapiro simple con facturación del recubrimiento rocoso superficial mediante fallas de forma radial a la cúpula de sal en ascenso.
El incremento del proceso dará lugar a la extrusión del diapiro, que adquiere forma de seta, y en el que las rocas salinas se derramarán por la superficie cubriendo las rocas que estaban originalmente por encima de la sal, por lo que pueden inducir a error en el caso de determinar sin cuidado la serie estratigráfica.
El diapirismo también puede estar relacionado con procesos térmicos. Cuando una roca se calienta se modifican sus propiedades físicas, disminuyendo su densidad y aumentando su plasticidad, pudiendo iniciar un ascenso a niveles más superficiales. Al ascender atraviesa las rocas suprayacentes y genera estructuras de tipo tectónico como las descritas a lo largo de la unidad y da lugar a un abultamiento del terreno. La formación así originada se denomina domo.
7.2. CLASES DE DIAPIROS
La diferenciación de los diapiros puede hacerse atendiendo al tipo de estructura general que presentan, y pueden ser:
• Diapiros de estructura sencilla. Están formados exclusivamente por sales. Son relativamente abundantes en la naturaleza y muy interesantes económicamente por dos razones esenciales:
o Por el propio valor de la sal en el mercado de rocas industriales;
o Por formar una excelente trampa de petróleo.
• Diapiros de estructura compleja. Están formados por una mezcla heterogénea de rocas con predominio, como es lógico, de las sales a las que suelen acompañar otras también salinas, como los yesos, o de otras génesis: sedimentarias como las margas, o rocas vulcanosedimentarias como las ofitas.
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