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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Z O N A N E U T R A

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

-̂ ^̂ ^̂ '-̂ ~ ~—•

/ p i . B

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 .

6 2

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

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Figura 20. Evolución estructural de los campos de gas y petróleo en el Valle Tumer en Alberta, Canadá. Tomado de Link (1949). 00

KJ

BOL. ASOC. МЕХ. GEOL. PETR.

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.

6 4

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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.

6 5

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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.

BOL. ASOC. MEX. GEOL. PETR.

( 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.

68 i

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) .

69

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).

VOL. XXXIV. NUM. 2, 1984

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.

7 1

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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 .

7 4

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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 .

7 5

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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)

7 6

VOL. XXXrV, NUM. 2, 1982

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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( 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.

79

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

81

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).

VOL. XXXrV. NUM. 2, 1982

^ A R R E C I F E L A ASUNaON

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).

8 3

К а р е

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).

VOL. XXXTV. NUM. 2, 1982

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

8 o :

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S A N T O N I A N O V v V V V

CONIACIANO

TURONIANO V V V V V

V V V V V V V V V V

C E N O M A N I A N O ^ ' ^ ^ I ^ y j , . , ^ I I I I I I I I

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).

8 5

p A B R A - I MANTE- I G U A Y A L E J O - 1

T A M A L I H U A L E - l

2 9 7 2 m * TAMUIN- I

PALMIRA-101 ,

TRIANGULO- I # / H U l T Z A L T E - I O l o

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t S C A L * GR4FIC4 CO.VALLES * P 0 7 n 0 10 2 0 ^ r u i U

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.

A R R E C I F E

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L E C H O S R O J O S

P O S T - A R R E C I F E ( L A G U N A )

A R R E C I F E

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B A S A M E N T O L E C H O S ^ R O J O S

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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.

BOL. ASOC. MEX. GEOL. PETR.

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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