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Evolución del plegado 3D

estructura básica de un pliegue Figura 1: Crecimiento de pliegues en 3D bajo tensión compresiva. Los colores amarillo, naranja y rojo representan la elevación, donde el color má...

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estructura básica de un pliegue
Figura 1: Crecimiento de pliegues en 3D bajo tensión compresiva. Los colores amarillo, naranja y rojo representan la elevación, donde el color más claro indica una mayor elevación.

En geología, la evolución de pliegues en 3D es el estudio de la estructura tridimensional completa de un pliegue a medida que cambia con el tiempo. Un pliegue es una estructura geológica tridimensional común asociada con la deformación por tensión bajo esfuerzo . La evolución de pliegues en tres dimensiones se puede dividir en dos etapas principales: crecimiento y enlace de pliegues. La evolución depende de la cinemática de los pliegues , [ 1 ] el mecanismo de los pliegues, [ 2 ] [ 3 ] así como de la historia de los pliegues y las relaciones mediante las cuales se comprende su edad. [ 4 ] Existen varias formas de reconstruir el progreso evolutivo de los pliegues, principalmente mediante el uso de evidencia deposicional , evidencia geomorfológica y restauración equilibrada . [ 5 ] [ 6 ]

Crecimiento de pliegues 3D

Figura 2: Vista en planta (arriba) y vista en sección transversal (abajo) del crecimiento del pliegue.

Bajo tensión compresiva , los pliegues crecen en las tres dimensiones, incluyendo la amplificación vertical y la propagación lateral, tanto a lo largo de la cresta como perpendicularmente a ella. El crecimiento tridimensional de los pliegues se observa en áreas como las montañas Zagros en Irak e Irán [ 6 ] , así como en Wheeler Ridge en California , Estados Unidos [ 7 ] .

Estructura de pliegues

La dimensión vertical de un pliegue se puede describir como una amplitud. La dimensión horizontal de un pliegue se puede describir mediante la longitud de onda y la línea de bisagra del pliegue. A medida que un pliegue crece en tres dimensiones, la amplitud, la longitud de onda y la longitud de la línea de bisagra aumentarán. [ 8 ]

Pliegue de la vaina

Diagrama que muestra la estructura y evolución de un pliegue en vaina.

Los pliegues en vaina se forman en áreas donde las rocas reaccionan de manera diferente al cizallamiento simple, debido a variaciones en la competencia entre capas. La línea de charnela se curva severamente en el pliegue en vaina. [ 9 ]

Cinemática de plegado

Bajo la acción de una fuerza, los estratos rocosos se pandean mediante uno de dos procesos cinemáticos: la migración de la bisagra o la rotación del flanco. [ 1 ]

migración de bisagra

Figura 3: Ilustración de la cinemática doble, migración de la bisagra (izquierda) y rotación de la extremidad (derecha) y sus respectivos patrones de estratos de crecimiento.

Una bisagra de pliegue puede migrar cuando los estratos se pliegan por migración de bisagra, pero la bisagra es fija cuando los estratos se pliegan por rotación de flanco. [ 10 ] Al menos una de las bisagras de pliegue en toda la estructura del pliegue es móvil durante el crecimiento tridimensional del pliegue. [ 1 ] [ 11 ] Por ejemplo, según indican los modelos cinemáticos, la estructura de un pliegue de propagación de falla debe contener tres anticlinales/sinclinales con bisagras migratorias y 1 anticlinal con rotación de flanco de bisagra fija. [ 1 ] [ 12 ]

La migración de la bisagra se puede distinguir de la rotación de las extremidades mediante varias características estructurales y geomorfológicas . [ 1 ]

Los estratos de crecimiento, también conocidos como estratos sintectónicos , son capas sedimentarias que se depositan simultáneamente con el plegamiento. Estas capas se caracterizan por una disminución del espesor hacia la cresta de un anticlinal (fig. 1). Presentan diversos patrones geométricos. La variación en estos patrones se puede atribuir a la cinemática del plegamiento, la tasa de elevación y la tasa de sedimentación. [ 1 ] [ 10 ] [ 13 ]

Un punto de quiebre es un término morfológico que designa una sección de un valle fluvial, presente o abandonado, que muestra un cambio abrupto de pendiente y puede atribuirse a la erosión diferencial o a la deformación estructural. Suelen estar asociados a cascadas y lagos. [ 14 ]

Para la definición de brechas de viento, consulte la subsección #corrientes desviadas alrededor de la nariz del pliegue .

Mecanismo de plegado

Los pliegues que pueden experimentar un crecimiento 3D prolongado se pueden dividir en dos grupos según sus causas: pliegues de desprendimiento y pliegues forzados . Se diferencian principalmente por la presencia de un control de falla importante en la estructura del pliegue en los pliegues forzados y su ausencia en los pliegues de desprendimiento. Las causas de los pliegues que no contribuyen a un crecimiento significativo en las tres dimensiones, como los pliegues en escalón , los pliegues de arrastre y los anticlinales de vuelco, no se incluyen en estos grupos. [ 16 ] [ 17 ] Comprender la evolución de los pliegues es importante porque ayuda a los geólogos petroleros a comprender mejor la distribución de las trampas estructurales de hidrocarburos . [ 18 ] [ 19 ] [ 20 ]

Pliegue de desprendimiento

Como se muestra en la analogía visual de pliegues de despegue en la figura 4, los pliegues se encuentran en los estratos rocosos por encima del despegue (papel: incompetente ) mientras que los estratos rocosos por debajo de él (tabla: competente, si se deforma se fracturará) permanecen sin deformar, ya que la tensión de acortamiento se concentra en los estratos rocosos por encima del despegue. [ 3 ] [ 21 ] [ 22 ] En un entorno en el que los estratos superpuestos adquieren competencia contrastante, un despegue (interfaz entre papel y mesa) se encuentra generalmente a lo largo de los estratos en la unidad de roca competente (como arenisca ) o a lo largo de la interfaz de la unidad de roca competente e incompetente (como un evaporita ). Un pliegue adquiere mayor amplitud, mayor longitud de onda y mayor anchura cuando los estratos rocosos por encima del despegue están sometidos a tensión de acortamiento paralela a, o en un ángulo bajo a los estratos. Aparte de los parámetros de tensión, el contraste de competencia entre estratos y la variación del desplazamiento a lo largo del despegue son los principales factores que contribuyen a la geometría del pliegue y al patrón de crecimiento tridimensional. [ 23 ] [ 24 ]

Figura 6: Modelo de un pliegue de propagación de falla, un ejemplo de pliegue forzado. Nótese que el plegamiento en los estratos sedimentarios suprayacentes está controlado por fallas en las rocas del basamento.

Plegado forzado

Dos tipos comunes de pliegues forzados son, a saber, el pliegue de flexión de falla y el pliegue de propagación de falla . El plegamiento ocurre sobre el bloque colgante de una rampa de pliegue en un pliegue de flexión de falla, mientras que el plegamiento ocurre sobre la truncación de una falla inversa (punta de falla) en un pliegue de propagación de falla. Suelen ser altamente asimétricos, con un lado del flanco mucho más inclinado que el otro. [ 3 ] La tensión de acortamiento suele estar en un ángulo alto con respecto a los estratos y se concentra a lo largo del plano de deslizamiento y en el bloque colgante de la falla inversa. El pliegue adquiere mayor amplitud, mayor longitud de onda y mayor anchura a medida que la roca se desliza a lo largo del plano de falla de la falla inversa subyacente contemporánea, ejerciendo una gran influencia en el crecimiento tridimensional del pliegue. Por lo tanto, los pliegues forzados están controlados por la estructura de falla en las rocas del basamento a lo largo de superficies de falla planas o lístricas . [ 3 ] [ 25 ] La cantidad de desplazamiento de la falla controlaría la amplitud de un pliegue, el crecimiento lateral de la falla implicaría el crecimiento lateral del pliegue y la conexión de fallas implica la conexión de pliegues en la superficie. [ 26 ] En comparación con los pliegues de desprendimiento, la competencia contrastante entre estratos no es tan pronunciada [ 23 ] y los entornos tectónicos en los que se encuentran suelen ser más diversos. [ 3 ]

Un pliegue de despegue puede evolucionar hacia un pliegue forzado cuando la tensión de acortamiento supera la resistencia máxima de la roca , y como resultado, el despegue puede propagarse hacia arriba hacia el núcleo anticlinal y fallar el pliegue de despegue. [ 24 ] La estructura resultante presenta características tanto de pliegue de despegue como de pliegue de propagación de falla. [ 27 ] Un ejemplo de este tipo de estructura se puede encontrar en el cinturón de pliegues del abanico del Misisipi en el Golfo de México . [ 28 ]

Identificación del crecimiento de pliegues 3D

Crecimiento del pliegue en sección transversal, a lo largo del eje del pliegue.

La modelización de la evolución cinemática de los pliegues en vista transversal se basa generalmente en uno de los siguientes esquemas: restauración equilibrada , modelización cinemática directa o una combinación de ambos. [ 12 ] [ 29 ] [ 30 ] [ 31 ]

Crecimiento de pliegues en dimensión lateral

La restauración de secciones en las tres dimensiones solo puede realizarse mediante software altamente especializado y se utiliza principalmente para estudios de hidrocarburos. [ 32 ]

Alternativamente, las evidencias geomorfológicas , especialmente las características de drenaje, pueden utilizarse para determinar la dirección de propagación lateral del crecimiento de pliegues. Existen 6 criterios principales para identificar el crecimiento lateral de pliegues: [ 6 ] [ 15 ] [ 26 ] [ 33 ] [ 7 ]

Grado de disección de la superficie y densidad de drenaje a lo largo de la cresta del pliegue.

La densidad de drenaje (=longitud total del río/área de la cuenca de drenaje) y el grado de disección superficial disminuyen con la dirección de propagación de un pliegue. Una mayor densidad de drenaje y un mayor grado de disección superficial en una parte particular de un segmento de pliegue corresponden a una mayor madurez de esa parte, lo que puede inferirse como que esa parte ha estado sujeta a erosión durante un período de tiempo más prolongado después del levantamiento. Por lo tanto, experimentó el levantamiento relativamente antes que otras partes del pliegue [ 33 ] [ 34 ] . El análisis matemático de la madurez del drenaje que toma en cuenta la longitud y el orden de los arroyos también puede utilizarse para establecer las edades relativas de diferentes cuencas de drenaje . [ 34 ] [ 35 ]

Cambio progresivo del perfil del suelo

Las secciones más antiguas de un pliegue experimentan mayor erosión y, por lo tanto, presentan un perfil de suelo diferente al de las secciones más jóvenes. Los perfiles de suelo se pueden clasificar en diferentes etapas de desarrollo según las etapas morfológicas de los horizontes carbonatados , la masa de carbonato secundario, el contenido de óxido de hierro , el contenido de arcilla , el espesor de la capa de arcilla y el brillo del color del suelo [ 7 ] , lo que permite establecer la dirección de crecimiento lateral del pliegue. Además, la datación por carbono-14 o por series de uranio de los materiales del suelo permite establecer una restricción temporal en ciertas partes del pliegue y, por lo tanto, ayuda a determinar la tasa de crecimiento lateral del mismo [ 7 ] .

Sin embargo, este criterio de comparación se basa en la suposición de que el tiempo es el único factor significativo que contribuye a las diferencias en los perfiles del suelo en distintas partes de un pliegue, y excluye otros factores de variación como los materiales parentales del suelo, el clima, la vegetación y la topografía inicial. [ 7 ] Por lo tanto, el cambio progresivo en el perfil del suelo es más bien una evidencia secundaria del crecimiento lateral del pliegue. [ 7 ]

Alivio estructural

La elevación estructural a lo largo de la cresta del pliegue debería disminuir en la dirección de crecimiento del mismo, ya que la parte más antigua del pliegue experimenta mayor elevación que su contraparte más joven [ 33 ] [ 7 ] . Sin embargo, esto puede resultar muy engañoso en un entorno erosivo activo, donde la erosión, en lugar de la elevación debida al crecimiento del pliegue, es la fuerza dominante que moldea el paisaje y, por lo tanto, solo puede utilizarse como evidencia secundaria del crecimiento del pliegue.

Figura 9: Patrón de drenaje asimétrico bifurcado. El diagrama muestra el patrón de drenaje (a) antes y (b) después del crecimiento de pliegues laterales, así como una vista tridimensional del patrón de drenaje asimétrico. La fuerte erosión del río sobre el lecho rocoso ha preservado el antiguo valle de drenaje en el curso superior, por lo que algunos de los canales de drenaje de primera generación se han heredado y se han conectado con los canales de drenaje actuales. Modificado de Ramsey (2008).

Patrón de drenaje característico en la pendiente del anticlinal.

Durante el crecimiento lateral de un pliegue se forma un patrón de drenaje bifurcado asimétrico. La dirección en la que los canales de drenaje se "curvan" alejándose de la cresta del pliegue es la dirección del crecimiento lateral del pliegue (fig. 7) [ 6 ] [ 15 ] [ 26 ] . Imaginemos la siguiente situación: en una etapa temprana del plegamiento y cerca de la punta del pliegue, el río fluye aproximadamente a lo largo de las crestas del pliegue hacia el extremo del mismo, ya que tiende a fluir por la pendiente de máxima pendiente. A medida que el plegamiento continúa, ese punto ya no se encuentra en la punta del pliegue, ya que este crece lateralmente. Al elevarse el punto a una mayor elevación, la pendiente de máxima pendiente ya no se encuentra a lo largo de la cresta del pliegue, sino que se convierte en la distancia desde la charnela del pliegue hacia el otro extremo del flanco del pliegue, que es aproximadamente perpendicular a la orientación original. Como resultado, la nueva generación de río fluye perpendicularmente a la cresta del pliegue a lo largo de los flancos del mismo. Debido a la fuerte erosión fluvial en el curso superior, algunos de los canales de drenaje de la etapa anterior están profundamente incisos en el lecho rocoso y, por lo tanto, el río continúa fluyendo a lo largo de estas partes superiores de antiguos canales que no siguen la pendiente máxima. Como resultado, la combinación de la dirección de flujo paralela a la cresta del pliegue en la parte superior de los canales de drenaje (que son heredados de las primeras etapas de deformación) y la dirección de flujo perpendicular a la cresta del pliegue en la parte media e inferior de los canales de drenaje, resulta en un patrón de drenaje asimétrico que se asemeja a una bifurcación. [ 6 ] [ 15 ] Este criterio es una fuerte evidencia de crecimiento lateral del pliegue.

Los arroyos se desviaron alrededor de la punta del pliegue.

Los arroyos se desvían al encontrarse con rocas elevadas y fluyen a lo largo del límite del pliegue, que es paralelo o subparalelo al eje del pliegue [ 6 ] [ 15 ] [ 33 ] y la curvatura del arroyo desviado es convexa hacia la dirección del crecimiento lateral del pliegue a lo largo de la cresta del pliegue. [ 34 ]

Existen dos posibles escenarios cuando el curso de un arroyo es bloqueado por un bloque de roca elevado. Primer escenario: el arroyo posee la fuerza suficiente para atravesar las rocas elevadas, de modo que el curso del río no se verá alterado significativamente. Se abre un canal en las rocas elevadas debido a la erosión, una forma de relieve conocida como desfiladero . Continúa fluyendo hasta que la roca se eleva aún más y el río ya no tiene la fuerza erosiva suficiente para atravesarla, lo que lleva al segundo escenario. Segundo escenario: el arroyo no tiene la fuerza erosiva suficiente para atravesar las rocas, por lo que se desvía para fluir a lo largo del límite del bloque elevado, como se mencionó anteriormente. El canal del río abandonado se conoce como desfiladero . Desde aquí, el río fluye a lo largo del límite del pliegue y se curva alrededor de la punta del pliegue, o puede atravesar las rocas en algunos puntos a pesar del bloqueo, debido a la adquisición de suficiente fuerza de corriente mediante la captura de pequeños afluentes a lo largo de su curso, o a la presencia de un punto particularmente débil en la roca . [ 6 ] [ 15 ] De cualquier manera, el río continúa fluyendo hasta que un mayor levantamiento de las rocas hace que sea demasiado difícil para que el río las corte, lo que resulta, nuevamente, en la desviación del canal y la formación de una nueva brecha de viento.

brechas de viento

Fig. 12: El diagrama superior muestra una sección transversal AA' a lo largo de las crestas de dos pliegues en crecimiento. La parte inferior muestra una vista en mapa de la región. WG = paso de viento. Flechas rojas: dirección del crecimiento lateral del pliegue; la elevación del paso de viento disminuye a lo largo de la dirección de crecimiento lateral del pliegue y las curvaturas de los pasos de viento son convexas hacia dicha dirección. Los dos segmentos de pliegue crecen uno hacia el otro y se fusionan. Se delinean patrones de drenaje bifurcados asimétricos en los segmentos de pliegue. Modificado de Hetzel (2004), He y Li (2009) y Ramsey (2008).
Figura 13: Perfiles idealizados de un río, correspondientes a un desfiladero fluvial y un desfiladero eólico. Línea amarilla: desfiladero eólico; líneas azul y verde: desfiladero fluvial. Cabe destacar que este diagrama es altamente idealizado y que el perfil real de ambos desfiladeros debería ser mucho más accidentado e irregular, aunque la tendencia promedio será similar a la del diagrama. Basado en He y Li (2009).

La elevación de los pasos de viento disminuye a lo largo de la dirección de crecimiento del pliegue y la curvatura de los pasos de viento curvos es convexa hacia la dirección de crecimiento del pliegue. [ 15 ] [ 26 ] [ 33 ] [ 36 ] Se pueden formar múltiples pasos de viento a partir de un solo río si hay un crecimiento lateral continuo del pliegue y el río sigue desviándose, abandonando su cauce anterior y formando uno nuevo alrededor del exterior del pliegue en desarrollo. [ 33 ] En un perfil topográfico a lo largo de la cresta del pliegue, los pasos de viento aparecen como valles profundos y estrechos en forma de V. La profundidad de incisión de un paso de viento corresponde al período de erosión fluvial activa antes de que el cauce fuera abandonado, es decir, la duración de su estado de ser un río o paso de agua. Dado que el tiempo de abandono de un antiguo cauce fluvial (tiempo de formación de un nuevo paso de viento) es el tiempo de formación de un nuevo cauce fluvial y el inicio de la erosión en el nuevo cauce, la elevación de la base de un paso de viento sería aproximadamente igual a la elevación de la superficie de su sucesor, siempre que se hayan formado a partir del mismo río. [ 36 ] Por lo tanto, la elevación de los pasos de viento siempre debe disminuir en la dirección del crecimiento lateral del pliegue a lo largo de la cresta del pliegue, que es una de las evidencias más fuertes, aunque no decisiva, de las características del crecimiento del pliegue. [ 33 ] Como antiguos arroyos desviados, algunos de los pasos de viento pueden mostrar una curvatura que se vuelve convexa hacia la dirección del crecimiento lateral del pliegue.

En un Modelo Digital de Elevación (MDE), el perfil longitudinal de un paso de viento muestra una tendencia convexa hacia arriba y el de un paso de agua muestra una tendencia cóncava hacia arriba o lineal. [ 26 ]

Ninguna de las metodologías mencionadas anteriormente es decisiva para determinar el crecimiento de pliegues 3D y se debe utilizar una combinación de metodologías, porque se puede producir una morfología similar por rotación de extremidades y erosión diferencial a través de estratos de competencia variable, [ 15 ] que no implican crecimiento de pliegues tridimensionales.

Wheeler Ridge, California

Fig. 14 Izquierda: Imagen satelital Sentinel del área de Wheeler Ridge, CA. [ 37 ] Derecha: Se muestran los pasos de agua y el paso de viento en la parte oriental del anticlinal de Wheeler Ridge y el perfil topográfico AB a través de la cresta del pliegue. Línea marrón: charnela del pliegue; Línea azul: paso de río/agua; Línea marrón: paso de viento

Ubicado en el sur de California , el anticlinal de Wheeler Ridge es un pliegue de flexión de falla con orientación este-oeste, [ 38 ] y forma parte del sistema de fallas de cabalgamiento Pleito-Wheeler Ridge. [ 7 ] La ​​deformación estructural en el área ha estado activa desde el Pleistoceno tardío , lo que ha dado como resultado un crecimiento significativo del pliegue tridimensional. [ 7 ]

El extremo oriental del anticlinal ha estado experimentando un crecimiento de pliegues hacia el este-sureste. [ 7 ]

En primer lugar, la elevación estructural de la parte oriental de Wheeler Ridge disminuye de oeste a este, [ 7 ] lo que sugiere que la parte oriental de la sección examinada se elevó y quedó expuesta a la erosión en un momento posterior que la parte occidental de la sección examinada. Por lo tanto, apoya una dirección de crecimiento de pliegues de oeste a este.

En segundo lugar, los principales cauces fluviales presentan una curvatura que se dirige hacia el este-sureste. Esta curvatura parece ser el resultado de un levantamiento gradual de las rocas en esa dirección y se asemeja a los patrones de desviación de los arroyos durante el crecimiento de pliegues laterales. Bajo esta suposición, esta evidencia respalda el crecimiento del pliegue hacia el este-sureste. [ 7 ]

En tercer lugar, el abandono de los antiguos cauces fluviales (formación de la brecha de viento) puede observarse en un perfil topográfico a través de la cresta de la cordillera. [ 7 ] Como se muestra en la figura 12, la elevación de la base de la brecha de viento corresponde aproximadamente a la elevación de la superficie de la brecha de agua 1, lo que indica que el cauce fluvial original a lo largo de la brecha de viento fue abandonado al mismo tiempo que el agua comenzó a fluir en la brecha de agua 1 y, por lo tanto, ambos probablemente se formaron a partir del río Singer. Parece que el río que originalmente fluía en la brecha de viento fue desviado debido al levantamiento y fluye a lo largo de la brecha de agua 1 en su lugar. Por lo tanto, hay una fuerte evidencia que respalda que el pliegue crece lateralmente hacia el este-sureste.

En cuarto lugar, el análisis del suelo indica un alto nivel de desarrollo del suelo en la parte occidental de la sección examinada, y el nivel de desarrollo del suelo disminuye gradualmente hacia el este. [ 7 ] Se sugiere que la parte occidental del área examinada es más antigua que la parte oriental, y por lo tanto el pliegue crece de oeste a este.

Enlace de plegado

Orientación del enlace

En un área afectada por esfuerzos regionales, la mayoría de las fallas y pliegues están alineados a lo largo del rumbo. [ 4 ] En pliegues forzados, la conexión de pliegues está fuertemente asociada con la conexión de las fallas subyacentes. [ 15 ] El crecimiento y desplazamiento de fallas se ven afectados no solo por el esfuerzo de campo lejano de la región sino también por la posición de las fallas entre sí. [ 39 ] Esto es resultado de un mecanismo de retroalimentación positiva de recarga , que sugiere que la acumulación de esfuerzo en la población de fallas que están alineadas a lo largo del rumbo es mucho más rápida que aquellas ubicadas en sombra de esfuerzo (es decir transversal a las alineaciones principales), y por lo tanto la mayor frecuencia de ruptura y tasas de crecimiento en fallas que están óptimamente alineadas. [ 4 ] [ 39 ] [ 40 ] [ 41 ] Por el contrario, las fallas que están ubicadas en sombra de esfuerzo están relajadas y tienen una menor frecuencia de ruptura y tasas de crecimiento. A medida que continúa la localización de la deformación entre fallas, algunas fallas pueden concentrar la tensión y, al unirse con otras, formar una falla principal que absorbe la mayor parte del desplazamiento en la región. [ 4 ] Por otro lado, las fallas que se orientan en la zona de sombra de tensión disminuirán sus tasas de crecimiento e incluso se volverán inactivas a largo plazo. [ 4 ] Como resultado, en una región con tensión compresiva generalizada, dos segmentos de pliegues fusionados suelen estar alineados a lo largo del rumbo, ya que los pliegues probablemente se volverían inactivos si no estuvieran alineados de forma tan favorable. [ 15 ]

Modo de enlace

Identificación del enlace de pliegue

Una altura relativa media de la superficie en el centro horizontal de la superficie en el área de las puntas de los pliegues que se aproximan, es útil para definir el estado de dos estructuras que se aproximan en el espectro que va desde la ausencia de conexión hasta la conexión lineal o en escalón. [ 5 ] La altura relativa se define como la elevación de la superficie del punto de interés menos la elevación promedio de la superficie del área de las puntas de los pliegues que se aproximan (véase la figura 15). [ 5 ]

Si A mid >0, existe ligamiento .

Si A mid <0, no hay ligamiento.

Si A mid ~0, la estructura se encuentra en la zona de transición entre el enlace y la ausencia de enlace.

Tras determinar la presencia de enlace entre segmentos de doble pliegue, es posible identificar un enlace lineal entre los segmentos mediante una silla de montar antiforme recta entre los dos pliegues principales. [ 5 ] [ 6 ] Para un enlace en escalón, los pliegues principales de los segmentos estarían unidos por una silla de montar antiforme curva entre ellos. [ 5 ] [ 6 ]

Lecturas adicionales

  • Keller, EA, Gurrola, L., & Tierney, TE (1999). Criterios geomorfológicos para determinar la dirección de propagación lateral de fallas inversas y plegamientos. Geology, 27(6), 515–518.
  • Ramsey, LA, Walker, RT y Jackson, J. (2008). Evolución de los pliegues y desarrollo del drenaje en las montañas Zagros de la provincia de Fars, sureste de Irán. Basin Research, 20(1), 23–48.
  • Ahmadi, R., Ouali, J., Mercier, E., Mansy, JL, Lanoë, BVV, Launeau, P., ... & Rafini, S. (2006). Las respuestas geomorfológicas a la migración de charnelas en los pliegues relacionados con fallas en el sur del Atlas tunecino. Journal of Structural Geology, 28(4), 721–728.
  • Grasemann, B., & Schmalholz, SM (2012). Crecimiento lateral de pliegues y conexión de pliegues. Geology, 40(11), 1039–1042.
  • Cowie, PA (1998). Un control de retroalimentación de curación-recarga sobre la tasa de crecimiento de fallas sismogénicas. Journal of Structural Geology, 20(8), 1075–1087.

Referencias

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  11. ↑ Dahlstrom, CD (1990). Restricciones geométricas derivadas de la ley de conservación del volumen y aplicadas a modelos evolutivos para el plegamiento por desprendimiento: Nota geológica:(1). AAPG Bulletin, 74(3), 336–344.
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