IMPLICACIONES ESTRUCTURALES DE LOS ARRECIFES EN EL DESARROLLO DE PLIEGUES
Ricardo J. Padilla y Sanchez *
R E S U M E N
La geometría de cuerpos sedimentarios es un parámetro que debe considerase cuando tales cuerpos son plegados. También es muy importante considerar las propiedades mecánicas de las rocas involucradas en el plegamiento. En este trabajo se ha puesto énfasis en ambos aspectos durante el desarrollo de pliegues, tomando en cuenta también los resultados obtenidos en experimentos de laboratorio y en estudios teóricos publicados en la literatura. Se considera como un ejemplo relevante el caso de arrecifes de barrera y de parche, así como también el caso de un delta progradante y se han estimado los posibles pliegues y fallas potenciales que se desarrollarían si éstos cuerpos fuesen plegados.
A B S T R A C T
The geometry of sedimentary bodies is a parameter that must be considered when such bodies are folded. Also, it is very important to consider the mechanical properties of the rocks involved during folding. In this paper both aspects are emphasized during the development of folding, as well as the results obtained in laboratory experiments and in theoretical studies pubUshed in the literatura. It is considered as remarkable examples the case of barrier and patch reefs, as well as the case of a progra-ding delta, and if these bodies were folded, it has been estimated the resultant fold shapes and potential faulting.
1. INTRODUCCIÓN
Los pliegues son muy comunes en la naturaleza, es por esto que un gran número de investigaciones se han llevado a cabo con el objeto de explicar la manera en que estos se forman y como evolucionan a través del t iempo. A partir de estos conceptos, algunos investigadores se
• Investigador tituar Instituto de Geología, UNAM.
han preocupado primordialmente de las propiedades matemáticas y mecánicas de los pliegues, mientras que otros se han dedicado a hacer comparaciones de modelos a escala con el fin de duplicar pliegues naturales.
Por otro lado, los arrecifes, según Dunham (1970) , son crecimientos construidos por organismos, formados en parte por marcos resistentes
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al oleaje. Estos cuerpos se desarrollan a lo largo de márgenes continentales, en climas templados y pueden migrar tanto lateral c o m o verticalmente. Además pueden ser cont inuos longitudinalmente (arrecifes de barrera), o discontinuos (arrecifes de parche).
Debido a su gran extensión regional los arrecifes const i tuyen ani-sotropías importantes que van a influir el desarrollo de pliegues a gran escala. Por esta razón, en este artículo se intenta realizar un análisis cualitativo del papel que desempeñan anisotropías. tales c o m o los arrecifes, en el desarrollo de pliegues. También se pretende explicar las posibles variaciones en la forma de los pliegues, así c o m o áreas de fallamiento potencial. El objetivo final consiste en subrayar la importancia que tiene la geometría di cuerpos sedimentarios, cuando son interpretados como anisotropías regionales y su influencia en el desarrollo de pliegues en cintu-rones orogénicos.
II. ALGUNA CONSIDERACIONES ARA EL DESARROLLO DE PLIEGUES
La idea de que los pliegues se forman c o m o consecuencia de compresión paralela a las capas ha sido estudiada por largo t iempo. Uno de los primeros geólogos en proponer este concepto fue Hall en 1815. Desde entonces, se ha dedicado gran
atención a nombrar y diferenciar formas de phegues. U n gran número de trabajadores han sugerido diversas maneras para clasificar formas de pliegues, c o m o por ejemplo Willis y Willis ( 1 9 3 4 ) , Billings ( 1 9 5 4 ) , De Sitter ( 1 9 6 2 ) , Donath y Parker ( 1 9 6 4 ) , Whitten ( 1 9 6 6 ) , Ramsay ( 1 9 7 7 ) , y otros.
As imismo, se han llevado a cabo un gran número de experimentos para tratar de explicar el mecanism o , o mecanismos, que provocan plegamiento. Después de los experimentos de mode los de Willis ( 1894) , se han producido diversos plega-mientos experimentales, c o m o aquellos de Kuenen y De Sitter ( 1 9 3 8 ) , Ramberg ( 1 9 5 9 , 1 9 6 3 , 1970) , Biot et a/., ( 1961 ), Handln et a/., ( 1976) , Friedman er a/., ( 1 9 7 6 , 1980) , Johnson ( 1 9 8 0 ) , por mencionar sólo algunos.
Otras contribuciones importantes han sido hechas mediante análisis teórico, c o m o por ejemplo los trabajos realizados por Sanford ( 1959) , Ramberg ( 1 9 6 0 ) , Biot ( 1 9 6 1 ) , Cha pple ( 1968) , Johnson y Ellen ( 1974) y Johnson y Honea ( 1 9 7 5 ) .
Cada uno de los estudios experimentales y teóricos han ayudado al entendimiento de los pliegues naturales, pero diversas restricciones importantes han impedido otros adelantos. Por ejemplo, existen numerosos intentos para demostrar que las rocas deben comportarse idealmente c o m o fluidos viscosos bajo condiciones geológicas, asumiendo relaciones lineales entre esfuerzos y
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deformaciones. Esto se lia hecho con el propósito de manejar ecuaciones diferenciales "relativamente sencillas", que en realidad son bastante complejas. Sin embargo si se utilizan relaciones no lineales entre esfuerzo y deformación, c o m o es el caso dentro de la naturaleza, el método matemático podría resultar extremadamente complejo. Otra limitante importante ha sido que la deformación de las rocas depende directamente del t iempo. Esto es, en los experimentos de plegamiento en el laboratorio, la velocidad de deformación es siempre mucho mayor que la velocidad de deformación en la naturaleza. Finalmente, aunque muchas conclusiones importantes acerca del origen y la mecánica de los plegamientos están basadas en trabajos experimentales y teóricos, la mayor parte del conoc imiento actual sobre los pliegues se basa en un análisis cualitativo.
A). EL MODELO DE U N A SOLA CAPA
Se ha llegado a diversas conclusiones a partir del plegamiento de una sola capa. Por ejemplo, es posible obtener formas diferentes de pliegues a partir de la deformación continua de una sola capa.
Consideremos una sola capa, a la cual deformaremos para producir diferentes formas de pliegues, pero siempre manteniendo el espesor de la capa constante. Esto se puede lo
grar de tres maneras diferentes. Primera: podemos plegar esta capa de la misma manera en que doblamos las páginas de un libro, es decir, con dos fuerzas que actúan oblicuamente a los extremos de la capa pero manteniendo fija la parte central (Fig. la . ) . Segunda: podemos doblar la capa con fuerzas que actúan paralelamente al plano de la misma, simpre y cuando se permita el movimiento libre de su parte media (Fig. Ib.). Tercera: También podemos doblar esta misma capa con una fuerza que actúe en uno de los extremos de ésta pero teniendo el otro lado fijo (Fig. l e ) .
Otra conclusión que se puede obtener del plegamiento de una sola capa es el hecho de que existe una relación directa entre el espesor de la capa y la longitud de onda de los pliegues formados en ella después de que ha sido deformada. Biot ( 1 9 6 1 ) consideró el problema simple de inestabilidad de una barra sujeta a una carga axial F, y encontró que la barra se doblaba en una semionda sinusoidal (W/2) cuando F alcanza el valor dado por la fórmula de Euler F=4n^ E I / W ^ en donde E e s el módulo de Young de la barra, I es el m o m e n t o de inercia de la sección, y W es la longitud de onda del doblez. El encontró que si la barra es infinitamente larga y se encuentra restringida en un número de puntos separados W/2 (fig. 2) , ésta sería estable con una longitud de onda dada por W = 2 ffV E l /F .
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Figura 1.Formas de plegamiento producidas por diferentes direcciones de fuerzas que actúan sobre una sola capa, a) Por deformación del l imbo, b) Por deformación de la charnela, c ) Del t ipo intermedio. Según Mattauer (1073 ) .
Figura 2. Longitud de onda estable característica (W) de una barra elástica somet ida a una fuerza F y fija en puntos nodales. Según Biot ( 1 9 6 1 ) .
Biot {Op. cit. ) también consideró el caso cuando la barra está confinada por un material viscoso, con lo cual logró una restricción lateral para prevenir la inestabilidad de la barra, en caso de que ésta no estuviera sujeta a los nodos. Así, el demostró que la barra adoptaba una longitud
de onda estable, la cual es independiente de la viscosidad del material que rodea a la barra. Finalmente concluyó que si una capa elástica tiene un espesor h, su longitud de onda pronosticada está dada por W = 7 T h V E / F ( 1 — ) en donde u es ta Razón de Poisson para el mate-
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Figura 3. a) Distribución de las zonas de tensión y compresión en una sola capa, b) Estados de deformación en un pliegue de una sola capa.
rial elástico. Cuando plegamos una sola capa
podemos esperar deformaciones internas que estarán asociadas a zonas de compresión y tensión. Estas zonas estarán ínt imamente relacionadas con el t ipo de material que está siendo plegado. La zona externa de los pliegues estará bajo tensión y la zona interna bajo compresión (Fig. 3). Estas zonas se encuentran sepa
radas por una zona neutral en donde no existe tensión ni compresión.
También es posible otro caso en el cual las zonas de tensión y compresión estarían presentes en el interior de la capa. Este es el caso cuando una sola capa es plegada por deformación del l imbo desarrollándose fracturas en los flancos del pliegue, sin una expresión externa en la capa (Fig. 4) .
Figura 4. a) Distribución de zonas de tensión y compresión dentro de '..na capa plegada por deformación del limbo. Modificado de Mattauer (1973).
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En el caso de la deformación del limbo, las primeras fracturas que se presentan son aquéllas mostradas en la Figura 4, pero si la deformación aumenta, entonces se desarrollarán fallas. Estas fallas podrían ser aproximadamente oblicuas al plano de la capa, O aproximadamente perpendiculares a ella.
Es evidente que todas estas conclusiones están basadas en el plegamiento ideal de una capa isotró-pica, la cual en algunos casos puede parecerse a pliegues en las rocas. Pero desafortunadamente, en la mayoría de los casos las capas naturales de roca no mantienen su espesor original, ni tampoco son estos materiales perfectamente isotrópicos. Además, tenemos que considerar que una secuencia de capas de diferentes rocas puede comportarse de forma quebradiza y / o dúctil, dependiendo de sus características internas y de las presiones y temperaturas que actúan sobre ellas, pero el parámetro más importante que debemos considerar es el tiempo durante el cual se ha desarrollado el plegamiento. Por estas razones las conclusiones obtenidas del análisis del plegamiento de una sola capa ideal son de valor muy limitado.
B) EL MODELO DE CAPAS MULTIPLES.
Muchos de los pliegues que se encuentran en rocas deformadas son el resultado de fuerzas compre
sivas, las cuales actúan a lo largo del plano de estratificación. En la mayoría de los casos, los estratos poseen diferentes propiedades debido a que algunos de ellos pueden ser más competentes que otros. Estas diferencias en competencia causan una inestabilidad que conduce a un arqueamiento de las capas más competentes, confinadas dentro de un material menos competente . Se han realizado estudios muy interesantes con el fin de llegar a comprender el desarrollo de pliegues en secuencias de capas múltiples. Ramsay (1967) consideró que a pesar de que no contamos con un conocimiento exacto de las propiedades Teológicas de las rocas, podemos considerarlas como fluidos Newto-nianos con viscosidades muy altas del orden de 10^' a 1 0 " poises. Teniendo esto en mente, este investigador llevó a cabo diversas pruebas experimentales que le ayudaron a mostrar los estados de deformación involucrados en una secuencia de capas múltiples en donde los estratos tienen diferentes viscosidades (Fig. 5).
Los experimentos realizados por Ramsay son una verificación de laboratorio del concepto de longitud de onda dominante, el cual establece que la longitud de onda dominante es directamente proporcional al espesor de la capa competente , y está dada por:
W d = 2t Mi
6 / 1 2
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Figura 5. a) Capas de viscosidad /Xj plegadas experimcntalmente, intercaladas con capas de viscosidad /Xj (b) Estado de deformación en la capa de mayor viscosidad, confinada en un material de menor viscosidad. Tomado de Ramsay (1967) .
en donde t es el espesor de la capa de viscosidad /Xi en una matriz de viscosidad H2 (Fig. 6 ) .
El concepto de longitud de onda dominante fue sugerido por primera vez por Biot ( 1 9 5 7 ) y poco después
И — Wd
Figma 6. Longitud de onda dominante característica (Wd) producida por el plegamiento de una capa de material con un espesor y una viscosidad jUj en una matriz de viscosidad /Xj-
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por Ramberg (1959) ; y fue verificado expverimentalmente por Biot et al., (1961) , Ramberg (1964) , y más tarde por Ramsay (1967) .
Ramberg (1964) ha discutido los efectos de la deformación causada por el plegamiento del modelo de capas míJltiples, en donde diversas capas de espesor y viscosidad diferentes están intercaladas en una matriz de viscosidad menor. El encontró que entre mayor fuese la
diferencia de competencia entre capa y matriz, mayor rapidez habría en el desarrollo de pliegues dentro de la capa competente. Esto significa que si una roca está compuesta por varias capas con diferente competencia y espesor y se le somete a fuerzas compresivas paralelas a la estratificación, el desarrollo "variable" de jaJiegues podría dar la apariencia ác que cada capa ha sido sujeta a diférfentes cantidades de compresión y acortamiento (Fig. 7).
F F
l igura 7. Resultado de deformar con fuerzas compresivas idénticas una serie de capas con diferentes e_ pesores y viscosidades iH ¡ > M 4 ^ M 3 > M 2 - ^ M l ^ M ^ e matriz) , pero con la misma longitud. Modificado de Ramberg (1964 ) .
SO
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Este m o d e l o de Ramberg {op. cit.) ha sido criticado por Ramsay (1967) , quien consideró que podría ser incorrecto debido a que el fenómeno es el resultado de la diferencia en proporciones de acortamiento debidas al p legamiento y a la deformación homogénea de cada capa.
Un proceso importante que t iene lugar en el desarrollo de pliegues en secuencias de estratificación múltiple es el desplazamiento interestratal a lo largo de los planos de las capas. El caso más sencillo se presenta cuando un grupo de capas de igual espesor y competenc ia son plegadas mediante fuerzas compresivas paralelas a la estratificación (Fig. 8) .
Este caso es análogo a aquél en el cual un mazo de barajas es doblado. Con base a es to , Donath y Parker ( 1 9 6 4 ) , establecieron que las características geométricas y los rasgos internos de los pliegues refle
jan el mecanismo que produjo el plegamiento y sugirieron una clasificación de pliegues basados en el mecanismo que los ha producido. Esta clasificación separa a los pliegues en tres clases diferentes: flexu-rales, pasivos y cuasiflexurales. Los pliegues flexurales son aquellas estructuras en las que la estratificación ejerce un control activo sobre la deformación y en donde los phegues resultantes representan un verdadero "plegamiento" de capas (Fig. 9) . Por otro lado, en donde el flujo o deslizamiento cruza los límites de capas y la estratificación tiene poco o prácticamente nada de control sobre la deformación (las interfases de estratificación sirven únicamente c o m o marcadores) se denominan pliegues pasivos (Fig. 10). Finalmente, una clase intermedia de plegamientos es llamada phegues cuasi-flexionales, IQS cuales son estructuras características en rocas de .
Figura 8. Diagrama que muestra los deslizamientos interestratales después de que las capas han sido plegadas por fuerzas compresivas.
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I'igura 9. Pliegues en chevron en calizas del Cretácicc» Superior, Sierra Madre Oriental, c o m o ejemplo de pliegues flexurales.
Figura 10. Pliegues disarmónicos en una secuencia vulcanoscdimentaria del Cretácico Inferior ( F m . Mo-rit.i) de Sonora, como un ejemplo de plegamiento pasivo.
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ductibilidad moderada a alta y que tienen un comportamiento casual en la secuencia estratificada o no (Fig. 11). Un resumen de esta clasificación se presenta en la Tabla 1:
En el caso más sencillo p o d e m o s esperar que se produzcan fallas asociadas con el plegamiento, cuando plegamos una sola capa, en la parte externa de los pliegues (Fig. 3a). Pero cuando plegamos una secuencia de estratificación múltiple, se observa que el radio de curvatura decrece hacia la parte interna de los pliegues. Si incrementamos la deformación, se crea un problema de espacio y
dependiendo de las características de las capas, la zona interna de los pliegues irá desarrollando fallas, plegamientos secundarios, o ambos (Fig. 12).
En el ejemplo anterior, se ha supuesto que las capas pueden deslizarse libremente una con respecto a la otra, así c o m o fluir. De este modo podemos considerar que la dirección del desplazamiento entre las capas ha seguido el sentido indicado en la Figura 12. N o obstante, el sentido opuesto de deshzamiento es posible en la naturaleza. Considerem o s una secuencia de capas de la
Figura U . Banda de pedernal plegada, de la Formación Tamaulipas Superior, Sierra Madre OrientaL como un ejemplo de pliegues cuasiflexurales.
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T A B L A 1
CLASES T I P O MECANISMO
PREDOMINANTE
Flexura!
Deslizamiento Flexural
Flujo Flexural
Desl izamiento entre capas fle-.xionadas.
Flujo dentro de capas Flexio-nadas.
Pasivo
Flujo Pasivo
Deslizamiento Pasivo
Flujo a través de l ímites de capas.
Desl izamiento a través de capas l ímites.
Cuasi-Hexural Flujo irregular dentro y a través de las capas.
Tabla 1. Mecanismos del plegamiento. Según Donath y Parker (1964).
Figura 12 . a) Distribución geométrica de capas de igual longitud y espesor en un pliegue concéntrico que muestra lu Ijlta progresiva de espacio en la parte interna del pliegue cuando la compresión se incrementa, b) la l las en la parte interna del pliegue, c) Pliegues en la parte interna del pliegue.
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misma longitud y espesor, las cuales se pueden deslizar una con respecto a otra, pero que están sujetas a sus extremos. Bajo esta situación las capas se deslizarán en la dirección opuesta a aquélla mostrada en la Figura 13a, e irán desarrollando fallas inversas en la parte interna del mismo (Figura 13b) , estructuras que son consistentes con las presentes en el caso del sentido clásico de deslizamiento.
Ahora consideremos que en lugar de plegar una secuencia de estratificación múltiple con propiedades mecánicas similares, plegamos una serie de capas con espesor y competencia diferentes. Esto introduce una inestabilidad que será controlada por las diferencias existentes en las capas. Por ejemplo, si tenemos una secuencia de capas gruesas de caliza que descansa sobre una secuencia de lutitas y ésta secuencia
Figura 13. Plegamiento flexural de una secuencia de estratificación múltiple. Las flechas en el flanco izquierdo de los pliegues indican el sentido del deslizamiento, mientras que aquéllas en el flanco derecho indican el desplazamiento absoluto, a) Desplazamiento "aásico". b) Desplazamiento "Anticlásico" y fallas asociadas. Tomado de Handin et aL, (1976).
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es plegada, podemos esperar una mayor deformación en las lutitas que en las calizas (Fig. 14a). Pero si la misma secuencia sobreyace a calizas y lutitas y la deformación es incrementada, entonces podemos esperar el desarrollo de pliegues disarmónicos y fallas inversas (Fig. 14b).
Cuando la secuencia que va a ser plegada es más variada, esto es, tiene diferentes tipos de rocas con propiedades mecánicas distintas, podemos esperar complicaciones adicionales. Consideremos una secuencia que se encuentra compuesta, de abajo hacia arriba, por conglomerados, areniscas, calizas, lutitas y calizas masivas, cada una con diferente espesor. Debido a que la base de la secuencia es más competente y consecuentemente más quebradiza que las demás capas, propiciará el desarrollo de fallas inversas, que se propagarán hasta que sean prácticamente absorbidas por el nivel en donde se encuentre la roca más
dúctil, por ejemplo las lutitas. Por otro lado, en la parte externa del pliegue se desarrollarán fallas normales. Este ejemplo demuestra que un pliegue anticlinal aparentemente simple en la superficie, es de hecho una estructura más compleja en el subsuelo (Fig. 15).
Quizás la descripción más completa de fracturas y sistemas de fallas asociadas a phegues es aquella dada por Stearns (1968) . Este investigador ha reconocido seis arreglos diferentes de sistemas conjugados de fallas y fracturas, cada una de ellas relacionada a una orientación específica del eje principal de esfuerzo al momento de la ruptura (Fig. 16a). De estos seis grandes grupos, cuatro son los más comunes en la naturaleza y han sido identificados en el Anticlinal de Tetón en Montana por Friedman y Stearns ( 1 9 7 1 ) y en pliegues experimentales realizados por Handin etal, ( 1 9 7 2 ) (Fig. 16b).
( c ; b )
Figiua 14. a) PUegues producidos en una secuencia de lutitas y calizas, b) Pliegues y fallas producidos en una secuencia de lutitas, calizas, lutitas y calizas.
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Figura 15. Pliegues y fallas presentes en una secuencia deformada de conglomerados, areniscas, calizas, lutitas y calizas masivas.
Figura 16 .a ) Represnetación esquemática de sistemas de fractura en pliegues. Tomado de Handin et al., (1972), después de Steams (1968) . b) Pliegue ilustrando los cuatro sistemas de fracturas más comunes de Steams. Tomado de Bombolakis (1979).
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III. PAPEL QUE DESEMPEÑAN LAS ANISOTROPÍAS EN LOS
PLIEGUES
Como hemos visto anteriormente, los pliegues iniciados en secuencias de estratificación múltiple, son generalmente controlados en su distribución y longitud de onda por los miembros más competentes y por el espesor de la secuencia. Aunque existe una interacción mecánica entre las capas con mayor y menor competencia, los miembros menos competentes se ajustan a los cambios de forma establecidos por las capas de mayor competencia. La mayoría de estas conclusiones han sido alcanzadas con base a trabajo experimental y teórico, en el que se utilizan, casi exclusivamente, anisotropías paralelas (como por ejemplo estratificación), que interactúan una con otra. Pero ¿qué sucede si suponemos que dichas anisotropías no son paralelas entre sí? La primera suposición que podría hacerse es que los modelos utilizados anteriormente podrían modificarse y adaptarse a estas nuevas condiciones. Debido a que en la naturaleza, las anisotropías subparalelas y no paralelas son muy comunes , el propósito de este capítulo es analizar el papel que desempeñan este tipo de anisotropías en el desarrollo de pliegues.
a) Anisotropías sub-paralelas
Se ha demostrado que cuando se somete a compresión a una secuen-
de capas de la misma longitud y espesor, la forma de pliegue que resulta más probable de esta compresión es un pliegue simétrico. Pero, consideremos ahora el caso de una secuencia de capas (II) las cuales poseen diferentes espesores y propiedades mecánicas ligeramente distintas, que sobreyace a cierto ángulo a un material más competente (I) (Fig. 17a).
Consideramos también que ambos materiales, I y II, están confinados en un paralelepípedo de longitud x, ancho y, y espesor z. Si comprimimos este bloque utilizando dos fuerzas opuestas F, las cuales actúan perpendicularmente a los planos y-z, podemos obtener algunas conclusiones.
Primero. Si suponemos que el plano inclinado presente el contacto entre I y II, es una superficie que permite el movimiento libre de estos materiales uno con respecto al otro, podemos concluir que la secuencia II se moverá sobre I como se indica en la Figura 17b.
Segundo. Pero si suponemos que ningún tipo de desplazamiento es posible a lo largo del plano que separa a la secuencia II de la I, entonces probablemente podamos concluir que se desarrollarán pliegues asimétricos en la secuencia II, con los flancos más inclinados hacia los extremos "echado arriba" del plano (Fig. 17c). De aquí podemos deducir que el plegamiento desarrolló esta geometría debido a que la secuencia II se encontraba "fija" a la
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Figura 17. Diagramas idealizados mostrando dos secuencias (I y II) con propiedades mecánicas diferentes y su respuesta cuando son sometidas a compresión. Ver discusión en el texto.
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unidad I y porque el espesor de la unidad 11 disminuye lateralmente hacia la izquierda, lo cual también podría estar relacionado al concepto que afirma que entre más delgada sea una capa, más fácil será plegarla.
Tercero. Si analizamos más detenidamente el contacto entre las secuencias 1 y II, podemos concluir que en el caso de que ambas secuencias se puedan mover libremente, habrán desplazamientos importantes entre las secuencias, así como entre las capas. Los mayores desplazamientos tendrán lugar en los planos más horizontales (aquéllos que tienden a ser paralelos a la dirección de los esfuerzos principales máximos), mientras que los menores desplazamientos se presentarán en el contacto entre la secuencia I y la secuencia II y en los planos más inclinados de la secuencia II (Fig. 17d). Esto puede demostrarse cuantitativamente calculando los esfuerzos de cizalla a lo largo de los planos de deslizamiento. Si asumimos que las secuencias de la Figura 17a están sujetas a fuerzas compresivas, donde o i = 20 bares, y a 3 = 5 bares entonces podemos calcular la magnitud de los esfuerzos normales ( o) y de cizalla ( 7 ) que actúan en los planos A , B , C, los cuales tienen una incünación de a = 5°, p = 10° y 7 = 30° , respectivamente, a partir de la dirección del esfuerzo principal máximo ( O i ) (Fig. 18).
Utilizando las fórmulas:
u 1
a =— a 1 — a 3
COS2e y
7 = -a 1 — (Ja
sen 2
se han calculado los estuerzos normales y de cizalla que actúan sobre los planos mencionados. Los resultados obtenidos son los siguientes:
Para el plano A con inclinación de 5° desde la dirección de (e= 85°) : = 5.11 bares; 7 ^ = 1.30 bares. Para el plano B con una inclinación de 10° desde la dirección de a i ( 0 = 80° ) : = 5 . 4 5 bares; 7 3 = 2.57 bares. Para el plano C con una inclinación de 30° desde la dirección de Or ( e= 60°) : = 8.75 bares 7 c = 6 . 5 0 bares.
Las magnitudes de los esfuerzos de cizalla calculadas en el ejemplo, son consistentes con los desplazamientos supuestos en la Figura 17d, debido a que cuanto mayor sea el desplazamiento menor será el esfuerzo de cizalla que actúa sobre el plano (Fig. 17d y 18).
Cuarto. Si analizamos detenidamente el área que rodea el contacto entre la secuencia I y la II, en el caso en el que no se pueden mover una con respecto a la otra (Fig. 17c), podemos concluir que también ha-
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" 3
-̂ ^̂ ^̂ '-̂ ~ ~—•
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y
9 10 f O
Figura 18. Esquema que muestra las secuencias I y II de ¡a Figura 17d cuando están sujetas a compresión. Las magnitudes de los esfuerzos normales (O) y de cizalla ( 1} que actúan sobre los planos A, B, C. se muestran en el diagrama de Mohr. Ver el texto para discusión.
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BOL. A S O C . МЕХ. G E O L . PETR.
brá diferentes cantidades de deslizamiento entre las capas de la secuencia II, teniendo los menores desplazamientos en los planos más inclinados y los mayores desplazamientos en los planos menos inclinados. Estas diferencias en desplazamiento proveerán la fuerza necesaria para arquear hacia arriba la parte más delgada de las capas y los pliegues que resulten de este proceso presentarán un sentido "anticlásico" de deslizamiento (comparar con la Fig. 13) entre las capas (Fig. 17e). Si las fuerzas compresivas aumentan, eventualmente podemos esperar el desarrollo de fallas inversas y de pliegues más asimétricos (quizás hasta recostados), dependiendo de las propiedades mecánicas de los materiales de la secuencia II. Posiblemente, algunas fracturas o grietas, se puedan formar en la unidad I (Fig. 19).
Las estructuras supuestas en el ejemplo anterior son comunes en la naturaleza y se han observado en diferentes lugares del mundo. Por ejemplo, la estructura de los campos de gas y de petróleo en el Valle de Tumer en Alberta, Canadá, fue es^ tudiado por Link ( 1949) y presenta similitudes muy interesantes con el modelo propuesto aquí (Fig. 20) .
b) Anisotropías no paralelas
Hasta aquí hemos considerado diferentes casos en donde la forma geométrica de las capas plegadas ha sido paralela o subparalela. Pero consideremos ahora el caso en donde una anisotropia no paralela está presente en una secuencia estratificada, la cual también tiene anisotropías sub-paralelas. Por ejemplo, supongamos el caso de un delta do-
Figura 19. Fracturamiento, fallamiento y plegamiento idealizados de las secuencias 1 y II (cuando no se pueden mover una con respecto a la otra) en la figura 17 .
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A R E A D E L A L T O '
DE HIGhVVOC'D V A L L E D E
T U R N E R
S I ' J C L I I M A L
A L B E R T A
E T A P A I (EPOCA JURÁSICA 0 ANTERIOR)
. ' í t C C I O N P O P ' ^ S A ! , _ - C A L I Z A S P A L E ^ - J X A S
E T A P A n PLEGAMIENTO Y FALLAMIENTO
P R E - F O O T H I L L S )
E T A P A m PRESENTE)
EXPLICACIÓN S E C C I Ó N POROSA
A G U A G A S V Ä C E l T f < O r
<
Figura 20. Evolución estructural de los campos de gas y petróleo en el Valle Tumer en Alberta, Canadá. Tomado de Link (1949). 00
KJ
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minado por un río, el cual está formado basicamente por tres facies sedimentarias diferentes, es decir, por facies lluviales y de planicie deltaica, facies de frente deltaico y
facies de pro-delta. Por lo general, las facies fluviales y de planicie deltaica están formadas por areniscas, limolitas, lutitas y pequeñas cantidades de conglomerados y arena gruesa (en el cinturón de influencia del lecho del río), así como posibles horizontes de carbón. Por otro lado, las facies de frente deltaico están formadas casi exclusivamente por arenas. Finalmente, en las facies del prodelta predominan las lutitas, aunque pueden encontrarse intercalaciones de arenisca. Así, estas facies no solamente tienen diferentes litologías, sino también poseen diferentes propiedades mecánicas (Fig. 21) .
Consideremos que esta secuencia ya está litificada. Si tomamos una capa de esta secuencia y suponemos una escala arbitraria de competencia, podemos establecer una correlación entre litologías y competencias de estas facies. Consideremos a las rocas pertenecientes a las facies fluvial y de planicie deltaica como material dúctil; a aquellas de las facies de frente deltaico como material quebradizo; y a aquellas del prodelta como material muy dúctil (Fig. 2 2 a ) . Con esto en mente, es posible imaginar algunas de las consecuencias que podrían ocurrir cuando anisotropías no-paralelas están presentes. Por ejemplo, si sometemos una sola capa sigmoidal a compresión podemos esperar obtener más pliegues en las rocas con menor competencia que en aquellas más competentes. También debido a
Facies Fluviales y de Planicie üelfaica
Facies oe Frente Deltaico.
• F a c i e s di ¡ Pro-Oeiía
Figura 2 1 . Diagrama que muestra la distribución de facies sedimentarias en un delta dominado por un río.
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que los contactos entre las facies no son perpendiculares a la dirección de compresión, sería posible esperar cierto desplazamiento a lo largo de los planos de contacto , pliegamien-tos en las porciones dúcti les y m u y dúctiles, y quizás, m e n o s plegamientos y fracturas en la parte quebradiza (Fig. 22b) .
Pero qué sucede si en vez de una sola capa, consideramos varias capas para que sean plegadas por fuerzas compresivas. Es difícil predecir las estructuras que se formarían pero puede hacerse un intento empír ico . Supongamos la misma escala arbitraria de competencia que en el ejemplo precedente, es decir, el material muy dúctil para las facies del prodelta (Fig. 23a). Si t o m a m o s en cuenta las formas de los cuerpos constituidos por estas facies, así
c o m o sus competencias, quizá podamos concluir que cuando están sujetas a compresión, algunas direcciones de "flujo" podrían actuar sobre los materiales dúctiles y muy dúctiles, c o m o se muestra en la Figura 23b . Esta suposición sería válida si consideramos al cuerpo arenoso del frente del delta como un cuerpo tabular con extensión lateral continua. Una vez establecidas las condiciones mencionadas podríamos concluir que quizás las primeras estructuras que se formarían serían aquellas en los materiales dúctiles y muy dúctiles, mientras que los materiales más competentes (quebradizos) estarían ligeramente afectados (Figura 23c) . Conforme la compresión aumenta, tal vez los pliegues en los materiales dúctiles y muy dúctiles se torna-
Dúctil Quebradizo Muy Dúctil
~ F
( b )
Figura 22. Estructuras idelizadas resultantes cuando una sola capa de un delta progradante (achurada) es sometida a compresión.
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BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.
rían "caó t i cos" , mientras que aquellos en el cuerpo más c o m p e t e n t e podr ían convertirse en anticl inales abiertos (Fíg . 2 3 d ) .
Ahora s u p o n g a m o s la forma en que se llevaría a cabo la evo luc ión de estas estructuras a través del t i e m p o desde una vista en planta. Primero d e b e m o s considerar la forma que tendría en este e jemplo ideal un delta lobu lado progradante
"muy s impli f icado. S u p o n i e n d o que se trata de un delta que t iene cuatro lóbulos de long i tudes y anchos diferentes cons t i tu idos pr inc ipalmente por arenas, con lutitas presentes en el área de prodelta , así c o m o también entre los lóbulos . Por ú l t i m o , p o d r í a m o s considerar que una l ito-logia m u y variada (areniscas, lutitas, l imolitas y cant idades m e n o r e s de cong lomerados , areniscas c o n g l o -meráticas y carbón) está presente en el área correspondiente a las facies fluviales y de planicie deltaica (Fig. 24a) . Ahora bien, si s o m e t e m o s este delta a fuerzas compres ivas , es posible que la distr ibución de fuerzas resultantes fuera aquella mostrada en la Figura 2 4 b y c o n s e c u e n t e m e n t e , podrían esperarse estructuras c o m o las mostradas en la Figura 24c .
El m o d e l o e x p u e s t o aquí , así com o las conc lus iones , es ideal, pero en la naturaleza la g e o m e t r í a de un delta es m u c h o más compleja , lo cual viene a ser una severa restricc ión que n o permite predicc iones m u y precisas sobre el compor ta m i e n t o de los materiales involucra
dos , así c o m o del desarrol lo de estructuras tales c o m o los p l iegues . Sin e m b a r g o , el m o d e l o m e n c i o n a d o es u n buen e j e m p l o q u e mues tra el grado de c o m p l e j i d a d c u a n d o se trata de interpretar el or igen del plegam i e n t o , sobre t o d o c u a n d o anisotropías sub-paralelas y no-paralelas se encuentran involucradas .
I V . A R R E C I F E S Y P L E G A M I E N T O S
Hasta a q u í h e m o s v i s t o , q u e los p l e g a m i e n t o s es tán c o n t r o l a d o s en su desarrol lo por el e spesor de la secuenc ia que va a ser p legada, así c o m o por las capas m á s c o m p e t e n tes que la c o n s t i t u y e n . T a m b i é n he m o s v is to que un parámetro m u y i m p o r t a n t e en el desarrol lo de pliegues es el t i p o de mater ia les que van a ser p legados . En el caso de rocas sedimentarias , el p r o b l e m a es relativ a m e n t e " m á s s e n c i l l o " si cons ideramos que las capas q u e forman la secuenc ia sed imentar ia s o n más o m e n o s paralelas una c o n respec to a la otra. Pero si c o n s i d e r a m o s que las rocas sed imentar ias en la m a y o r í a de los casos p o s e e n capas sub-paralelas y q u e en o t r o s casos presentan c r e c i m i e n t o s sub-vert icales , además del h e c h o de que t i e n e n una gran variedad de l i t o l o g í a s y c o n s e c u e n t e m e n t e , una i n m e n s a variedad de propiedades m e c á n i c a s , el prob lema de la e v o l u c i ó n de los p l iegues se vuelve m u y c o m p l e j o .
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- 4
Figura 23. Interpretación idealizada de una secuencia deltaica cuando es sometida a fuerzas compresivas. Ver el texto para discusión.
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( a )
( b )
c
(c ) ¡
higura 24. Vista en planta de las estructuras presentes de un delta ideal plegado por fuerzas compresivas. Ver texto para discusión.
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Los arrecifes son importantes porque pueden estar estrecliamente relacionados con actividad tectónica. Por otro lado, la actividad tectónica controla la sedimentación de carbonatos a varios niveles. Por ejemplo, una subsidencia rápida y continua puede tener c o m o resultado secuencias muy gruesas de carbonatos y cuando la orientación estructural es normal al viento dominante y a la dirección del oleaje, el desarrollo de arrecifes de barrera y de parche se incrementa a lo largo de las márgenes costeras.
En esta parte'de este estudio, vamos a analizar el papel que desempeñan las anisotropías "rígidas" no-paralelas, - c o m o por ejemplo arrecifes, en el desarrollo de -plie-gues, cuando estas anisotroí>ías están rodeadas por materiales "menos rígidos" Con el objeto de simplificar el problema, se considera-
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a) El modelo de arrecifes de Parche
Según Wilson (1975 ) , un arrecife de parche es un cuerpo aislado, más o menos circular de crecimientos orgánicos, los cuales en océanos modernos se presentan principalmente en plataformas y se desarrollan desde la base del oleaje, cerca del nivel del mar.
Los arrecifes de parche pueden poseer diferentes estructuras internas, pero en general, pueden ser considerados c o m o cuerpos aislados más rígidos que las rocas que los rodean. Dependiendo de la escala que se utihce para estudiarlos, éstos pueden ser geométricamente más
MARGEN DE PLATAFORMA PINÁCULO
BARRERA
PARCHE
Figura 25. Diagrama que muestra algunos tipos de crecimientos de carbonatos y de arrecifes. Tomado de Bubb y HatleUd (1977) .
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ran aquí dos tipos de arrecifes; los arrecifes de parche y los de barrera (Fig. 25) .
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Figura 26. Facies y ambientes de depòsito interpretados a través del "Stuart City Trend" del sur de
Texas. Simplificado de Bebout et al., (1977).
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complejos (Fig. 2 6 ) o más sencillos (Fig. 27) .
Con objeto de hacer más tratable el comportamiento de estos cuerpos cuando se encuentran sujetos a fuerzas compresivas, consideremos el arrecife de parche que se muestra en la Figura 27 debajo del p o z o B, y tratemos de impüficar su forma en una más geométrica (Fig. 28 ) .
También, supongamos que las litologías del arrecife y de sus áreas circundantes son similares a aquéllas de la Figura 27 , es decir, un boun-dstone de corales y caprínidos para el arrecife de parche y un wackes-tone de corales y caprínidos para las áreas que lo rodean. Consecuentemente, es posible asumir que un
arrecife de parche es un cuerpo más competente confinado en un material menos competente y más defor-mable.
Si sometemos la secuencia descrita a fuerzas de compresión que actúen en la dirección paralela a los planos de estratificación, pero perpendiculares a los ejes más largos del arrecife (Fig. 28) , se pueden obtener algunas conclusiones interesantes.
Es razonable esperar que si comprimimos el bloque mostrado en la Figura 28 , la distribución de fuerzas que actúan únicamente sobre el arrecife, podría tener el patrón mostrado en la Figura 29a. Es también razonable esperar que si las fuerzas no están actuando exactamente paralelas a la
aiutiliIjiwiwi'in'^eiiiiiit' , iJ,^|i |̂;4>i<an«T'!''''''nh''f^'«>i'"«'№
Fig. 2 7 . - Línea sísmica de PEMEX mostrando una sección transversal de arrecifes de parche en agua territorial frente a las costas de Campeche.
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Figura 28. Esquema idealizado de un arrecife de parche.
base (plana) del arrecife, éste tendería a rotar (Fig. 29b). Pero supóngase que las fuerzas de compresión actúan paralelamente a los planos de estratificación y perpendicular-mente a los ejes más largos del arrecife, como se muestra en la Figura 28 y en la Figura 29a.
La primera conclusión a la que se puede llegar es que el cuerpo del arrecife podría tener la tendencia a arquearse hacia arriba, debido a que las fuerzas que actúan en la parte baja del cuerpo, (punto A), tendría magnitudes mayores que en la parte superior, (punto B), en donde los desplazamientos laterales tendrían un papel más importante (Fig. 30).
Ahora que tenemos una idea sobre las fuerzas que actúan únicamente sobre el arrecife, considerémoslo confinado en un material menos "rígido", tal como fue mostrado en la Figura 28 y sometámoslo a compre
sión. Bajo estas condiciones, esperaríamos que el material que rodea al arrecife va a desarrollar pliegues que serán extensamente controlados por este cuerpo rígido. Analicemos las posibles deformaciones que tendrían lugar alrededor del arrecife. Antes que nada, si consideramos que las fuerzas que actúan en el material que está más cercano a los bordes del arrecife tendrían las mayores magnitudes, entonces podríamos esperar también obtener las mayores deformaciones en estas porciones. Como consecuencia, el material menos competente se plegará contra el arrecife rígido, produciendo probablemente pliegues asimétricos con vergencia hacia la parte superior del arrecife (Fig. 31) . Podemos suponer que algunos desplazamientos van a tener lugar a lo largo de las superficies entre las capas, así como también a lo largo de los contactos
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0
( a ) ( b )
Figura 29. a) Distribución idealizada de fuerzas actuando en un cuerpo que representa la forma de un arrecife de parche, b) Efecto rotacional sobre un cuerpo con forma de un arrecife de parche cuando 'as fuerzas de compresión actúan iticlinadas con respecto a la superficie plana de la base.
Figura 30. Desplazamientos en planos tangenciales (puntos A, B, C) a la superficie convexa de un arrecife de parche idealizado. La longitud de las flechas muestra las magnitudes inferidas de los desplazamientos.
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Figura 31 . Desarrollo idealizado de pliegues en el material que rodea a un cuerpo arrecifal de parche.
entre los materiales c o m p e t e n t e s y los m e n o s c o m p e t e n t e s .
Los mayores desplazamientos tendrán lugar en las superficies más inclinadas, mientras que los menores estarán en las superficies más inclinadas. C o n s e c u e n t e m e n t e , esta diferencia en desplazamientos es lo que va a inducir p legamientos asimétricos apretados a arribos lados del arrecife; probablemente , pl iegues s imétricos (?) en la parte superior del arrecife; y pl iegues m u y apretados, c o n formas impre decibles (y quizás fallas inversas) debajo del arrecife (Fig. 31). También podríam o s esperar un arqueamiento del arrecife m i s m o , lo cual permitiría el desarrollo de fracturas en la parte superior.
También sería posible en una vista de planta, que los pl iegues mos
traran d irecc iones curvas sobre el arrecife de parche, mientras que los pl iegues a lrededor del área de^ influencia de su cuerpo t e n d e r í a n a m o s trar d irecc iones paralelas (F ig . 3 2 ) .
F ina lmente , sería deseable contar c o n e jemplos naturales de es te t ipo ideal izado de p l iegues desarrol lados alrededor de u n c u e r p o m á s r íg ido , pero desa for tunadamente el autor n o ha e n c o n t r a d o en la literatura un e jemplo similar para tratar de hacer una c o m p a r a c i ó n . Tal vez una exp l i cac ión para e s to sería que la m a y o r í a de los ar t í cu los q u e tratan c o n áreas de arrecifes de parche son es tudios c o n énfasis en procesos sed imentar ios así c o m o obje t ivos estratigráfícos, en reg iones n o deformadas , por lo que se ha p u e s t o p o c a o casi nada de a t e n c i ó n a las implicac iones estructurales .
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/ \ \ 1
Jl 1 Figura 32. Vista de planta ideal que muestra las direcciones generales de los pliegues sobre y alrededor de un cuerpo arrecifal de parche.
h). El modelo de arrecifes de Barrera
Wilson ( 1 9 7 5 ) basado en configuraciones de características regionales, definió un arrecife de barrera como una franja curvilínea de acumulación orgánica un tanto fuera de la costa y separado de la misma por una laguna.
Como hemos menc ionado anteriormente, los arrecifes son importantes en estudios regionales debido a su gran extensión, además del hecho de que son indicadores confiables de paleoambientes marinos someros, pero sobre todo , debido a que se desarrollan a lo largo de márgenes continentales, lo cual es una buena evidencia para reconstrucciones paleogeográficas.
Además de las características
mencionadas, los arrecifes son importantes en geología estructural porque juegan un papel primordial en el desarrollo de pliegues a gran escala. Esta importancia es debida al hecho de que los arrecifes son cuerpos rígidos, no-paralelos, casi cont inuos , que generalmente están rodeados por capas de rocas menos competentes . Por lo tanto, son anisotropías regionales significativas que van a tener un papel importante en la evolución estructural de cintu-rones plegados.
Analicemos ahora cuál sería el comportamiento de estos cuerpos cuando son sometidos a fuerzas de compresión. Consideremos que estamos tratando con un arrecife de barrera que tiene una forma y lito-logia c o m o la mostrada en la Figura 3 3 .
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S u p o n g a m o s que el arrecife de barrera está formado por calizas masivas c o n abundantes rudistas; que el pre-arrecife está f o r m a d o principalmente por fragmentos angulares derivados del arrecife; que las facies postarrecifales están cons tituidas por capas delgadas de calizas y lutitas interestratif icadas; q u e los depós i tos de cuenca cons i s t en de caliza de estrati f icación media con capas y n o d u l o s de pedernal; y
que t o d o s e s t o s d e p ó s i t o s están sobre y s u b y a c i d o s p o r calizas de estrat i f icación m e d i a . As í , p o d e m o s establecer una escala arbitraria de c o m p e t e n c i a en la que el cuerpo y la brecha pre-arrecifal s o n el material más c o m p e t e n t e , s egu idos por las calizas que s o b r e y a c e n y subyacen al arrecife, los d e p ó s i t o s de cuenca y las cal izas y lut i tas del post-arrecife , que son el material m e n o s c o m p e t e n t e .
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Figura 3 3 . - (a) Línea sísmica de PEMEX mostrando una sección transversal del arrecife de barrera "cupido", en el Estado de Nuevo León, (b)
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Una vez que se han establecido estas condiciones es posible imaginar el comportamiento estructural de estos materiales. Consideremos lo que pasaría si s o m e t e m o s la secuencia descrita a fuerzas de compresión (Fl). Tal vez algunas de las primeras estructuras que esperaríamos que se desarrollaran, estarían presentes en las porciones con menor competencia (i.e. el pre-arrecife y la cuenca) de la secuencia. Estas porciones menos competentes , así como el cuerpo del arrecife, van a controlar el estilo de plegamiento. Es posible esperar pliegues asimétricos sobre las áreas del post-arrecife, pliegues abiertos (quizás simétricos) sobre el arrecife mismo y pliegues simétricos sobre los depósitos de cuenta. Los posibles desplazamientos a lo largo de superficies
mterestratales y a lo largo de los contactos entre diferentes materiales estarán controlados por la inclinación de las superficies menos inclinadas y viceversa. También, un "arq u e o " hacia arriba del cuerpo del arrecife sería posible, así como el desarroho de fallas inversas debajo de las facies post-arrecifales (Fig. 34a).
Al incrementar las fuerzas de compresión, sería razonable esperar que las estructuras presentes evolucionarían para formar pliegues más comphcados y posiblemente nuevas fallas y fracturas. Así, el panorama final sería c o m o sigue: pliegues asimétricos apretados y fallas inversas sobre el área del post-arrecife; pliegues simétricos (?) menos apretados sobre el cuerpo del arrecife y pliegues más apretados (?) y /o fallas
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— í V F
( b )
Figura 33. b Crecimiento arrecifal Devónico, Lago Yekau, Alberta. Tomado de Bubb y Hatleüd (1977). b) Litologías idealizadas de un arrecife; 1) Caliza microcristaUna; 2) arrecife de rudistas; 3) brecha pre-arrecifal; 4) calizas y lutitas post-arrecifales; 5) calizas de cuenca con nodulos y capas de pedernal.
77
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Figura 34. Evolución estructural idealizada de un arrecife de barrera cuando se le somete a fuerzas de compresión.
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inversas debajo del cuerpo del arrecife; y pliegues simétricos apretados tal vez pliegues en chevron, en la porción de la cuenca y posiblemente fallas inversas en el borde inferior del cuerpo arrecifal (Fig. 34b) .
Finalmente, quizás la distribución de estructuras, en una vista en planta, en un área donde el arrecife de barrera esté presente, sería como se muestra en la Figura 35.
El tipo de estructuras asociado con los arrecifes de barrera descritos aquí han sido observadas en diferentes lugares del mundo, pero aquéllos presentes en el centro de Europa, en el Geosinclinal de Variscan tienen varias similitudes con nuestro mode lo empírico . Es especialmente notable la presencia de pliegues apretados recostados y de fallas invertidas presentes en las áreas del post-arrecife, así c o m o
los pliegues abiertos y a veces simétricos sobre las áreas del arrecife, en el Anticlinal de Brilon y en el Sinclinal de Paffrath (Fig. 36) .
c). Ejemplo de arrecifes Plegados en México Centro-oriental
Los arrecifes del Cretácico Inferior en México son abundantes y la mayoría de ellos están plegados y fallados por la Orogenia Laramide del Terciario Temprano. Existe una estrecha relación entre estos cuerpos y la presencia de trampas de hidro-carburosíi .e. Faja de Oro). Por esta razón se han realizado un gran número de estudios con el objeto de comprender cuales son las causas de esas correlación.
Además de la improtancia económica de los arrecifes, éstos también son importantes desde otro punto
Figura 35. Esquema de una vista en planta idealizada mostrando la distribución inferida de pliegues y fallas en un área en donde un arrecife de barrera está presente.
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CAIÍ80NIFER0 INFERIOR CALIZAS ARRECIFALES DEVÓNICO MEDIO
DEVÓNICO S U P E R I O R D I A B A S A S DEVÓNICO INFERIOS
Figura 36. Secciones estructurales a través del complejo de carbonatos devónicos en Rhenish Schiefergebirge, a) Anticlinal de Brilon y Anticlinal de Messinghausen con un complejo de carbonatos; b) Sinclinal de Paffrath cerca de Bergisch Gladbach, en la tierra de Bergisch. Tomado de Krebs (1974).
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de vista. Por jemplo , desde un punto de vista c ient í f ico , son importantes porque lian permitido determinar cual fue el marco tectónico de México durante el Cretácico Temprano. No obstante, en este estudio es interesante señalar un ejemplo de arrecifes plegados que ya han sido publicados en la literatura geológica, debido a que presentan estructuras características que son consistentes con los mode los ideales presentados anteriormente.
El ejemplo presentado aquí, es el de la plataforma de Valles-San Luis Potosí, definida por Carrillo Bravo en 1971 (Figura 3 7 ) . Esta plataforma fue una extensa área emergida durante el Jurásico y desde el comienzo del Cretácico estuvo sujeta a una subsidencia continua, la cual permitió el desarrollo de potentes crecimientos arrecifales en las áreas circundantes, así c o m o depósitos evaporíticos en su parte central. Fue plegada y afallada durante la Orogenia Laramide. Los pliegues en su margen occidental (Sierra de Alvarez) son pliegues apretados, recostados hacia el noreste y que corresponden a las calizas pelágicas de la Formación Cuesta del Cura, mientras que los pliegues sobre la plataforma son simétricos, y abiertos, desarrollados en la Formación El Abra, (arrecifal) (Figura 38 y 39) . Más al este, en las facies lagunares, están presentes pliegues abiertos con longitudes de onda menores .
Es interesante observar que en este caso los pliegues asimétricos
más apretados están presentes en el área de cuenca, en vez de estar en el área del post-arrecife (facies lagunares). Esto puede ser exphcado, debido a que en el modelo presentado en la sección anterior no había basamento involucrado en el plegamiento de la secuencia, pero en el ejemplo mostrado en la Figura 39 , la presencia de un basamento directamente debajo de las facies de postarrecife ha protegido a estas rocas, mientras que las rocas de la cuenca han sido sometidas a deformaciones mayores.
En la margen oriental de la plataforma de Valles-San Luis Potosí, los pliegues más apretados están recostados hacia el este y están a menudo asociados con "cuñas tectónicas" mientras que en el área del arrecife (Caliza El Abra) los pliegues son abiertos. En la parte correspondiente a las facies lagunares, están presentes pliegues abiertos simétricos más pequeños. Aquí otra vez, el basamento ha jugado un papel importante en este estilo de plegamientos (Figuras 4 0 y 41) .
Finalmente podemos concluir que en este caso el tipo de plegamiento fiie controlado por parámetros tales como el espesor de la secuencia y las diferentes propiedades mecánicas de las rocas sedimentarias presentes en esta área. Consecuentemente, debido a estas diferencias en el tipo de roca, las distintas formas de los pliegues están estrechamente relacionadas con las propiedades mecánicas de las rocas involucradas en donde
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0 0
E X P L I C A C I Ó N
— ARRECIFES
3 0 0 Km,
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Figura 37. Distribución de anecifes del Cretácico Inferior en las márgenes del Golfo de México. Tomado de Carrillo Bravo (1971).
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M A T E H U A L A
S A N LUIS POTOSÍ
* t * EJES OE ARCOS Y ANTICLINORIOS
EJES OE ANTICLINALES
I l i IGNEO INTRUSIVO
-O- lt« APARATO VOLCÁNICO
Figura 38. Mapa estructural de la plataforma de Valles-San Luis Potosí. Tomado de Carrillo Bravo (1971).
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del Mar
Kss - F m . S o y a t a l ?
Kcc - C z o . C u e s t a de l C u r a ( C u e n c a ) K a a - C z a . E l A b r a ( a r r e c i f a l ) K o p c - C z a . E l A b r a ( p o s t - a r r e c i f a l , c l o s t i c a ) K o p - C z a . E l A b r a I p o s t - o r r e c i f c l )
Kts - C z a . T a m a u l i p a s S u p . ( C u e n c a ) K i n f . - C z a . a r r e c i f a l K g - F m . G u a x c a m a ' ( l a g u n a r ) K t i - C z Q . T o m o u l i p a s I n f . ( C u e n c a )
Figura 39. Cambios en las facies de las formaciones del Cretácico Inferior en la margen occidental de la plataforma de Valles-San Luis Potosí. Modificado de Carrillo Bravo (1971).
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D E S P U É S D E O R O G E N I A L A R A M I D E
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S A N T O N I A N O V v V V V
CONIACIANO
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A L B I A N O V EL ABRA W V T A M A 6 R A > - - r - m I I I [TAMAULIPAS SUR .
P R E - A L B I A N O
Figura 40. Evolución geológica generalizada de la porción más oriental de la plataforma de Valles-San Luis Potosí en la región de Tampico. Modificado de Aguayo (1978).
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POBLACIÓN
I
Figura 41. Secciones geológicas generalizadas de la margen oriental de la plataforma de Valles-San Luis
Potosí. Modificado Aguayo (1978). Simbologia igual a Figura 40.
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Figura 42. Sección geológica esquemática a través de la plataforma de Valles-San Luis Potosí mostrando los estilos dominantes de plegamientos.
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los materiales más competente s (el basamento y el arrecife) gobernaron las formas de las estructuras finales en la plataforma de Valles-San Luis Potosí (Figura 4 2 ) .
CONCLUSIONES
Los ambientes sedimentarios y los estilos de plegamiento t ienen una correlación muy íntima y aunque en este trabajo sólo se han planteado algunos ejemplos sencil los, sería deseable desarrollar un espectro más amplio de mode los en el cual se incluyeran más alternativas, c o m o por ejemplo cuando una secuencia sedimentaria es somet ida a un régimen de cizalleo. Sin embargo, se puede concluir que los pliegues están controlados en su forma y dimens iones por los miembros de mayor competencia y por el espesor de las capas de la secuencia sedimentaria deformada.
Los arrecifes de barrera y los de parche pueden ser reconoc idos en un cinturón plegado, gracias a sus formas verticales y sub-verticales y también a que normalmente son
cuerpos c o n m a y o r c o m p e t e n c i a que desarrollan pl iegues abiertos y s imétricos , los cuales contrastan notablemente c o n los pl iegues más apretados , r ecos tados y en algunos casos hasta isocl inales . presentes en las rocas más dúct i l es y m e n o s com pe tentes que los rodean.
Cuando los arrecifes crecen directamente sobre los bordes de horsts del basamento , también mant ienen el t ipo de p l e g a m i e n t o descrito, mientras que las rocas de áreas circundantes son inf luenciadas bien por el basamento ( facies post-arrecifales), o bien por los s e d i m e n t o s que han rel lenado el graben adyacente (facies de cuenca) .
En este trabajo se ha tratado de mostrar que la g e o m e t r í a de los cuerpos sed imentar ios juega un papel m u y impor tante en el desarrollo de pl iegues, porque los ambientes sedimentarios p u e d e n producir un gran número de rocas c o n diferentes formas geométr i cas y propiedades mecánicas , las cuales c o n f o r m a n anisotropías regionales que van a influir c o m o parámetros vitales para la forma final de los p l iegues .
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