Clasificación de los Pliegues

Hay tres clases principales de pliegues. Los pliegues verdaderos o de flexión se forman por compresión de rocas competentes (du­ras). Éstos pueden pasar a ser pliegues de flujo, en zonas donde hay rocas incompeten­tes (blandas) [4]. Estas rocas se comportan como una pasta espesa; no son muy capaces de transmitir la presión y suelen formar mu­chos pliegues menores. Los pliegues de cizalladura o deslizamiento se pueden produ­cir en rocas frágiles por la formación de pe­queñas fracturas de tipo laminar, en las que delgadas láminas de roca son capaces de des­plazarse como las cartas de una baraja em­pujadas desde el borde. Excepto cuando es­tán cortados por una falla, todos los pliegues terminan formando una curvatura amplia.

Los pliegues simples suelen darse en rocas jóvenes, como las del Terciario y Cuaternarío. Los pliegues complejos se encuentran en rocas más viejas expuestas a movimientos te­rrestres durante más tiempo y que a menudo han quedado profundamente enterradas. Las rocas muy antiguas, como las precámbricas de Noruega, han sido replegadas muchas ve­ces y han desarrollado estructuras como los boudins (fragmentos cilindricos de sección elíptica) y los mullions (aspecto de salchicha). Estas rocas antiguas se han alterado también a causa del calor y la presión, por in­trusiones ígneas y por quedar profundamente enterradas. Entonces los minerales planares, como las micas, crecen paralelos unos a otros y la roca tiende a dividirse fácilmente en lámi­nas delgadas. Las rocas con esta propiedad se llaman esquistos.

Al aumentar la distancia a la fuente de pre­sión que produce el plegamiento, los pliegues van muriendo tanto en la vertical como en la horizontal. Esto es evidente en los Alpes, donde los pliegues son menos complejos hacia el norte y hacia el oeste.

Las rocas se pueden romper, en vez de plegarse. Las de grano grueso se rompen según planos perpendiculares a la estratificación. Cuando el espacio entre las fracturas sobrepasa unos centímetros, éstas se llaman juntas. Las fracturas se forman en la cima de anticlinales donde capas blandas sor separadas durante el plegamiento. Las rocas de grano más fino son subdivididas por fallas muy próximas entre sí en láminas paralelas a la dirección de presión.

Las montañas son esculpidas y destruidas por las fuerzas climáticas: las heladas, el agua (en forma de nieve, hielo y lluvia) y el viento. Las heladas pueden resquebrajar y romper las rocas, formando deyecciones (masas de residuos rocosos al pie de una ladera), y la nieve y los glaciares sacan los residuos y los transportan montaña abajo, dejándolos al fi­nal del glaciar en forma de morrena alargada. Más abajo, los ríos cortan las laderas de las montañas y forman valles zigzagueantes con estribaciones intermedias. A su vez, estas es­tribaciones pueden ser cortadas por glaciares que se abren paso hacia niveles más bajos. En resumen, la erosión de las montañas es la historia sin fin de la degradación de las rocas y su descenso gradual por influencia de la gravedad.

Con el tiempo, la meteorización y la ero­sión destruyen las montañas, descendiendo su nivel hasta llegar a convertirse en extensas llanuras cortadas por lentos ríos meandriformes. En climas áridos, la erosión eólica puede terminar el trabajo bombardeando con ráfa­gas de arena las colinas restantes hasta con­vertir la región en un extenso desierto, dejan­do una superficie llamada penillanura—o sea, casi un llano—. A esta fase casi nunca se llega; en general, nuevos movimien­tos terrestres vuelven posteriormente a elevar la región y de este modo empieza una nueva fase geológica.

Las montañas ayudan al geólogo a com­prender la estructura de las placas y a cono­cer mejor el comportamiento de las rocas frente a la compresión producida por el mo­vimiento de los continentes. Las montañas también marcan las posiciones de antiguos lí­mites de placas, por ejemplo en tiempos mesozoicos-cenozoicos, cuando se formaron las grandes cordilleras, como el Himalaya. Así mismo, el estudio de cordilleras antiguas re­vela la ubicación de los océanos antiguos y permite a los científicos reconstruir la geogra­fía del planeta en tiempos pasados.

Aquí se ilustran tres estadios de la vida de una montaña. [A] Complejo montañoso joven idealizado: [1] batolito granítico; [2] falla que desplaza estratos; [3] formación de una corriente fluvial joven; [4] nivel del mar; [5] rocas metamórficas; Í61 anticlinal, de estratos arqueados hacia arriba; [7] sinclinal, estratos arqueados hacia abajo. [B] Montaña madura compleja: [8] glaciar que excava un valle en U; [9] agua de deshielo que forma una corriente activa; [10] pico erosional del tipo Cervino (parte superior del batolito granítico expuesto por la erosión). [C] Penillanura de viejo complejo montañoso: [11] penillanura debida a la erosión total de montañas; [12] ríos que acarrean sedimentos de la peni­llanura; [13] restos de las montañas arrasadas.

Una montaña es mucho más que una par­te de terreno elevada. El término implica la existencia de formaciones geológicas especifi­cas: rocas muy plegadas y falladas, depósitos volcánicos antiguos o masas de rocas ígneas tales como intrusiones graníticas.

Hay cuatro tipos principales de montañas: plegadas, en bloque, en domo y volcánicas. Las montañas plegadas varían mucho en complejidad, pero se ajustan al tipo básico. Los Alpes, Cárpatos e Himalaya for­man la cordillera plegada más extensa del mundo. Las rocas han sido complejamente comprimidas y plegadas, con intrusiones de roca fundida, metamorfismo extendido (cam­bios en las rocas) y fallamiento. Los numero­sos terremotos de Turquía e Irán indican que allí las montañas aún se están moviendo.

 
Las montañas en bloque son estructu­ras falladas a gran escala. Internamente sue­len estar muy plegadas y falladas y se forman por una falla profunda o por un horst (bloque de estratos elevado) muy extenso moldeado por la erosión. Muchas se elevan abrupta­mente sobre las tierras bajas adyacentes.

Los domos se forman por el abomba­miento de estratos, como cuando se produce una intrusión granítica. Al aumentar el abom­bamiento, la superficie es erosionada y queda expuesto el granito subyacente. Cuando son altos y extensos constituyen montañas en domo, como las Black Hflls de Dakota.

Las montañas volcánicas crecen visible­mente durante las erupciones. Cuando su último crecimiento ha sido reciente, su forma apenas está afectada por la erosión. A medi­da que se producen nuevas erupciones, los sucesivos flujos de cenizas y lavas van aumentando la altura del volcán. Las monta­ñas volcánicas son relativamente escasas en el interior de los continentes. Son característi­cas de fondos submarinos y de ciertas islas, pudiendo formar arcos insulares de varios miles de kilómetros de longitud; uno de estos arcos es el de las islas Aleutianas.

Como se Forman

Cómo se forman los pliegues y las fallas Las montañas y valles de la Tierra se for­man por pliegues y fallas de su corteza. Los pliegues son ondulaciones de las rocas y las fallas son fracturas; ambos se deben a inten­sas presiones por la deriva continental. Son muy importantes para el geólogo: a menudo constituyen trampas estructurales de depósi­tos minerales de valor económico.

Pliegues y fallas suelen estar bien desarro­llados en rocas sedimentarias y en rocas vol­cánicas. También se pueden formar en rocas plutónicas como el granito y el gabro. En mi­nería es esencial su correcta interpretación, Los pliegues tumbados y las fallas inversas pueden producir una repetición vertical de las capas, y las fallas normales pueden provocar la ausencia de una capa horizontal. Así, una capa de carbón puede aparecer repetidas ve­ces en un sondeo o puede no encontrarse aunque exista.

Las fallas que se producen sobre granito intrusivo permiten que los fluidos mineralizadores pasen a las rocas que los cubren y depositen en ellas minerales como plomo, estaño, cinc y cobre. Las fallas que no llegan a la superficie pueden servir de canales para el ascenso de petróleo y gas. En los pliegues en artesa, donde areniscas porosas recubren arcillas y pizarras impermeables, se obtiene agua mediante pozos artesianos.

El movimiento de las enormes placas roco­sas que componen la corteza terrestre produ­ce intensas presiones en los márgenes de las placas. Donde dos placas convergen, surgen cordilleras muy plegadas y falladas. En los otros bordes de placa, las fuerzas de tensión producen un estiramiento y fracturación de las rocas, formando depresiones limitadas por fallas, como las fosas tectónicas (rift- valleys) del este de África.

Los pliegues varían mucho de tamaño, desde unos milímetros hasta cientos de kiló­metros de sección. Los pliegues en artesa o en forma de cuenca se llaman sinclinales; y los abombados se llaman anticlinales. Los grandes anticlinales y sinclinales que tienen pliegues menores en sus flancos se lla­man anticlinorios y sinclinorios.

Los pliegues formados mientras se deposi­tan materiales se llaman supratenuos o sin sedimentarios. Se producen cuando material que se está compactando a diferentes tasas de compactación se deposita al mismo tiempo en la misma zona, como cuando la arena se deposita alrededor del coral. Los domos son pliegues cuyas capas se inclinan hacia afuera; las cubetas se forman cuando las ca­pas buzan hada dentro.

Un anticlinal [1] y un sinclinal [2] simétricos tienen flancos que buzan (es decir, se inclinan) ángulos iguales a cada uno de los dos lados del plano axial del pliegue. Puede resultar más difícil establecer la posición del plano axial de un anticlinal y de un sinclinal asimétricos [3 y 4]. Cuando la compresión produce una falla inversa [5], uno de los lados de la falla (en este caso, el izquierdo) sobrepasa los estratos horizon­tales del otro lado. En el caso de un pliegue monoclinal [6], los estratos continuos situados a niveles diferentes pueden estar separados por un flanco de pendiente relativamente fuerte.