Se pliega forma y ocurren en todos los niveles en la corteza terrestre.

Hebilla pliegues y pliegues chevron implican un acortamiento capas paralelas.

Pliegues de cizallamiento implican un aumento de la longitud de la capa y no necesariamente acortamiento perpendicular a la superficie axial.

Las capas gruesas producen pliegues de longitud de onda más larga que las capas delgadas.

No pliegue es perfectamente cilíndrica, y la mayoría de los pliegues no cilíndricos se forman en zonas de cizalla.

La asimetría de los pliegues parasitarias indica la geometría de la orden superior pliegue que se relacionan con.

Pliegues asimétricos pequeñas no tienen que estar relacionadas con las estructuras de orden superior, por ejemplo, en zonas de cizalla, donde se puede indicar sentido de cizallamiento.

Los pliegues que se forman en los sedimentos blandos tienden a carecer de la escisión plano axial y se limitan a ciertos niveles estratigráficos.

1. Hacer un croquis de una cúpula, un lavabo, un synform vertical y un anticlinal synformal vertical hundiendo.

2. ¿Cómo podían formar patrones de cúpula y de las cuencas?

Los domos pueden formarse también por intrusión de magmas (lacolitos) como se muestra en la Figura GEOEST-16. Además, la migración ascendente de formaciones salinas puede producir los domos de sal que son comunes en el Golfo de México.

En Estados Unidos existen varias grandes (Figura GEOEST-15). Las cuencas de Michigan e Illinoisestratos de pendientes muy suaves que definen una geometría cóncava. Se piensa que estas cubetas son cuenca de grandes acumulaciones de sedimentos, cuyo peso hizo que la corteza se hundiera (véase sección sobre

Figura GEOEST-13 Elevaciones y descensos suaves, de las rocas de la corteza producen domos (A) y cubetas (B). La erosión de esas estructuras produce un patrón de afloramiento que es aproximadamente círcular o alargado

 

isostasia ). Unas pocas cubetas estructurales pueden haber sido consecuencia de impactos de asteroides gigantes.

Dado que la. grandes cubetas contienen estratos sedimentarios inclinados según ángulos muy pequeños. suelen identificarse por la edad de las rocas que las componen. Las rocas más jóvenes se encuentran cerca del centro y las más antiguas, en los flancos. Éste es exactamente el orden contrario observado en un domo, como las Black Hills, donde las rocas más antiguas aparecen en el núcleo.

3. ¿Cómo podemos distinguir entre el flujo de flexión y flexión ortogonal?

En este caso, la capa responde a fuerzas de flexión o doblamiento mediante una deformación de cizalle simple paralela a la capa. En este caso no hay ni estiramiento ni acortamiento en ninguna superficie de la capa que forma el pliegue. El plegamiento por cizalle flexural es análogo al doblamiento de un conjunto de cartas o tarjetas en el cual todo el movimiento es paralelo a los planos de cizalle (representado por las tarjetas). El material del lado convexo de un plano de cizalle se desplaza hacia la charnela en relación al material del lado cóncavo. El espesor de la capa, medido perpendicular a los planos de cizalle es constante. Sin embargo, las líneas que eran ortogonales antes del plegamiento no lo son después, excepto en la charnela, ya que la magnitud del cizalle disminuye desde los flancos hacia la charnela. No hay cambio de largo de ninguna superficie de la capa. El plegamiento de cizalle flexural puede ocurrir en vez de flexura ortogonal si la capa es menos competente y por lo tanto tiene una fuerte anisotropía planar.

Flexura ortogonal

Es una de las maneras que tiene una capa para responder a fuerzas de flexión o doblamiento. En este proceso cinemático, todas las líneas que fueron perpendiculares a la capa antes del plegamiento, permanecen perpendiculares después del plegamiento. En un corte perpendicular a la charnela, la superficie de la capa en el lado convexo del pliegue es estirada y la superficie en el lado cóncavo es acortada. La superficie que no cambia de largo durante la deformación se denomina superficie neutral. El espesor ortogonal se mantiene constante en todo el pliegue. La flexura ortogonal es característica de pliegues de baja curvatura desarrollados en capas competentes que son resistentes a

deformación dúctil. A medida que la curvatura aumenta, la ortogonalidad se va perdiendo.

4. ¿Cómo podemos identificar a una hebilla de pliegue?

 Estos pliegues pueden ser aquellos en los que el material en el centro de la tapa hebillas hacia arriba, la creación de "antiforms", o cuando hebillas hacia abajo, la creación de "synforms". Si las tapas de las unidades de rocas dentro de los pliegues siguen apuntando hacia arriba, se llaman anticlinales y sinclinales, respectivamente. Si algunas de las unidades de la tapa estén hacia abajo, la estructura que se llama un anticlinal volcado o sinclinal, y si todas las unidades de rocas se revocan o corregir hasta la dirección es desconocida, simplemente son llamados por los términos más generales, antiforms y synforms

5. Doble una cizalla?

6. ¿Cuál es la diferencia entre un paralelo y un pliegue similar?

La deformación de las capas de rocas en la que el espesor de cada capa, medido en sentido perpendicular a la estratificación inicial (sin deformar), se mantiene después de que las capas de rocas han sido plegadas.

Un tipo de pliegue en el que el espesor de las capas se mantiene constante si se mide en sentido paralelo a la superficie axial y las capas exhiben la misma forma ondulada, pero el espesor a lo largo de cada capa varía. Las capas plegadas tienden a tener mayor espesor en la charnela del pliegue y menor espesor a lo largo de los flancos del pliegue.

7. ¿Qué tipos de plegado son paralelas?

8. ¿Dónde podemos esperar encontrar pliegues similares?

9. En lo que los ajustes no monoclinales forman típicamente?

10. Si comprimimos una capa fina y una gruesa capa de manera que comiencen pandeo, capa que cree usted que se inicia

a ceder por primera vez?

11. ¿Con cuál te parece la más espesa antes de plegar?

12. Cuál de las dos capas sería formar los pliegues más grandes?

13. ¿Qué condiciones se dan pliegues más o menos concéntricas y paralelas?

14. ¿Cómo se puede sumergir isogons nos ayudan a distinguir entre los pliegues de la hebilla y los pliegues de corte?

15. ¿Por qué tenemos pliegues asimétricos en las extremidades de los pliegues de menor orden?

Es fascinante ver la forma pliegues y desarrollar en el laboratorio, y podemos aprender mucho de pliegues y plegable mediante la realización de experimentos físicos controlados y simulaciones numéricas. Sin embargo, el modelado debe siempre tener sus raíces en las observaciones de plegado de forma natural rocas, por lo que el análisis geométrico de pliegues formados en diferentes configuraciones y tipos de rocas es fundamental. Análisis geométrico es importante no sólo para entender cómo diversos tipos de pliegues forman, sino también cuando se considera cosas tales como trampas de hidrocarburos y minerales plegables en el subsuelo. Hay una gran cantidad de expresiones descriptivas en usar, porque los pliegues vienen en todas formas y tamaños. De ahí que comenzará este capítulo por ir a través de la jerga básica relacionada con pliegues y doblar una geometría.

Forma y orientación

Los pliegues se estudian mejor en las secciones perpendiculares a la estratificación plegada, o perpendicular a lo que se define como la superficie axial, como se muestra en la figura 11.1. Salvo que se indique, vamos a suponer que esta es la sección de observación en este capítulo. En general, los pliegues están formados por una bisagra que conecta dos extremidades por lo general con orientación diferente. La bisagra puede ser agudo y brusco, pero es más frecuente la curvatura de la bisagra es gradual, y una zona de bisagra es definido. Existe un espectro de formas de bisagra, de la bisagras puntiagudos de bandas de pliegues y pliegues chevron (en punto y los pliegues angulares) a las bisagras bien redondeados de pliegues concéntricos (Figura 11.2). Clasificación de los pliegues relativa a la bisagra curvatura se conoce como brusquedad. La forma de los pliegues también se puede comparar con matemática funciones, en cuyo caso podemos aplicar términos como amplitud y longitud de onda. Los pliegues no lo hacen necesariamente demostrar la regularidad de funciones matemáticas como la conocemos.

Desde clases de álgebra elemental . Sin embargo ,análisis armónico simple (transformación de Fourier ) ha sido aplicado en la descripción de la forma de plegado , donde una matemática función está montado en una superficie plegada dado. laforma de la transformación de Fourier útil para los geólogos esf ðxÞ ¼ pecado b1 x þ b3 pecado 3x pecado b5 þ 5x . . . D11 : 1ÞEsta serie converge rápidamente , por lo que es suficiente para considerar sólo los primeros coeficientes , B1 y B3, en la descripción de pliegues naturales. Sobre la base de este método , Peter Hudleston preparado el sistema de clasificación visual para la forma de plegado se muestra en la Figura 11.3 . En las rocas de

varias capas , pliegues pueden repetirse con similares forma en la dirección de la traza axial , como se ve en la figura 11.2a -c. Tales pliegues se denominan armónica . Si los pliegues difieren en la longitud de onda y la forma a lo largo de la traza axial o morir en el este sentido que se dice que son inarmónico . El punto de máxima curvatura de una capa plegada es situado en el centro de la zona de bisagra y se llama la punto de unión (Figura 11.1). Puntos de la bisagra están conectados en tres dimensiones de una línea de articulación . La línea de articulación es encuentra comúnmente a ser curva , pero donde aparece como una línea recta que se llama el eje de plegado . Esto nos lleva a un elemento importante de la geometría de plegado llamado cilindricidad . Se pliega con líneas rectas son las bisagras cilíndrica. Un pliegue cilíndrico puede ser visto como una parte cilindro sin envolver en el que el eje de los cilindros define el eje de plegado ( Figura 11.4a ) . En algún nivel todos los pliegues son no cilíndrica , ya que tienen que empezar y terminar en alguna parte, o la tensión de transferencia de pliegues vecinos (Recuadro 11,1 ) , pero el grado de cilindricidad varía de pliegue a doblar. Por lo tanto , una parte de un pliegue puede aparecer como cilíndrica observó en afloramiento (Figura 11.5) , aunque algunos curvatura del eje debe existir en una escala más grande. Cilindricidad tiene implicaciones importantes que pueden ser aprovechado . La más importante es que el polos a una capa cilíndrica plegado definen un gran círculo ,y el poste (eje p ) a ese gran círculo define el pliegue eje (Figura 11.6a ) . Cuando los grandes círculos se dibujan en lugar de polos , los grandes círculos a una capa cilíndrica plegada cruzará en un punto común que representa el eje de plegado , en este caso se hace referencia como el eje b ( Figura 11.6b ) . este método puede ser muy útil cuando el mapeo de capas plegadas en el campo , sino que también funciona para otras estructuras cilíndricas , tales como superficies de falla de cartón corrugado .

Otra propiedad conveniente de pliegues cilíndricos es que que se pueden proyectar linealmente , por ejemplo, de la superficie a un perfil. Por lo tanto, Cilindricidad es comúnmente asumido al proyectar estructuras mapeadas en un área en secciones transversales , en particular en el 1900 la cartografía de los Alpes suizos por los geólogos como Emile Argand y Albert Heim . Dado que la validez de tales proyecciones se basa en la forma cilíndrica real de las estructuras proyectadas, la incertidumbre aumenta con la distancia de proyección . El plano de la superficie axial o axial cuando aproximadamente plana , conecta las líneas de articulación de dos o más plegada superficies . La traza axial de un pliegue es la línea de intersecciónde la superficie axial con la superficie de observación , típicamentela superficie de un afloramiento o una sección geológica . latraza axial conecta puntos de articulación en esta superficie. notaque la superficie axial no biseca necesariamente las extremidades(Figura 11.2a ) . También es posible tener dos conjuntos de axialsuperficies desarrolladas , que es el caso con el llamado cuadropliegues , que también se llaman conjugado se pliega de laconjuntos conjugadas

característicos de superficies axiales ( figura11.2d ) . En otros casos , pliegues muestran superficies axiales conorientaciones variables y dichos pliegues se llaman polyclinal .La orientación de un pliegue se describe por la orientaciónde su superficie axial y línea de articulación . Estos dos parámetrosse pueden trazar uno contra el otro , como se ha hecho en la Figura 11.7 ,y los nombres han sido asignados a las diferentes orientaciones de plegado .Términos comúnmente utilizados son pliegues verticales (verticalplano axial y línea de articulación horizontal) y reclinadapliegues ( plano axial horizontal y la línea de articulación ) .La mayoría de los pliegues mostrados en la figura 11.7 son antiformes .Un antiforme es una estructura en la que los miembros buzamientoy lejos de la zona de bisagra , mientras que un synform es elopuesto, de cubeta de forma ( Figura 11,8 mil millones , c). Cuando unSe da la estratigrafía , un antiforme se llama un anticlinaldonde las capas de roca son más recientes lejos de la axialsuperficie del pliegue (Figuras 11.8e y 1.6). Del mismo modo , una

sinclinal es un pliegue en forma de artesa donde las capas son más recientes

hacia la superficie axial ( Figura 11.8d ) . Volviendo a la figura

11.7 , podemos tener synforms verticales o hundimiento , así como

antiformes . Incluso podemos tener sinclinales reclinadas y

anticlinales , porque sus definiciones están relacionadas con la estratigrafía

y younging dirección. Sin embargo , los términos reclinada

y antiformes verticales y synforms tienen nomeaning .

Imagine un apretado para isoclinales ser plegado reclinada

replegada durante una fase tectónica más tarde . Ahora tenemos una

conjunto de synforms secundarias y antiformes . El Younging

dirección a través de sus respectivas superficies axiales dependerá

de si estamos en el limbo invertida o vertical de la

veces reclinada , como se muestra en la figura 11.8h . Ahora necesitamos

dos nuevos términos , anticlinal synformal y antiformal

sinclinal , para separar los dos casos ( Figura 11.8f , g ) .

Un anticlinal synformal es un anticlinal , porque los estratos

rejuvenecerse lejos de su superficie axial. Al mismo tiempo ,

tiene la forma de un synform , es decir, es synformal . Del mismo modo ,

un sinclinal antiformal es un sinclinal debido al estratigráfica

younging dirección , pero tiene la forma de un

antiforme . Técnicamente, un anticlinal synformal es el mismo

como un anticlinal vuelto del revés , y un antiformal

sinclinal parece un sinclinal invertido. ¿Confundido?

Recuerde que estos términos sólo se aplican al asignar en

capas estratigráficas polyfolded , típicamente en los cinturones orogénicos .

Como ya se ha dicho , la mayoría de los pliegues son no cilíndrica para

en cierta medida . A antiforme vertical no cilíndrica es a veces

dice que es doblemente hundiendo . Grande hundiendo doblemente

antiformes pueden formar trampas atractivas de petróleo y gas - de hecho

forman algunas de las trampas de hidrocarburos más grandes del mundo .

Cuando se manifiesta la falta de forma cilíndrica , la antiforme

se convierte en una cúpula , que es similar a un tazón de cereal convertido

al revés (o el de Yosemite Half Dome hicieron todo ) .

Las cúpulas son trampas de hidrocarburos clásicos, por ejemplo, por encima de

estructuras de sal, y geocientíficos comúnmente hablan de

trampas como la que tiene un cierre por inmersión de cuatro vías . correspondientemente ,

un synform fuertemente no cilíndrica es en la terminología veces

llamado una cuenca ( el tazón de cereal derecha hacia arriba ) .

Pliegue Amonoclinal es un pliegue sub - cilíndrica con una sola

extremidad inclinada ( figura 11.8A ) . Monoclinales pliegues ( o simplemente

monoclinales para abreviar ) se encuentran comúnmente como un mapa a gran escala

estructuras relacionadas con la reactivación de o compactación diferencial

de ancho, faltas o estructuras salinas subyacente (Figura 1.6).

Además de la orientación y las relaciones estratigráficas ,

pliegues son comúnmente descritos o clasificados de acuerdo a

estanqueidad. Estanqueidad se caracteriza por la apertura o

vertical

inclinado Horizontal

Hundiendo inclinado

Hundiendo

vertical

yacente

vertical

reclinado

80 °

80 °

60 °

60 °

30 °

30 °

10 °

10 °

Plunge de la línea de articulación

Dip de superficie axial

Upright Empinado

inclinado

suavemente

sumiendo

horizontal

Moderadamente

sumiendo

Fuertemente

sumiendo

Moderadamente

inclinado

suavemente

inclinado

Figura 11.7 Clasificación de las

pliegues sobre la base de la orientación

de la línea de bisagra y el axial

superficie . Basado en Fleuty ( 1964 ) .

11.1 Descripción geométrica 223

ángulo entre miembros , que es el ángulo cerrado por sus dos

extremidades. En base a este punto de vista , los pliegues se dividen en dulce ,

abierta , firme y isoclinal (Figura 11.9 ) . Opresión en general

refleja la cantidad de cepa involucrada durante el plegado .

Los pliegues suelen venir en grupos o sistemas , y aunque

pliegues pueden ser bastante no sistemática , pliegues vecina

tienden a mostrar un estilo común , sobre todo cuando se producen

en filas o trenes. En estos casos se puede, afín a matemática

funciones , se describen en términos de longitud de onda,

amplitud , punto de inflexión y una superficie de referencia llamada

la superficie envolvente. La superficie envolvente es

la tangente a la superficie individuo bisagras a lo largo de un plegado

capa , como se muestra en la figura 11.1 . Tenga en cuenta que la envolvente

superficie no suele conectar las líneas de articulación ,

aunque lo hace de pliegues simétricos.

isogons Dip

Algunos pliegues tienen capas que mantienen su espesor

a través de la tapa, mientras que otros muestran extremidades engrosadas o

bisagras . Estos, y características relacionadas , fueron exploradas por el

Geólogo británico John Ramsay, que clasifica pliegues geométricamente

mediante isogons dip . Orientando el pliegue de modo

que su traza axial se convierte en vertical, líneas o isogons dip puede

ser trazada entre los puntos de igual chapuzón en el exterior y

límites interiores de una capa plegada . Isogons Dip retratan la

diferencia entre los dos límites y por lo tanto los cambios

en espesor de la capa . Basado en isogons inmersión , los pliegues pueden ser

clasificado en los tres tipos principales que se muestran en la figura 11.10

Clase 1: isogons Dip convergen hacia el arco interior ,

que es más apretado que el arco exterior .

Clase 2 ( pliegues similares , también llamados pliegues de cizallamiento) : Dip

isogons paralelas la traza axial. Las formas del interior

y arcos exteriores son idénticos.

Clase 3: isogons Dip divergen hacia el arco interior ,

que es más abierto que el arco exterior .

Clase 1 pliegues se subdividen en las clases 1A , 1B

y 1C . Pliegues 1A se caracterizan por zonas de menor densidad de las bisagras ,

mientras que se pliega 1B , también llamado pliegues paralelos y , si circleshaped ,

pliegues concéntricos ( Figura 11.2c ) , tienen capa constante

pliegues thickness.Class 1C se han diluido ligeramente limbs.Class 2

y , particularmente , 3 pliegues de clase tienen extremidades incluso más delgadas y

bisagras más engrosadas . Entre estas clases , Clase 1B

2 geometrías (similares) (paralelo ) y destacan porque

son fáciles de construir y fácil de identificar en el campo .

Una forma de pliegues de trazado según el Isogon dip

clasificación se muestra en la figura 11.11 , donde los pliegues son

considerados como estructuras verticales (planos axiales verticales) , por lo

que la inmersión de la extremidad (A) aumenta en cada dirección

desde 0

?

en el punto de articulación . El parámetro vertical en este

figura, t

0

a, es la versión normalizada de la ortogonal

de espesor , que se denota TA en la Figura 11.11 . Este es el

espesor medido ortogonal a la capa en uno de los

dos puntos correspondientes de igual chapuzón en cada arco

(puntos rojos en la figura 11.11 ). Para un pliegue 1B Clase t

Por lo tanto, las mediciones de trazado de una sola capa plegada

le dará una serie de puntos que definen dos líneas (una para

cada lado del punto de arranque ) en la figura 11.11 .

La simetría y el orden

Los pliegues pueden ser simétrica o asimétrica en sección transversal .

A veces es perfectamente simétrica si , al mirar una sección transversal

perpendicular a la superficie axial , los dos lados

de la traza axial son imágenes especulares uno del otro . este

implica que los dos miembros son de igual longitud . la

pliegues de cheurón y pliegues concéntricos mostrados en la figura

11.2 son ejemplos de pliegues simétricos .

Si extendemos este concepto a las tres dimensiones , la axial

avión se convierte en un plano de simetría , y el más simétrica

pliegues que podemos pensar en tener otros dos planos de simetría

perpendicular al plano axial . Este es el requisito de

simetría ortorrómbica . Para simétrica dobla la bisectriz

superficie coincide con el plano axial . Por lo tanto , la banda de la torcedura

se muestra en la Figura 11.2a no es simétrica . De hecho , esta es la forma

distinguimos entre bandas de pliegues y pliegues chevron : galón

pliegues son simétricas , mientras que las bandas de pliegues tienen una larga y

una extremidad corta. Esto nos deja con una simetría ( espejo )

único plano , la perpendicular a la superficie axial , y

la simetría se dice que es monoclínica .

Pliegues simétricos a veces se llaman M- pliegues , mientras que

pliegues asimétricos se conocen como S - pliegues y Z - pliegues ,

como se muestra en la figura 11.12 . Distinguir entre S - y

Z- pliegues puede ser confuso para algunos de nosotros , pero Z- pliegues tienen

extremidades cortas que parecen haber sido girado en sentido horario

con respecto a sus miembros largos . Por lo tanto Z - pliegues imitan la

letra Z cuando se considera la rama corta y sus dos

extremidades largas adyacentes. S- pliegues implican un sentido anti-horario

rotación, y se asemejan a la letra S (esto no tiene nada que ver

con la diferencia en la angularidad entre S y Z ) .

Curiosamente , S - pliegues se convierten Z - pliegues cuando se ve desde

la dirección opuesta . Hundiendo pliegues suelen ser evaluados

cuando se mira hacia abajo a hundir , dirección mientras se visualiza

se debe especificar para pliegues con ejes horizontales.

Dobla los sistemas que consisten en pliegues con una asimetría consistente

se dice que tienen una convergencia . La convergencia puede ser

especifica , y la dirección de vergencia está dada por el sentido

de desplazamiento de la extremidad superior con relación a la menor

uno ( figura 11.13 ) . También podemos relacionarlo con el horario

la rotación de la extremidad corta inclinada en la figura 11.13 , donde un

giro a la derecha implica una convergencia derecha indica.

Vergencia Fold es importante en el análisis estructural en varios

maneras . Las grandes pliegues tienden a tener pliegues más pequeños que ocurren

en sus extremidades y las zonas de bisagra , como se muestra en la figura 11.12 .

Los grandes pliegues se llaman los pliegues de primer orden , mientras que

pliegues asociados más pequeños son pliegues de segunda y de orden superior .

Estos últimos también son llamados pliegues parasitarias. Pliegues de primer orden

puede ser de cualquier tamaño, pero donde aremap escala es probable

observar sólo de segunda o de orden superior se pliega en afloramientos .

Si un sistema de pliegue representa parasitaria ( de segundo orden ) se pliega sobre

un synformal o antiformal estructura de primer orden , entonces su

asimetría o convergencia indica su posición en el

estructura a gran escala . Como se muestra en la figura 11.12 , parasitaria

pliegues tienen una convergencia dirigida hacia la zona de la bisagra . este

relación entre los pliegues de orden inferior parasitaria y puede ser

extremadamente útil para trazar estructuras de pliegue que son

demasiado grande para ser observado en afloramientos individuales .

La convergencia de los trenes de plegado asimétrico en zonas de cizalla es

en general, no relacionada con pliegues de orden inferior y puede dar

información sobre el sentido de cizallamiento de la zona . tal

análisis cinemático requiere que la sección de observación

contiene el vector cizalladura y se debe utilizar junto

con indicadores cinemáticos independientes ( véase el capítulo 15 ) .

El ( a) simetría de los pliegues también puede reflejar la tensión y

la orientación de la elipse cepa . En general, las capas que

son paralelos a ISA3 ( la dirección de más rápido acortamiento , ver

Capítulo 2 ) desarrollará pliegues simétricos. Para coaxial

cepa esto es sencillo ( figura 11.14 ) , pero para los

cizalla simple y otras deformaciones cosas no coaxiales

conseguir un poco más complicado , ya que las capas rotan

a través de la posición de ISA3 durante la deformación .

Fold asimetría puede estar relacionada con la posición en un orden inferior

doblar , el sentido de la cizalladura o la orientación de la capa plegada

relativa a la elipse cepa .

11.2 plegables: mecanismos y procesos

Cada mapeo geólogo o pliegues que describen en el campo

probablemente tiene la misma pregunta en mente: ¿cómo estos

estructuras forman en realidad ? Como geólogos tendemos a mirar

para una historia o un mecanismo que puede explicar nuestra sencilla

observaciones razonablemente bien. Plegable no es una excepción ,

y hay diferentes enfoques y procesos relacionados

términos . Un enfoque es considerar la forma en la fuerza o el estrés

actúa sobre una roca en capas , que conduce a los tres veces

clasificación y la terminología se muestra en la figura 11.15 .

Otros términos se relacionan con la forma en la capa ( s ) reaccionar para forzar

y el estrés, por ejemplo, si las capas de pliegue a capa - paralelo

cizalladura , flexión ortogonal o algún otro mecanismo

que es controlada por la reología de roca . Todavía otras clases de

plegables , tales como torceduras y plegado galón, están relacionados

para doblar una geometría . Por esta razón , varias veces diferente

mecanismos se definen , y muchos de ellos se superponen en

definición . Esta es la razón por términos como pandeo , torcedura

pliegues

pliegues

pliegues

contracción

extensión

superficie neutra

Figura 11.12 Z-,- S- y M pliegues pueden estar relacionados con lowerorder

pliegues , en cuyo caso se proporcionan información sobre el

geometría del pliegue a gran escala.

Vergence

Capa antes de plegar

Figura 11.13 El concepto de convergencia veces. Este pliegue se rightverging

y un plegado en Z de acuerdo con la rotación en sentido horario de la

extremidades cortas.

boudin boudin

campo de

finito

extensión

acortamiento

acortamiento

X

Figura 11.14 convergencia Fold en relación al elipsoide cepa

para la deformación coaxial, Nota que se pliega también puede ocurrir entre

Boudins en el campo de extensión finita .

226 Folds y plegado

plegado y doblado puede ser confuso cuando se discutió en

términos de mecanismos como el flexo deslizamiento y simple

cizalla. En resumen, se trata de diferencias en

orientación de los ejes de tensión con respecto a la estratificación , la cinemática,

y mecánica y propiedades reológicas , y por lo tanto

mecanismos que hacen hincapié en diferentes aspectos de plegado .

La distinción más importante entre los pliegues formas

forma probablemente radica en si la estratificación responde

activa o pasivamente al campo de deformación impuesta. Nosotros

empezar por considerar plegable activa ( pandeo ), donde

la competencia o el contraste de viscosidad entre el plegamiento

capa y su roca huésped es importante. Lo haremos a continuación,

mira plegable pasiva , donde las capas son simplemente pasiva

marcadores con ninguna influencia reológicas y , a continuación, considerar

flexión , donde se aplican fuerzas a través de las capas

( Figura 11.15) . Las siguientes secciones luego discutir

modelos conocidos como mecanismos de plegamiento de flexión ( flexión

deslizarse, flexión y cizalladura flexión ortogonal ), que puede

contribuir tanto de plegado activo y flexión . Finalmente , nos

discutirá el retorcimiento y la formación de pliegues del galón .

Plegado activo o pandeo ( Clase 1B pliegues )

Plegado activo o pandeo es un proceso de plegado que pueden

iniciar cuando una capa se acorta paralela a la estratificación ,

como se muestra esquemáticamente en la figura 11.16 . Los pliegues , como la

que se ven en la figura 11.17 parecen haberse formado en

respuesta a un acortamiento de la capa paralelo. Un contraste de la viscosidad

se requiere para que se produzca pandeo , con el plegamiento

capa de ser más competente que la roca huésped (matriz ) .

El resultado de pandeo es pliegues redondeados , por lo general paralela

y con forma más o menos sinusoidal

El pandeo se produce cuando una capa competente en un menos competentes

matriz se acorta paralelo a la longitud de la capa .

Si una capa de roca isotrópica tiene perfectamente plana y

límites paralelos y es perfectamente paralelo con una constante

orientada S1 o ISA1 , a continuación, se acortará sin

plegable a pesar de que hay un contraste significativo de la viscosidad

entre la capa y la roca huésped. Sin embargo , si

hay pequeñas irregularidades en las interfaces de capa , a continuación,

estas irregularidades pueden crecer hasta formar pliegues hebilla con un

tamaño y la forma que depende del espesor de la plegada

capa y su viscosidad contraste con su entorno .

Plegado de pandeo o activa implica que hay capa

acortamiento paralelo y un contraste de viscosidad involucrados,

y también irregularidades en que se pliega pueden nucleada .

Pandeo de capas competentes únicas en un menos competentes

matriz ( figura 11.16 ) es relativamente fácil de estudiar en

el laboratorio y también se ha explorado numéricamente .

Pliegues de una capa formada por pandeo tienen las siguientes

características:

? La relación de la longitud de onda del grosor del pliegue (L / h ) es

constante para cada capa plegada si el material es

mecánicamente homogénea y si se deforman

en las mismas condiciones físicas . Estos pliegues son

a menudo llamado pliegues periódicos . Si el espesor de la capa

varía , entonces la longitud de onda se cambia en consecuencia

( Figura 11.17 ) .

? El efecto del plegado desaparece rápidamente ( sobre el

distancia correspondiente a una longitud de onda ) de distancia desde

la capa plegada .

? Los pliegues en la capa aproximada 1B competente Clase

pliegues ( espesor de capa constante) . Si hay dos o

capas más competentes plegadas entonces el incompetente

capas intermedias se doblan en clase 1A y Clase 3

pliegues ( figura 11.18 ) . Cúspide ( señalado ) bisagras punto a

las capas más competentes .

? La parte exterior de la capa competente se estira

mientras que la parte interior se acorta . Las dos partes

típicamente están separadas por una superficie neutra

( Figura 11.19 ) . Tenga en cuenta que el acortamiento - capa paralelo ,

que siempre tiene lugar antes del plegado , puede reducir

o eliminar la zona de extensión exterior .

? La normal a la superficie axial o axial de escisión

indica la dirección de acortamiento máximo ( Z ) .

Si las capas son newtoniano viscoso , y sin tener en cuenta

cualquier acortamiento capas paralelas, entonces la relación entre

longitud de onda y el espesor está dado por

Ld = h 2 ¼ ð L = 6 MTH1 = 3 D11 : ? 2Þ

ml y MM son las viscosidades de la capa competente y

la matriz , respectivamente, mientras que Ld es la longitud de onda dominante

y h el espesor de la capa . Los experimentos y la teoría

muestran que el acortamiento homogénea ( T ) se produce inicialmente ,

junto con el crecimiento de las irregularidades en muy suave

y largo amplitud veces structures.When themost acentuado

pliegues lograr la apertura de los ángulos alrededor de 160 a 150

?

,

el papel de acortamiento - capa paralelo decae . A partir de ese

punto de los pliegues crecer sin ningún aumento significativo

en espesor de la capa . Ecuación 11.2 se puede ampliar a

incluyen el engrosamiento de la capa paralelo

Pliegues de la hebilla son los más fáciles de reconocer como único competente

capas , pero también puede ocurrir en varios competente

capas se producen en paralelo. Ld / h es significativamente menor para multicapa

que para una sola capa buckling.Where dos capas delgadas

están cerca de ellos se comportarán más como una sola capa cuya

espesor es la suma de las dos capas delgadas , como se ve desde

los resultados experimentales mostrados en la figura 11.20 . donde

hemos capas gruesas y delgadas , las capas delgadas alternando

comenzará a desarrollar pliegues primero ( Figura 11.21a , b ) . en algún

señalar las capas gruesas comenzará a veces ( con más largo

de longitud de onda ) y tomar el control sobre el desarrollo ulterior .

El resultado es relativamente grandes pliegues controlados por

gruesas capas junto con pequeños pliegues de segundo orden

formado anteriormente en el proceso ( Figura 11.21c ) . Un ejemplo

de plegado de múltiples capas donde se controla la longitud de onda

por se muestra un paquete de capas en la figura 11.22 .

Severalmechanisms pueden participar durante el pandeo. la

más simples colectivamente se puede llamar a la flexión y plegado

se separan en ángulo ortogonal , flexo deslizamiento ya la flexión

fluir. Además , siempre existe la posibilidad de tener

cambio de volumen , en particular en la zona de bisagra . Nosotros

revisaremos brevemente estos modelos idealizados después de un vistazo a otros dos

modelos de plegado conocidos como plegado pasivo y flexión .

Plegable pasiva ( 2 pliegues de clase )

Plegable pasiva es típico de las rocas donde el flujo pasivo

se produce , es decir, donde la estratificación no ejerce ninguna influencia mecánica

en el plegado . En estos casos, la estratificación sólo sirve como

una expresión visual de la tensión sin mecánica o competencia

En contraste con las capas vecinas. Tales capas se denominan

capas pasivas. Perfectamente pasivos pliegues producidos mediante la simple

cizalla son de Clase 2 (similar ) dobleces, pliegues y pasivos que son

associatedwith corte simple , o al menos un componente significativo

de corte simple , son llamados pliegues de rotura ( Figura 11.23a ) .

Pliegues pasivos generados por sencillo de cizallamiento son

pliegues perfectamente similares.

Pliegues pasivos de la geometría perfecta de clase 2 pueden ser fácilmente

generada por diferencialmente esquila una baraja . dibujo

líneas perpendiculares a las tarjetas antes de cizallamiento ayuda

visualizar el pliegue . Sin embargo , la formación de pliegues pasivos

no está restringido a un cizallamiento simple. Pliegues pasivos pueden formar en

respuesta a cualquier tipo de cepa dúctil , por ejemplo subsimple

cizalla , transpresión ( Capítulo 18 ), e incluso coaxial

deformación ( Figura 11.23b ) . Por lo tanto cizallamiento simple es sólo uno de los

un espectro infinito de modelos cinemáticos que pueden producir

pliegues pasivos.

Plegable pasiva produce pliegues armónicos donde la

estratificación no juega ningún papel mecánica y por lo tanto no hay

influencia en la forma de plegado .

Se encuentran ejemplos de plegamiento pasiva donde pasiva

capas entran en zonas de cizalla o de otra manera se ven afectados por heterogénea

cepa . Drag pliega a lo largo de las fallas (capítulo 8 ) son

ejemplos típicos del régimen quebradizo , aunque muchos

secuencias de capas contienen camas de muy distinta mecánica

propiedades de manera que se produce deslizamiento entre las capas (ver

flexión deslizamiento abajo). Pliegues pasivos se encuentran con frecuencia en

zonas milonita , especialmente en rocas monomineralic tales

como la cuarcita (Figura 11.24 ) , mármol y sal.

Doblado

Doblado se produce cuando las fuerzas actúan a través de las capas en un alto

ángulo ( Figura 11.25 ) , a diferencia de la hebilla de los pliegues donde la principal

fuerza actúa paralela a una capa . Este es también el caso para

es generalmente considerado como algo que está más directamente

forzado sobre las capas de geometrías y cinemática de

las unidades de roca de delimitación. Varios aspectos de la flexión tienen

ha estudiado con gran detalle por los ingenieros debido a su

importancia en el campo de la ingeniería de la construcción, tales

como en vigas horizontales sostenidos por pilares verticales.

Bending ocurre cuando las fuerzas actúan a través de las capas, y puede

involucrar a más de un mecanismo.

Resultados geológicas clásicas de flexión son los pliegues forzados

creado en capas sedimentarias inertización criticado rígida

bloques de basamento ( Figura 11.25c ). El desplazamiento es

impuesta a los sedimentos por movimiento de la falla en una preexistente

falla de basamento y los sedimentos son lo suficientemente suaves para

responder por plegado monoclinal hasta que en algún punto crítico

que se rompan y la culpa comienza a propagar sección .

Tales estructuras son particularmente bien expuestas en el Colorado

Zona de meseta montañas rocosas , donde numerosos

Levantamientos relacionados con Laramide han creado este tipo de estructuras .

Doblado como tal, es una condición o límite externo

modelo de función de la carga , no un modelo de deformación, en especial no

cuando una superficie libre está implicado como durante forzada

plegado mencionado anteriormente ( Figura 11.25c ) . En otra

Es decir, hay muchas maneras en que plegables y la tensión pueden

acumular internamente en un pliegue durante el doblado .

Una respuesta obvia a la flexión es la deformación por

cizalla simple, en cuyo caso estamos de vuelta al plegado pasiva.

El modelo plegable pasiva cizalla simple puede funcionar si

tienen una amplia zona de falla debajo del pliegue o si la tapa está

muy estrecho . En la mayoría de los casos, el pliegue se ensancha hacia arriba, contando

nosotros que tenemos que modificar el modelo de cizalla simple. En este

caso trishear viene muy bien. Trishear distribuye cortante en

una zona triangular por delante de un pliegue de propagación , y parece

que funciona muy bien para varios ejemplos asignadas.

Aún así, trishear no se puede explicar todas las características que se observan en muchos

pliegues forzados. Los estudios de campo muestran evidencia de beddingparallel

deslizamiento o cizallamiento. Esta ismanifested por estrías onweak

superficies juegos de cama paralelas o por deformación juegos de cama paralelo

bandas . Vamos a discutir este mecanismo a continuación como la flexión

deslizarse. También el mecanismo de flexión conexo descritos

flexión a continuación como ortogonal puede ser el resultado de cargas de flexión .

Hay muchos otros ejemplos de flexión . Uno de ellos es

culpa -bend dobla , por ejemplo, cuando las hojas de empuje

se pasivamente doblado a medida que se mueven sobre una estructura de rampa

(Figura 11.25b ) ( véase el Capítulo 16 ) . Estos pliegues son

comúnmente modelado como pliegues torcedura, de nuevo en relación con la flexión

deslizarse. Ellos también pueden ser modelados por medio de corte simple ,

lo que se hace comúnmente para pliegues culpa - bend formados

anteriormente no plana (por ejemplo lístrico ) faltas ( véase el capítulo 20 ) .

Compactación diferencial, donde una secuencia sedimentaria

compactos más en un área que en otra debido a diferentes

grados de compactación de las capas subyacentes , es también un

tipo de flexión . Esto es común en las crestas de las principales

bloques de fallas en postrift - secuencias en las cuencas sedimentarias , pero

también puede ocurrir junto sal diapirs ( 19.5a ) y las intrusiones de poca profundidad.

Los pliegues formados por compactación diferencial son suaves .

Intrusión forzosa de magma o la sal también se puede doblar

capas de techo , como se muestra en 19,21 . Una vez más la acumulación cepa

mecanismo puede variar, con flexo deslizamiento de ser un

constituyente común.

En el régimen de plástico, de flexión es menos común porque

de la alta ductilidad de la totalidad o la mayor parte de la deformación

rocas. Sin embargo , la flexión se asocia frecuentemente con

Boudins rígidas (Figura 11.25a y 11.26 ) .

Deslizamiento a la flexión y el flujo de la flexión ( Clase 1B )

Deslizamiento flexión implica deslizamiento a lo largo de interfaces de capa o muy

capas delgadas durante el plegado ( figura 11.27 ) . Es uno de los tres

modelos cinemáticos de plegado (los otros son la flexión

flujo y flexión ortogonal ) que mantiene espesor del lecho

y por lo tanto produce Clase 1B o pliegues paralelos . flexión simple

experimentos de deslizamiento se pueden realizar simplemente plegando

sándwiches dobles con jalea . El sándwich mantiene su

espesor aunque deslizamiento se produce entre las piezas de

pan, hasta que el pliegue se vuelve muy apretado . Es un requisito previo

por flexo deslizamiento que el medio de la deformación es en capas o

tiene una fuerte anisotropía mecánica.

En la naturaleza, la anisotropía podría ser mica ricos en capas delgadas

en una cuarcita o milonita o capas delgadas de lutita entre

más gruesos de piedra arenisca o caliza camas en las rocas sedimentarias .

Flexo deslizamiento puede ocurrir en la corteza media donde plástico

mecanismos de deformación estarían involucrados , pero es perhapsmore

común donde los estratos sedimentarios se pliegan

el régimen frágil corteza superior . En este último caso , la ropa de cama

superficies actúan como faltas, y slickenlines (líneas rojas en

Figura 11.27a ) a veces desarrollar en las superficies de deslizamiento .

Deslizamiento máxima se produce en los puntos de inflexión y se extingue

hacia la línea de bisagra , donde es cero . La sensación de deslizamiento es

opuesto en cada extremidad , y el deslizamiento es coherente con respecto a la

bisagras, donde el sentido del Boleto changes.Relative en la convexa

lado de un pliegue flexo deslizamiento es siempre hacia la bisagra de plegado ,

mientras que en el talón de lado cóncavo está enfrente .

Slickenlines en capas débiles cruzados y cama constante

espesor revelan flexo deslizamiento .

En los casos en que la tensión se distribuye de manera más uniforme en el

extremidades en forma de deformación de corte , como es más comúnmente

el caso en el régimen de plástico , flexo deslizamiento se convierte en el

mecanismo estrechamente relacionado llamado cizalladura o flexión flexión

fluir. Experimentos de flujo de flexión son convenientemente

hecho doblando un libro de bolsillo suave o una baraja de

tarjetas ( acordarse de dibujar círculos para los marcadores de cables).

Durante este proceso se produce deslizamiento entre trabajo individual

sábanas. Si ponemos marcadores de deformación en nuestro bolsillo, nos

veríamos que la tensión es igual a cero en la zona de la bisagra y

creciente por las extremidades. Esto es así porque el cizallamiento

cepa está directamente relacionada con la orientación ( rotación ) de

las capas , como se muestra en la Figura 11.27b : a mayor

rotación , mayor será la deformación por esfuerzo cortante

Para las capas originalmente horizontales plegadas en una posición vertical

veces, deformación de corte está directamente relacionada con DIP ( g ¼ tan ( capa

inmersión ) ) , y el sentido de cizallamiento es opuesta a cada lado de

la traza axial ( figura 11.27b ) . Esto da lugar a una característica

distribución de la deformación en el redil. Por ejemplo , la

superficie neutra que separa la extensión de la contracción ,

típico para muchos pliegues hebilla , no se encuentra en pura

pliegues de flexión - flujo . Flujo flexión produce idénticos

cepa en la parte interior y exterior de un pliegue , pero cepa

aumenta la distancia desde la bisagra . Tenga en cuenta que las pruebas para un

combinación de flexuring ortogonal ( ver más abajo ) y

un poco de flujo de flexión o de deslizamiento se encuentra comúnmente en la hebilla

pliegues , en cuyo caso una superficie neutral , podría existir .

Pliegues de flexión pura no tienen superficie neutra , y la tensión

aumenta la distancia de la zona de bisagra .

Pliegues de flexión pura son perfectos pliegues Clase 1B. podemos

estimar la cantidad de acortamiento - capa paralelo para tales

pliegues mediante la medición de la longitud de uno cualquiera de los plegada

capas . Esta capa ha mantenido su longitud original , ya

que era el plano de corte a lo largo de la historia de plegado .

La longitud y el grosor de la capa constante son suposiciones

que simplifican la restauración de secciones transversales ( Capítulo 20 ) .

Flexión ortogonal (también Clase 1B )

Flexión ortogonal , también llamado longitudinal tangencial

cepa , es una deformación typewith sus condiciones ownspecific :

Todas las líneas originalmente ortogonales a las capas siguen siendo tan

largo de la historia de deformación .

El resultado es que se extiende de la parte exterior y

acortamiento de la parte interior de la capa plegada . El tiempo

eje de la elipse cepa es , por lo tanto ortogonal a la ropa de cama

en la parte interior de la capa y paralelo a la estratificación

en la parte exterior , como se muestra en la capa de piedra caliza plegada

en la figura 11.19 .

La figura 11.28 muestra una comparación entre el flujo de flexión

y flexión ortogonal. Flexión ortogonal y a la flexión

flujo tienen en común que se producen en paralelo ( Clase

1B ) se pliega . Pero los dos modelos producen bastante diferente

patrones de tensión : El neutro (sin deformación) de separación superficie

la parte exterior extendida y contraída interior del

capa plegada no existe en el flujo de la flexión , en donde la cepa

es idéntica en todo el pliegue a lo largo isogons dip . Durante el

plegable historia , la superficie neutra se mueve hacia dentro, hacia

el núcleo del pliegue , lo cual puede resultar en contracción

estructuras sobreimpresos por estructuras de extensión .

Flexión ortogonal produce pliegues paralelos con una

superficie neutra .

Flexión ortogonal puro sólo es posible para pliegues abiertos .

Cuando pliegues están más apretados , las condiciones para la flexión ortogonal

cada vez más difícil de mantener, y la flexión

deslizamiento o flujo tomará gradualmente . Evidencia para ortogonal

flexión se encuentra típicamente en capas , competentes rígidas que

resistir la deformación dúctil . Algunos han simplificado la definición

de flexión ortogonal a un mecanismo que resulta en

contracción exterior de arco y la extensión - arco interior . Al obtener

eliminar el requisito de ortogonalidad , themodel convierte

más general y abarca muchos más ejemplos naturales .

Retorcimientos o chevron plegable

Kink bandas son comunes en bien laminado y anisotrópico

rocas ricas en minerales de filosilicatos , y algunos

ocurrencias de campo se muestran en la figura 11.29 . bandas Kink

son - centímetro a las zonas de todo el decímetro o bandas con

límites precisos a través de los cuales la foliación es abruptamente

rotada . Zonas más amplias se refieren a veces como torcedura

pliegues . Bandas Kink y pliegues pliegues se caracterizan por

su fuerte asimetría y su geometría veces la clase 2.

Están estrechamente relacionados con pliegues chevron, que también

son 2 pliegues de clase , pero difieren en cuanto a la simetría.

Ambos son relativamente de baja temperatura (bajo metamórficaestructuras de grado) de deformación donde hay una significativa

anisotropía mecánica representada por laminación o

capas competente - incompetentes repetidos , y ambos implican

acortamiento capa .

Bandas clásicas de pliegues tienen bisagras muy angulares y carecen incluso de

la zona de bisagra estrecha que se encuentra en el arco exterior de Chevron

pliegues . Hay otra diferencia importante entre el

dos. Mientras pliegues de cheurón inician con su superficie axial

perpendicular a la dirección de acortamiento , forman bandas de pliegues

oblicua a esta dirección , típicamente en pares conjugados .

Cuando se observan los conjuntos conjugados de bandas de pliegues bajo -deformación ,

tales como los ejemplos representados en la figura 11.29a , b ,

s1 ISA1 se supone comúnmente para dividir en dos los conjuntos , como

se muestra en la Figura 11.30 . Como se dijo antes , al pasar de la tensión

que el estrés no es sencillo , pero la más pequeña es la tensión

mejor será la correlation.When un único conjunto de bandas de kink

ocurre , sabemos que s1 es oblicua a la banda, pero su

orientación precisa se desconoce porque las bandas de kink puede

rotar durante la deformación progresiva. Además seguimos

no entienden la formación banda torcedura en detalle, y

parece que hay varios mecanismos que se aplican .

Pliegues Kink generados por flexión no revelan directamente

la orientación de estrés. Tales pliegues de pliegues tienen orientaciones

que son controlados por las geometrías locales de rampas o culpa

curvas . Por lo tanto , en tales casos, el eje bisectriz entre dos

zonas de pliegues no , en general, representan s1 ISA1 . ver

Capítulos 16 y 20 para ejemplos de tales estructuras .

Los experimentos han demostrado que los conjuntos de conjugado puede muy bien

fusionarán para formar pliegues chevron si la tensión es lo suficientemente alta

( alrededor de 50 % ) ( Figura 11.30 ) . Sin embargo , 50 % de acortamiento

no es comúnmente logrado por retorcimiento en forma natural deformada

rocas , por lo que esta manera de formar los pliegues de cheurón no pueden ser

la más común , después de todo . Chevron Classic pliega con

camas en la escala de centímetros son más propensos a formar por

flexo deslizamiento de rocas de varias capas durante la capa - paralelo

acortamiento , como se ilustra en la figura 11.31 . La configuración típica

es donde las camas competentes están separados por incompetentes delgada

capas , por ejemplo, la cuarcita o sílex separados por

pizarra o filita . Deslizamiento a la flexión se produce entonces entre la

capas competentes , que están tensas sólo en la bisagra delgada

zonas . Al igual que los pliegues de la hebilla , las bisagras tienen que estirar en el

arco exterior y acortar en sus partes internas . Figura 11.32

muestra un ejemplo de esto , donde las venas de extensión tienen

ormed en el arco exterior y (menos obvio) contraccional

estructuras dominan el arco interior. Además, geométrico

problemas en la zona de la bisagra requieren flowof los incompetentes

el rock en la bisagra, o bien hacia el interior colapso bisagra

de la cama competente como se ve en las figuras 11.31 y 11.33.

Colapso de la bisagra es particularmente común en relativamente gruesa

capas competentes que se producen entre los más delgados. otro

forma de resolver los problemas de compatibilidad de las bisagras es inversa

fallas, como se ve en la figura 11.33.

11,3 patrones de interferencia Fold

y replegada pliegues

En las zonas afectadas por dos o más fases de deformación, una

conjunto secundario de pliegues puede ser superpuesta a principios de

pliegues. Pliegues modificados por una fase de veces más tarde se conocen comopliegues replegadas y los patrones resultantes se denominan

patrones de interferencia que se retiran. Podemos encontrarnos simple o

patrones de interferencia veces complejos , dependiendo de la relativa

orientaciones de los dos conjuntos de plegado . John Ramsay

distinguido entre cuatro patrones principales , basados en la

orientación relativa de planos axiales y doble ejes (Figuras

11,34 y 11,35 ) . El tipo 1 es el clásico de cúpula y de las cuencas

estructura , de tipo 2 es la denominada de tipo boomerang ( figura

11,36 ) , y Tipo 3 se ha descrito como la forma de gancho

escriba . Hay también un tipo 0 modelo definido por dos idénticos ,

pero los sistemas de plegado separados temporalmente . El resultado de

Tipo 0 interferencia es simplemente una estructura de pliegues con más fuerza.

Los cuatro patrones mostrados en la figura 11.34 representan endmembers

en un espectro de posibles patrones de interferencia ,

como se indica en la figura 11.35 . Tenga en cuenta que su aparición en

afloramientos también depende de la sección a través del pliegue

estructuras, así como el mecanismo de plegado , aunque la

patrones mostrados en la figura 11.35 son cualitativamente útil para

una gama de orientaciones . En muchos casos es posible

realizar ejercicios que se desarrollan simples para reconstruir la

geometría de la primera serie de estructuras de pliegue

Patrones de interferencia , por definición, surgen de la sobreimpresión

de una segunda fase de la deformación en un conjunto de principios

estructuras de deformación , y en la mayoría de los casos es posible

determinar su correlación con la edad sobre la base de las relaciones de sobreimpresión .

Una relación típica de sobreimpresión es un plano axial

la escisión se crenulada por la otra ( y por lo tanto más adelante )

uno . La aparición de este tipo de relaciones , y doblar la interferencia

patrones en general , se toma tradicionalmente como evidencia de

deformación polyphasal . Sin embargo, es importante entender

que algunos patrones de interferencia de plegado pueden ser el resultado de un

plazo único de flujo en estado no estacionario , donde la orientación

de la ISA a nivel local o regional cambia durante el curso de

la deformación , o donde se hacen girar pliegues y foliaciones

internamente , por ejemplo en una zona de cizallamiento , durante la deformación .

En particular , Tipo 1 patrones pueden ser el resultado de un solo

fase de deformación no coaxial heterogénea , o de

amplificación de irregularidades preexistentes , como se muestra en la figura

11.37 . Extremadamente pliegues no cilíndricos se forman en alta tensión

zonas de cizalla o zonas de asentamiento y son a menudo llamados pliegues de la vaina .

En general, es útil ser capaz de reconocer el geométrica

las relaciones entre diferentes fases de plegado mediante el uso de los patrones

representado en la figura 11.35 .

Los patrones discutidos anteriormente y en las figuras 11,34 y

11,35 implican dos deformaciones, cada uno produciendo pliegues de

tamaño comparable . Hay otros casos en los que la amplitud

y longitud de onda de los dos conjuntos de plegado son muy diferentes , y

Se requiere de mapeo para solucionar su relación. Un caso es

se muestra en la figura 11.38 , donde pliegues secundarios son pequeños

en comparación con las estructuras de plegado principal que están

superpuesto sobre . Comparar estos pliegues con los que se muestran

en la figura 11.12 , y usted verá una diferencia significativa

en convergencia , lo que exige una interpretación alternativa .

¿Cómo debemos explicar la imagen que se muestra en la Figura 11.38 ?

Una explicación simple es que el pliegue a gran escala fue más tarde

afectada por el acortamiento vertical, iniciar la cizalladura de la capa paralelo

en cada extremidad . Esto puede ocurrir si un collapsetype gravitacional

la deformación se produce hacia el final de o después orogénico

y doblar de formación de la deformación , en cuyo caso pequeño asimétrica

pliegues de forma que no están relacionadas con la gran escala fold en

la manera que se muestra en la figura 11.12 . En cambio, su asimetría es

relacionada con la orientación de la disposición en capas preexistente , como

se muestra en la figura 11.38 . El patrón se asemeja a un Navidad

árbol, y uno de mis profesores del pasado (Donald Ramsay )

los llamó pliegues de árboles de Navidad . Tales pliegues son comunes

en algunas partes del orógeno Caledonian , que pasó a través de un

última fase de colapso gravitatorio influido .

11.4 Folds en zonas de cizalla

En zonas de cizalla de alta exigencia o zonas milonita , pliegues forma

y hacer crecer de forma continua durante el cizallamiento ( figura 11.39 ) .

El plegado puede ocurrir si las capas inicialmente se encuentran en el contraccional

campo o donde las capas se hacen girar en este campo debido

a irregularidades en la zona . Tales pliegues pueden ser consideradas

como pasivo si el contraste competencia entre las capas

fue insignificante durante el plegado , o puede tener un activo

componente si existe un contraste de viscosidad. Ya sea un veces es activa o pasiva pueden abordarse por medio de

análisis geométrico , ya que los pliegues son pasivas de Clase 2 y

pliegues activos son las clases 1 y 3 (Figuras 11.10 y 11.11 ) .

A altas cepas la foliación en una zona de cizalla hará, en teoría,

ser casi paralelo al plano de corte. Sin embargo, será en el

campo extensional , pero tan cerca del plano de cizallamiento que sólo un

modesta perturbación de la estratificación puede hacer que entre en el

campo contraccional . El resultado es una familia de pliegues que punto

de acuerdo con el sentido de cizallamiento . Este tipo de rotación

puede ocurrir alrededor de las lentes tectónicas o heterogeneidades ( ver

La figura 15.13 ) o por una ligera rotación de la ISA debido a una

cambiar en el campo de esfuerzos o la rotación de la zona de cizalla .

Si una línea de pliegue de bisagra se encuentra en el plano de corte se mantendrá

en esta posición sin ninguna rotación. En general, sin embargo ,

líneas de articulación iniciarán en un ángulo al plano de cizallamiento y

gire hacia el paralelismo con la dirección de corte . abierto

pliegues con líneas de articulación que hacen un alto ángulo de la

dirección de transporte (Figura 11.37a ) son , por tanto, el pensamiento

haber experimentado menos de cizallamiento que los que están

estrecha con líneas de articulación más cerca de la dirección de transporte

( Figura 11.37c ) . Este comportamiento de rotación de pliegue en las bisagras

flujo no coaxial se ha utilizado para explainwhy muchos highstrain

zonas de cizalla contienen pliegues con bisagras subparalela a

la lineación . Rotación extensivo de bisagras puede resultar en

pliegues de la vaina , donde la línea de articulación es subparalela a la lineación

en su mayor parte , a excepción de la nariz , donde la bisagra

line está fuertemente curvada (figura 11.37c ) . Secciones a través

pliegues de la vaina se asemejan Tipo patrones de interferencia 1 plegado , pero

se forman durante un solo evento de esquila (aunque no

necesariamente durante una sencilla historia de cizallamiento perfecto).

Bisagras Fold pueden doblar en pliegues muy no cilíndricas

durante un solo evento de corte, formando geometrías

similares al tipo 1 patrones de interferencia .

Pliegues en zonas de cizalla también se pueden formar en otras maneras . la

foliación puede ser perpendicular a las paredes de la zona de corte,

que es el caso en muchas zonas de cizalla de desgarre empinadas

( Capítulo 18 ) . Los pliegues se forman con las líneas bisagra oblicua a la

zona . La oblicuidad depende del número de vorticidad

la zona y en la orientación exacta de la estratificación

con relación a la zona de cizallamiento . Ejemplos de tales pliegues son

encontrado a lo largo de la Falla de San Andrés en California .

11.5 plegable a profundidades superficiales de la corteza terrestre

Mientras que muchos o la mayoría de los pliegues discutidos arriba y visto

en forma natural en el régimen plástico , pliegues forman también en el

corteza superior frágil. Los pliegues pueden formar incluso en o cerca de la

la superficie, como se muestra en el Cuadro 11.2 . Ejemplos son gravitycontrolled

deformación - sedimento blando , por ejemplo, en

laderas inestables o en delta taludes continentales o en el dedo del pie

zona de deslizamientos de tierra. Pliegues formados en tales entornos son

comúnmente encontrado para ser fuertemente no cilíndrica .

La fluidización o de licuefacción de sedimentos poco después de

entierro puede crear camas retorcidas y pliegues relacionados con el barro

diapiros e intrusiones de arena. Los mecanismos de activación

puede ser de carga por gravedad , estratificación inmersión, terremotos y eventos de impacto, incluso meteoritos. En una escala mayor, la sal diapiros

doblar y plegar capas a medida que avanzan hacia la superficie.

Plegamiento tectónico en niveles someros incluye la formación

de propagación de fallas pliegues delante de propagar consejos de falla

(véase el capítulo 16), por ejemplo, en los prismas de acreción.

De empuje y poco profundas estructuras de plegado relacionados con la sal son normalmente

afectados por la erosión y muestran variaciones en la capa

de espesor, de ahí su naturaleza y el momento puede comúnmente

ser explorado desde el registro sedimentario.

Las desviaciones de las capas a lo largo de una falla, conocida como arrastre y

frotis, son otros ejemplos de pliegues de fallas relacionadas que pueden

formar a profundidades muy someras. Pliegues colgantes de pared o volcaduras

controladas por la geometría de falla son todavía otros ejemplos

(Capítulos 8, y 20)