Dedicamos este trabajo a la Escuela

Acadmico Profesional de Ingeniera Geolgica, pues nos brinda el apoyo educativo que necesitamos.

Agradecemos a la Biblioteca de la E.A.P.I.G, por su ayuda con el material informativo para la realizacin de nuestro trabajo.

I. INTRODUCCINDesde el origen de la tierra los agentes geodinmicas internos han sido, lo principales responsables de las unidades geomorfolgicas, las cuales han ido evolucionando con el tiempo geolgico. Son responsables los eventos tectnicos ocurridos en las diferentes pocas, tales como la orogenia caledoniana, herciniana y alpina.

Los impactos de estos eventos tectnicos son los responsables del plegamiento de las diferentes cuencas sedimentarias y capas volcnicas, en la cual se muestran estructuras de diferentes tipos, que presentan caractersticas comunes. Es debido a ese intenso movimiento ocurrido en el planeta que las estructuras geolgicas en nuestro planeta presenten discontinuidades, que nos ayudan a interpretar como fue la evolucin del planeta con respecto a las actividades geolgicas que ocurrieron con el pasar del tiempo.

II. RESUMENLos pliegues son deformaciones en las rocas, mientras estas se encuentran en estado plstico, estn originados por esfuerzos, y estos a su vez por procesos endgenos. Los plegamientos de los estratos estn en funcin de las propiedades geomecnicas dando lugar a diferentes tipos de pliegues; los pliegues en calizas, presentan propiedades deformativas con mayor carcter plstico, a diferencia de otras rocas que al ser sometidas a esfuerzos tensionales o compresionales, tienen propiedades frgiles. Dependiendo de

las unidades litolgicas que suprayacen e infrayacen, pueden presentar en algunasocasiones microestructuras diferentes.

En estratos volcnicos se producen por dos formas por flujo o por esfuerzos, esto es debido a las condiciones a las cuales sea sometido dicho material. Pues las de flujo son pliegues por cambios que sufren al discurrir por el terreno al encontrarse con algn obstculo, en cambio las que se dan por esfuerzos, sufren modificaciones en su estructura originando sinclinales y anticlinales.

INDICEI. INTRODUCCIN ........................................................................................................................... 4

II. RESUMEN .................................................................................................................................... 5

III. OBJETIVOS: .............................................................................................................................. 7

General: ................................................................................................................................... 7

Especfico:................................................................................................................................ 7

IV. GEOLOGA ESTRUCTURAL PLIEGUES (CALIZAS Y VOLCNICOS).............................................. 8

4.1. PLIEGUES: ............................................................................................................................ 8

4.1.1. Aspectos descriptivos del plegamiento....................................................................... 9

4.1.2. Elementos de un pliegue ............................................................................................. 9

4.1.3. CLASIFICACION DESCRIPTIVA DE PLIEGUES .............................................................. 114.2. PLIEGUES EN CALIZAS ........................................................................................................ 144.3. Pliegues en rocas volcnicas ............................................................................................. 28V. CONCLUSIONES: ........................................................................................................................ 36VI. BIBLIOGRAFA: ....................................................................................................................... 37III. OBJETIVOS: General:Analizar el comportamiento de las rocas calizas y volcnicas ante los esfuerzos deformatorios.

Especfico: Interpretar los tipos de plegamientos existentes.

Mencionar la tendencia de plegamiento de las rocas calizas al igual que en las volcnicas.

IV. GEOLOGA ESTRUCTURAL PLIEGUES (CALIZAS Y VOLCNICOS)4.1. PLIEGUES:Un pliegue viene a ser una deformacin de un cuerpo que tiene ciertas

caractersticas favorables para producirlo, ayudadas por fuerzas compresionales. En geologa, un pliegue es la manifestacin esquemtica que producen los esfuerzos, cuando actan sobre un estrato de roca. Es decir que al actuar un par de fuerzas en un determinado estrato, este se deforma, dejando una forma comn en el estrato.

Imagen 1. Pliegues generados por deformaciones de compresinPara FERNNDEZ (2006), los plieges, son ondulaciones simetricas, con desnivelacion relativamente grande, debido a la accin tectnica, al fruncirse las coberturas. Lo que indica que para que exista, pliegues, es necesario la presencia de fuerzas, las cuales en geologia son proucidas por la dinamica interna de la tierra.

Las fuerzas que generan los plieges en los estratos de la roca, generalmente se debe a la tectonica de placas, y se manifiestan en superficie mediante el plegamiento de estratos originados en una cuanca sedimentaria, como se muestra en la imagen,que al aplicarse las fuerzas, estas se deforman dando la forma ondulada que presenta la imagen debido a las caracteisticas de los estratos o material.

Imagen 2. Deformacin de una cuenca sedimentaria por movimientos tectnicos.Los plieges dan formas sinuosas, las cuales son de dos tipos, anticlinal y sinclinal, son las formas que los materiales tienden a seguir en su deformacion, debido a los esfuerzos que existen, los cuales dan origen a los plieges, cuando el esfuerzo aplicado supera el limite de elasticidad del material, y hace llegar a la zona plastica de la curva de deformacin.

4.1.1. Aspectos descriptivos del plegamientoAntiforme.abajo. (a)Pliegue cncavo hacia

Sinforme.arriba. (b)Pliegue cncavo hacia

Anticlinal.Pliegue cncavo en

direccin de los estratos ms antiguos. (c)

Sinclinal. Pliegue cncavo en direccin de los estratos ms jvenes.

(d)Imagen 3. Tipos de pliegues, por la forma que presentan.4.1.2. Elementos de un pliegue Charnela. Punto o zona de curvatura mxima.

Eje o lnea de charnela. Lnea que conecta puntos de mxima curvatura en el perfil longitudinal de un pliegue.

Superficie axial. Superficie imaginaria que une los puntos de mxima curvatura y divide al pliegue tan simtricamente cmo es posible en un perfil transversal a este.

Plano axial. Tipo particular de superficie axial que se distingue por su actitud planar en el espacio.

Trazo axial. Lnea definida por la interseccin entre la superficie axial y la superficie topogrfica.

Flancos. Parte menos curvada de los pliegues, su desarrollo depende de la geometra del plegamiento.

Cresta. Parte de la curvatura de un pliegue que tiene mayor cota. Puede o no coincidir con la charnela.

Seno. Parte de la curvatura de un pliegue que tiene menor cota, puede o no coincidir con la charnela. Lnea de cresta y de seno: lnea imaginaria que une los puntos de cresta o de seno en el perfil longitudinal de un pliegue.

Lnea de cresta y de seno. Lnea imaginaria que une los puntos de cresta o de seno en el perfil longitudinal de un pliegue.

Punto de inflexin. Punto o zona que define el cambio de sentido de curvatura en el flanco de un pliegue, cuya unin en el perfil longitudinal define la lnea de inflexin, si los flancos son marcadamente rectos, los puntos de inflexin no pueden definirse.

Imagen 4. Elementos de un pliegue.4.1.3. CLASIFICACION DESCRIPTIVA DE PLIEGUES4.1.3.1. Simtricos.La superficie axial divide al pliegue en dos partes iguales, el cual presenta un desarrollo semejante en los flancos.

4.1.3.2. Asimtricos.La superficie axial no divide al pliegue en dos partes iguales, el cual presenta desarrollo desigual en los flancos.

4.1.3.3. OTROS CASOS DE SIMETRIA DE PLIEGUES

Pliegues cilndricosLa superficie plegada esta esta engendrada por una lnea recta imaginaria que no tiene posicin fija, y que movindose paralelamente a s misma y

con radio nico, genera la forma del pliegue. Por lo tanto, un eje ubicado en el punto de mxima curvatura es el caso particular de una lnea de charnela recta. (fig. 5.10 A)

Pliegue cilindroide.Pliegue con lnea de charnela levemente curvada. (B)

Pliegues no cilndricos.Pliegues en los que no se puede definir un eje recto. (C, D)

Imagen 5. Pliegues cilindricos y no cilindricos.4.1.3.4. CLASIFICACION ISOGONALIsogona: linea que une puntos de la curvatura interna y externa de un pliegue, en donde los valores de inclinacion son iguales a:

Clase 1. La curvatura del arco interno es siempre mayor qua la del arco externo

Calse 2. La curvatura de los arcos externos e internos es la misma (pliegues similares)

Clase 3. La curvatura del arco interno es siempre menor que la del arco externo. (b)

Imagen 6. Modelo grafico de un pliegue isogonal, con similitud en ngulo de inclinacin.Imagen 7. Clases de pliegues isogonales.4.1.3.5. CLASIFICACION GENETICA (mecanismos de deformacin de pliegues)Algunas observaciones de campo en pliegues que pueden dar pautas sobre sus mecanismos genticos.

Importancia de las anisotropas.- diferentes tipos de aptitudes mecnicas de las rocas generan comnmente diferentes tipos de pliegues.

Importancia de la escala de observacin.- deformaciones continas vs deformaciones discontinuas.

Deformacin de las estructuras primarias.- fsiles u otros objetos de geometra conocida.

Espesor de los estratos.- puede ser constante o variable.

Estras interestratales.- sugieren que existe deslizamiento entre estratos durante el plegamiento.

Asociacin con fallas y superficie de despegue.- en muchos casos existe una ntima asociacin entre pliegues y fallas, siendo el plegamiento una consecuencia del desplazamiento de fracturas en profundidad.

4.2. PLIEGUES EN CALIZAS4.2.1. CINEMATICA DE LOS PLEGAMIENTOS EN CALIZASLas complejidades estructurales, pueden de alguna manera ser provocadas por la reactivacin de estructuras pre-existentes en el basamento; en una fase tarda de la deformacin. Ms an, en algunas partes de la estructura y alrededor de un ncleo de basamento pre-Mesozoico, las salientes en el cinturn de pliegues y cabalgaduras suelen estar influenciadas por el despegue gravitacional de la cobertura sobre estratos de comportamiento dctil (evaporitas, secuencias arcillosas y calcreas sometidas a grandes presiones).

Un fuerte desacoplamiento mecnico entre la cobertura cretcica y el basamento anterior puede permitir la reactivacin de las estructuras pre- existentes en el basamento en una fase tarda de la deformacin.

Los Pliegues de despegue en la curvatura de deformacin, dentro de un sector de estudio determinado, el cinturn plegado y cabalgado de las formaciones que lo contengan a dicha estructura tectnica, pueden mostrar en macro y mesoestructuras, dentro de un cambio regional y local del esfuerzo principal

mximo de una compresin en ciertas direcciones aproximadas que son influenciadas por el esfuerzo principal.

El Paleotensor de esfuerzos que origina una deformacin puede ser determinado en algunos casos, principalmente por inversin de datos sobre planos de fallas que acompaan al proceso tectnico.

Las macro y mesoestructuras indican o sugieren que los mecanismos de plegamiento pueden ser principalmente por cizalla flexural y flexura ortogonal originndose a diferentes niveles, tanto a una escala regional como local.

La caliza impura, como el wackstone enlodado de cal como lo presentan algunas formaciones pueden tener caractersticamente una revelacin de hendiduras espaciadas, mientras que la caliza abstracta, como el micrite y grainstone, raras ocaciones revela hendiduras, aun donde se plego de una manera apretada. La caliza abstracta, sin embargo, puede contener a stylolites tectnicos (vea a Engelder y Marshak 1985). La morfologa de hendidura o dominios stylolite tambin se controla fuertemente por composicin de la roca. Los contrastes en el comportamiento de deformacional entre litologas estratigrficas diferentes de carbonato es una manifestacin de cmo est la tensin subdividido entre dos procesos principales activos en calizas de baja calidad: La interaccin de agua con la roca han sido mayormente los principales responsables para una morfologa en hendiduras. La distribucin de la hendidura y morfologa se controlan tambin por otra posicin estructural que incluye parmetros y tensin.

4.2.2. VERGENCIA DE PLIEGUES EN CALIZAS.La orientacin del esfuerzo principal mximo en cualquier parte o direccin de la estructura plegada o curvatura puede ser el resultado de un efecto local durante una deformacin progresiva. Algunos estudios realizados afirman que los efectos de una falla principal, as como sus fallas secundarias asociadas,

parentemente pueden en algunas ocasiones jugar un papel importante en el desarrollo de pliegues durante la deformacin, lo cual sugiere una participacin importante de estructuras de basamento.

En general se puede concluir que la generacin de las estructuras plegadas y cabalgadas se produce en intervalos de diferentes velocidades, pero en trminos cinemticos la cabalgadura de las estructuras lleva a interpretar en

que tiempo llegaron a formarse aproximadamente.

Las estructuras que corresponden al rgimen cristal-plstico como las caractersticas que presentan las rocas calizas y algunas dems rocas de origen calcreo y estn representadas por pliegues isoclinales, de diferente tamao, pueden presentar como caracterstica una foliacin de plano axial que es penetrativa en una escala microscpica. Los pliegues isoclinales que estn de alguna manera influenciados regionalmente y adems estn asociados a una zona de cizalla inversa pueden presentar una direccin de transporte general. Por otro lado, en otras formaciones aledaas cuya litologa tiene caractersticas frgil-dctil en escala mesoscpica, las deformaciones estructurales se pueden expresar mediante pliegues asimtricos con charnelas agudas asociados con fallas inversas de bajo ngulo que los cortan, por estructuras secundarias y sucesivas, y presentan una segunda foliacin de alto ngulo subparalela al plano axial de los pliegues asimtricos.

4.2.3. ANLISIS ESTRUCTURAL PRELIMINAR DE UN ANTICLINAL EN CALIZASLa posicin geogrfica que ocupa una determinada rea de estudio con respecto a la forma convexa de la Curvatura y la nula cercana a fallas de basamento potencialmente reactivadas en las formaciones estratigrficas, son un buen indicio para afirmar que puede haber una influencia local en la generacin de una segunda fase de deformacin durante la deformacin progresiva que sucede en la dinmica estructural, que origina las caractersticas geomorfolgicas.

La teora del plegamiento flexural, el cual se fundamenta en separar las estructuras en el tiempo y espacio durante el desarrollo del pliegue generado durante un evento. En base esta teora se afirma de cierta manera que el acortamiento tardo en la curvatura de un pliegue en algunos casos puede ser producto de reactivaciones de fallas del basamento de las formaciones en una determinada direccin, debido a que estas mismas direcciones pueden ser reconocidas en la litologa de otros lugares aflorantes, donde no existe el desarrollo de una flexura regional de dichas formaciones.

4.2.4. ESTUDIOS SOBRE PLEGAMIENTOS DE CALIZASExiste muchos estudios sobre deformaciones estructurales uno de ellos es el estudio sobre la pre-cordillerana en Argentina. Uno de los estudios que se plantearon fue las primeras interpretaciones sobre la estructura precordillerana propuestas a principios de este siglo por Bodenbender (1902) y Stappenbeck (1910) quienes disearon modelos de plegamiento que explicaban las sucesivas repeticiones estratigrficas observables en cortes este-oeste como resultado del desarrollo de pliegues volcados.

Bracaccini (1946 y 1950) introduce el concepto, de estructuras de fallamiento dominante y acompaadas por pliegues que dan lugar al modelo actual de bloques imbricados.

Con este el concepto y otros estudios realizados, infieren que el plano de despegue estara situado dentro de la secuencia cambro-ordovcica y atribuyen al principal modo de plegamiento como de propagacin de falla, existiendo la

posibilidad de registrarse variaciones en la magnitud del desplazamiento a lo largo del plano de corrimiento.

En cuanto a las caractersticas de los plegamientos asociados a los corrimientos, los mecanismos dominantes en la mayora de veces puede estar representado por pliegues de propagacin de falla.

Para completar este esquema de corrimientos y plegamiento resultado de la progresiva migracin de la deformacin andina hacia el este, es necesario aadir el control del fallamiento ejercido por elementos estructurales y paleogeogrficos preexistentes y de estructuras tensionales menores.

4.2.5. Unidades estratigrficas involucradas una deformacinEn sectores determinados que corresponde a una subparte de cierta unidad geolgica mayor cuya caracterstica determinante es estar conformado por corrimientos de vergencia hacia una cierta direccin. Esta estructuracin es responsable del engrosamiento tectnico de la estructura plegada y puede poner en contacto litologas caractersticas de diferentes formaciones. Como por ejemplo calizas cambro-ordovcicas sobre sedimentitas terciarias y depsitos cuaternarios.

Por ltimo, se puede afirmar que si en una estructura existiera la presencia de actividad neotectnica en una zona puede ser evidenciada por una serie de lineamientos de rumbo y que afectan a la morfologa cuaternaria.

4.2.6. SUPERPOSICION DE PLEGAMIENTOSEn algunas zonas de estudio como las realizadas en Mexico en los lugares de Cuadilla, Aliaga y olmos. Al norte de Aliaga se encuentra el anticlinal de Campos, que tiene su prolongacin al sur en el del Alto Guadalope. Ambos elementos en varios estudios afirman que estas estructuras pueden haberse formado en una sola unidad antiforme que sucedi inmediatamente despus de haberse producido la primera fase de plegamiento, para que luego haya sido cortada en su centro por una serie de estructuras perpendiculares al eje de

pliegue, de aspecto muy diverso segn su ubicacin y el nivel estratigrfico al que afectan dichas estructuras cortantes. Se puede afirmar de manera certera que la presencia de algn pliegue transverso de mayor escala, cuyo eje podra seguirse a lo largo de toda una serie cretcica, la regla general es que el comportamiento del ncleo jursico, de las calizas urgonianas y del Cretcico superior no es en absoluto solidario durante este segundo proceso de plegamiento. La razn, naturalmente, hay que buscarla en la intercalacin de los dos niveles incompetentes de las facies de las formaciones estratigraficas, que permite la independencia en el comportamiento de los otros.

Las calizas bien estratificadas de una determinada unidad estratigrafica, subyacentes a una enorme masa conglomertica es difcil de moldear, porque sus caractersticas los obligan a plegarse a pequea escala, con fuertes desarmonas en las partes internas como respecto a las unidades que forman su techo y su muro.

La presencia de un comportamiento disarmnico entre formaciones competentes, las orientaciones de los elementos geomtricos de algunos pliegues angulares sobre calizas del Cretcico superior pueden ser totalmente anlogas en los serpentantes de las calizas urgonianas, lo que permite suponer una gnesis simultnea como respuesta a un mismo campo de esfuerzos. La diferencia acusada en las respectivas longitudes de onda queda perfectamente justificada a partir de la expresin de Biot (1 964).

( )Esta relacin matemtica involucra longitud de onda terica (W) con el espesor

medio (t) de (n) capas de un material con viscosidad caractersticas homogneas que se pliegan en un medio de viscosidad .Estas relaciones se indujeron tomando como base los bancos pertenecientes al Cretcico superior y presentan como caracterstica un menor espesor que los estratos de otra unidad litolgica, donde es toda la formacin la que se ve involucrada. Por otro

lado, la relacin / es prcticamente en el primer caso (tanto las capas plegadas como el medio englobante son el mismo tipo de calizas), mientras en el segundo habr de tener un valor claramente superior (calizas urgonianas englobadas en niveles plsticos de Weald y Escucha). Todo ello hace que el valor de W alcanzado en esta ltima situacin sea mayor.

Los pliegues transversos que cortan a un anticlinal simtrico de inmersin y estn representados por a un gran cabalgamiento acompaante (ambos con orientacin global, pueden hacerlos tomar una forma sinuosa. El resultado es diferente a lo sucedido sobre el anticlinal de Campos, puesto que aqu ha sido todo.

4.2.7.Estudio en el domo paleozoico de oroz-betelu (navarra, pirineo occidental).Segn los anlisis de los datos en esta rea de estudios han logrado reconocer tres fases de plegamiento que no parecen ser afectados por discordancias, por lo que perteneceran a otras fases orogenticas.

En La primera fase se han logrado distinguir pliegues casi isoclinales con ejes N340E y planos axiales muy tendidos de vergencia W. Aunque no siendo posible determinar la amplitud de los pliegues se observan flancos inversos hectomtricos.

Contrariamente a la primera en la segunda fase los pliegues son principalmente concntricos y angulares que tienen sus ejes subparalelos orientados a la primera fase, con planos axiales verticales. Estos pliegues no presentan amplitudes mayores a una decena de metros. La interseccin de esta fase con la primera produce un plegamiento superpuesto del tipo 3 de Ramsay (1967), por lo que llegan a originarse anticlinales sinformes y sinclinales antiformes observdos en la figura, siendo determinante para la construccin del corte el reconocimiento de la polaridad de las capas.

La tercera fase se produce por cizallas subhorizontales que desarrollan localmente abruptas. Dependiendo del tipo de materiales y de su buzamiento inicial, las tres fases desarrollan clivajes groseros ms o menos penetrativos.

El establecimiento de diferencias estratigrficas entre los macizos rocosos del Pirineo, conlleva importantes implicaciones. De igual manera, la diferenciacin de la tectnica entre los macizos paleozoicos pirenaicos puede concluir en trascendentes implicaciones estructurales regionales. De ah, conlleva el inters del estudio de este domo.

4.2.8.LOS PLIEGUES SE PUEDEN CLASIFICAR ATENDIENDO A VARIAS CARACTERSTICAS:4.2.8.1. POR LA DISPOSICIN DE SUS CAPAS SEGN ANTIGEDAD:

Anticlinales: se caracteriza porque los estratos son ms antiguos cuanto son ms hacia el ncleo. El pliegue es convexo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posicin por causas tectnicas.

calizas en cabrera(Guadalajara) Sinclinales: se denomina a si cuando 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.

Calizas en cabrera(Guadalajara)4.2.8.2. POR SU FORMA:

Antiforme: Es cuando el pliegue es convexo hacia arriba adems, todo pliegue antiforme de primera generacin es un anticlinal.

El burgo Ardales Mlaga-espaa Sinforme: Se denomina asi al pliegue cncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, adems el pliegue sinforme de primera generacin es un sinclinal.

El burgo Ardales - espaa4.2.8.3. POR SU SIMETRA:

Simtricos respecto del plano axial

calizas cretcicas en alhama deAragn(zaragoza) Asimtricos respecto del plano axial.

sierra de cazarla(jan)4.2.8.4. POR LA INCLINACIN DEL PLANO AXIAL

Rectos: el plano axial se encuentra en posicin vertical.

Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado.

Rio borosa en la sierra de cazoria (Jan) Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir una inversin del registro estratigrfico.

Torla- Huesca-Aragon-Espaa4.2.8.5. POR EL ESPESOR DE SUS CAPAS

Ispacos: sus capas tienen un espesor uniforme.

Alagateruel) Anispacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.

4.2.8.6. Por el ngulo que forman sus flancos

ANGULO INTERFLANCOSTIPO DE PLIEGUE

179-120SUAVE

119- 70ABIERTO

69- 30CERRADO

29 - 0APRETADO

0ISOCLINAL

ANGULOS NEGATIVOSDE HONGO O ABANICO

Isoclinales: sus flancos son paralelos.rio borosa en la sierra de cazoria (jan)

4.3. Pliegues en rocas volcnicasLas rocas volcnicas son originadas por volcanismo, al salir el magma del interior, este fenmeno geolgico ocurre en diferentes eventos, los cuales al superponerse se van ordenando en capas, similar a los estratos en las rocas sedimentarias. Los eventos volcnicos se dan por flujo o por piroclastos, esto depende a la composicin voltil del material.

Imagen 8. Volcanes cnicos formado por capas piroclasticas y de flujos lvicos.Como se ve en la imagen, las capas formadas por las erupciones, se van superponiendo una tras otro debido a diferentes eventos eruptivos. A esas capas son las que se le denominan estratovolcn, pues presentan caractersticas similares al de un estrato sedimentario, variando un poco en su gnesis.

4.3.1. ESTRATOVOLCAN:Son las capas apiladas una sobre otra, producto por las erupciones volcnicas, las cuales dan una forma cnica, que es caracterstico de un volcn. Las capas de estas estructuras, son por fluyo o por depositacion de piroclasticos, los cuales se presentan endurecidas debido al enfriamiento.

Segn Dvila (1992), un estratovolcn es un depsito de cono volcnico cuyas lavas muestran una estratificacin marcada. Es por el endurecimiento de los flujos que se nota la estratificacin, siendo similar a los estratos sedimentarios, diferencindose en el lugar de origen.

Imagen 9. Capas de un estratovolcn de forma cnica originadas por erupciones volcnicas.Como se ve en la imagen, la forma cnica que presenta los estratovolcanes, se debe a la depositacin de capas por evento eruptivo. El material volcnico que se endurece, se vuelven a rocas, siendo de diversas composiciones mineralgicas, las cuales le dan el nombre y diferencia.

4.3.2. Rocas Vulcanitas:Son rocas originadas por el endurecimiento de los flujos lvicos que salen en cada erupcin volcnica. Esta denominacin abarca todos los tipos de rocas volcnicas existentes, puede ser de: rolitas, andesitas, basaltos y traquitas. Dvila (1992), nos dice que son materiales volcnicos que son originados por erupcin volcnica.

Imagen 10. Estructuras de flujo en vulcanitas de riolitas de Iwo-jima, Japn.En la imagen se nota la forma de pliegue que origina los flujos de riolitas, al entrar en erupcin el volcn. Este tipo de pliegue est dado por flujo, que se da de esta forma cuando en el flujo lvico encuentra obstculos en su camino.

Al deformarse este tipo de estructuras nos dan pliegues, los cuales tienen caractersticas:

Se manifiestan de forma continua, sinclinal - anticlinal, despus de aplicarle los esfuerzos, debido a que el material tiene comportamiento plstico, cuando la fuerza aplicada es mayor que la resistencia de la roca.

Los pliegues presentan distintas formas, segn varen los esfuerzos y las propiedades mecnicas de la roca, siendo necesaria la intensidad de la fuerza, para generar un tipo de plegamiento.

el plegamiento se da por flujo, al encontrar obstculos al momento de discurrir la lava por la superficie.

Imagen 11. Pliegues de rocas volcnicas de la Dorsal Mediterrnea al sur de Creta4.3.3. Plegamiento en rocas volcnicas:

El plegamiento se observa mejor en las rocas sedimentarias y en las capas volcnicas, pues son estas las que presentan condiciones adecuadas para

originar pliegues, debido a la deformacin existente, o tambin por flujo lvico al

discurrir la lava volcnica.

Imagen 12. Pliegues en rocas sedimentarias.De los autores Jonathan E., Emilio R., Andrs F., Vctor A., podemos distinguir a los pliegues en rocas volcnicas de dos formas originadoras, las cuales son por deformacin o por flujo. Pues la disposicin es diferente cuando hablamos de flujos lvicos y de piroclastos por explosin.

4.3.3.1. POR FLUJO:

El plegamiento presente en algunos flujos volcnicos, se dan por las turbaciones que presenta el terreno. Segn Jos Rodrguez, La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados segn el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralgicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos plegados manifiestan una transicin entre un flujo puramente laminar y un flujo turbulento por ejemplo debido a un obstculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie.

Entonces, al fluir la lava, tiende a plegarse por el cambio brusco de su flujo, la cual est en funcin del enfriamiento del cuerpo lvico, y del cambio que experimenta la organizacin mineralgica, que ayudan a interpretar el

plegamiento. Pues se analizara a nivel mineralgico, lo cual nos da un anlisis a menor escala, hablando as de micro pliegues.

Este tipo de pliegues dada por la textura que presentan las capas por flujo, sera un tipo de plegamiento de las rocas volcnicas, o vulcanitas. El cual est dado por deformacin de las capas, debido al cambio de flujo que experimenta la colada lvica.

Imagen 13. Micropliegue de capa volcnica, al emplazar la colada lvica por la superficie, y tener cambio de su flujo.4.3.3.2. Por deformacin:

Encontramos pliegues, que se originan por deformacin, debido a los esfuerzos compresivos que actan sobre los estratos, los cuales se van plegando. Los esfuerzos compresivos se dan debido a los eventos tectnicos que ocurrieron en el planeta, como son el ciclo herciniano y el alpino. Siendo el ciclo alpino el ltimo.

Del trabajo realizado de los autores Jonathan E., Emilio R., Andrs F., Vctor A., rescatamos que: los estratos volcnicos deformados, pertenecientes a las vulcanitas del jursico, presentan deformacin debido a los movimientos del ciclo andino. Lo cual nos ayuda a interpretar que el plegamiento de este tipo de rocas en diferentes sectores, son por el producto de los movimientos sufridos por la dinmica interna del planeta. Dicho movimiento ocasiona la deformacin de las diferentes rocas existentes en las cuencas sedimentarias, o en las capas que generan las rocas volcnicas.

Imagen 14. Porcin del Perfil del cordn del Hielo Azul y el cordn del Piltriquitrn, en la cual se nota el plegamiento de las vulcanitas.Los pliegues que generan las rocas volcnicas, son de diferentes tipos de acuerdo al esfuerzo, y tambin por la roca que yace sobre estas capas volcnicas. El plegamiento generalmente se manifiesta por la capacidad de las capas volcnicas, debido a su plasticidad.

Imagen 15. Faja de deformacin que afecta a la Formacin Huemul (rocas vulcanitas) al norte del cerro Lindo y su relacin con el corrimiento occidental.El tipo de pliegue que se muestra en la imagen, es un sinclinal, debido la concavidad que presenta. El cual sufre fallamiento, en el flanco izquierdo. La tendencia de plegamiento de las capas volcnicas se debe a las propiedades geo mecnicas del material, siendo ms plsticas las capas piroclsticos, debido a la composicin que presentan, siendo mayor el porcentaje de

cenizas, actuando como material plstico, sin llegar al punto de rotura. Similar las capas volcnicas por flujo, presentan comportamiento plstico pero su resistencia es menor que de las tobas, pues presenta compocicion mas compacta.

Es debido a estos eventos que se van creando los plegamientos en las rocas, como se ve en la imagen, las cuales presentan plegamiento debido a los esfuerzos, la cual se nota en la capa volcnica, que est cubierta por depsitos piroclsticos.

Imagen 16. Capas de piroclastos deformados.En la imagen se muestra el plegamiento que ha sufrido la capa de vulcanita, este tipo de plegamiento se da en los depsitos volcnicos piroclsticos, el cual tiene comportamientos diferentes, debido a la composicin litolgica que presentan. Pues la capa de color gris tiene un comportamiento plstico, al igual que las capas que la rodean, tienen el mismo comportamiento pues aun no presentan planos de rotura, que nos d indicio de comportamiento frgil. Siendo capas con forma de sinclinal y anticlinal, que presentan un homogeneidad en las capas de ms delgadas.

Imagen 17. Pliegues volcnicos por deformacin tectnica.La toba de la imagen, presenta facies que se muestran deformacin, dando origen a pliegue homogneos, que se deforman de diferentes maneras. Se nota ms en las capas ms delgadas, en cambio en las tobas, es difcil notar la deformacin, por lo cual decimos que son micropliegues.

V. CONCLUSIONES:En las estructuras plegadas, su deformacin depende del grado de esfuerzo al cual son sometidas.

En el plegamiento de rocas calizas puede aparecer el vesiculado debido a que es una roca compacta.

En las rocas vulcanitas el plegamiento que sufrieron fue debido al movimiento orognico herciniano y alpino en algunos sectores.

La deformacin de los estratos volcnicos en las capas por flujo y por piroclsticos, se da de diferente manera, esto se debe a la composicin que tienen.

Los ciclos tectnicos son los responsables del plegamiento de existente en el relieve de nuestro planeta, la cual crea zonas estructurales en diferentes profundidades de la tierra.

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