PROCESOS FORMADORES DE CUENCAS SEDIMENTARIAS

Las cuencas sedimentarias son el resultado de la subsidencia de áreas donde los

sedimentos se acumulan para formar sucesiones estratigráficas.

There are 3 basic physical mechanisms that operate to produce

subsidence and sedimentary basins - thermal-based, stress-based and

loading.

El arreglo tectónico constituye un criterio para distinguir diferentes tipos de cuencas

sedimentarias:

• Cuencas extensionales: Ocurren en o entre placas y están asociadas al

incremento en el flujo de calor debido a las plumas mantelares

• Cuencas colisionales: Ocurren en la colisión de placas, se caracterizan

por la subducción de una placa oceánica o colisión continental.

• Cuencas transtensionales: Se producen donde las placas se mueven

en forma rumbo deslizante una relativa a la otra.

1

La formación de las cuencas se divide atendiendo el mecanismo o el proceso que las

forma, es decir, el proceso responsable de que el basamento se hunda. Para que exista

una cuenca se deben producir eventos geológicos como los que se mencionan a

continuación:

1.- Modificación del Espesor Litosferico:1.- Modificación del Espesor Litosferico:

Desde el punto de vista composicional se tiene la corteza, manto superior y luego manto

inferior; entre estos dos mantos se encuentra la isoterma de 1300 °C que define a la

litosfera térmica (Fig. 1).

Debido a que la base de la litosfera es una isoterma de 1300 °C esto trae como

consecuencia que esta ascienda o descienda y cambie de posición, traduciéndose en

una reducción o incremento en el espesor litosférico, lo que indica que es debido a la

actividad termal que estos procesos modifiquen el espesor litosférico. En la figura 2

muestra como se produce esta reducción.

2

Fig. 1. Composición de la Litosfera

CortezaCorteza

Manto SuperiorManto Superior

Manto InferiorManto Inferior

LLIITTOOSSFFEERRAA

Astenosfera Zona de baja Velocidad

Isoterma de 1300 °CIsoterma de 1300 °C

2.- La Carga de la Litosfera:2.- La Carga de la Litosfera: Se presenta un proceso mecánico y uno

geológico, cuando es aplicada una carga a la litosfera esta se hunde por acción

del peso. En este caso se formará una cuenca debido a un proceso térmico y

otras por procesos mecánicos. Desde el punto de vista estructural esto no

sucede así, ya que todas las cuencas a escalas regionales se forman como

respuesta a un fenómeno térmico o mecánico. Esto se representa en la Fig. 3:

3.- Cuencas en Márgenes Transcurrentes o Transformantes: 3.- Cuencas en Márgenes Transcurrentes o Transformantes: desde el punto

de vista de procesos se generan tanto por modificación del espesor litosférico

como por carga de la litosfera, sin embargo, este tipo de cuenca tiene una

3

Ambiente Rift.

Reducción del EspesorReducción del Espesor

Fig. 2. Ambiente de Rift.

Fig. 3. Representación de una posible carga Litosferica.

Bloque no FalladoBloque no FalladoBloque no Fallado y TransportadoBloque no Fallado y Transportado

disposición de carácter geométrico con estilo estructural que es lo que las

diferencia, es decir, que la diferencia no esta en el proceso que la forma sino en

las características.

Dentro de la categoría de cuencas formadas por adelgazamiento de la litosfera se

encuentran las depresiones intercontinentales, cuyo basamento es continental y no se

encuentran asociadas a estructuras (Fig. 4).

Para entender los fenómenos que ocurren en los procesos formadores de cuencas es

necesario hacer referencia al Ciclo de Wilson. Este ciclo se inicia de la siguiente

manera:

1.- Fragmentación de un Continente

2.- Deriva Continental

3.- Destrucción de Océanos/Convergencia y la ultima fase de este ciclo,

4.- Colisión Continental

CICLO DE WILSON

A finales del Paleozoico, los continentes se encontraban amalgamados en el súper

continente Pangea, el cual comenzó a fragmentarse en el periodo Triásico y lo sigue

haciendo, lo que explica la distribución presente de los continentes y los océanos. Ahora

se hace evidente de que existió otro súper continente a fines del Eón Proterozoico y hay

ciertas pruebas de súper continentes aun más antiguas. Se ha propuesto que estos

súper continentes, los cuales consistían en el total o la mayoría de las masas de tierra

de nuestro planeta, se moldean, rompen y reforman en un ciclo que abarca unos 500

millones de años.

4

BasamentoBasamento

SedimentosSedimentos

Fig. 4. Depresiones intercontinentales.

La hipótesis de este ciclo es una extensión de las ideas del geólogo canadiense J. Tuzo

Wilson. A principio de la década de los 70’s, Wilson propuso un ciclo (conocido hoy en

día como el ciclo de Wilson) que comprende la fragmentación continental (Fig. 5), la

apertura (Fig. 6), así como el cierre de una cuenca oceánica y el rearmado del

continente (Fig. 4).

Si en la Fig. 5 A se realiza un corte transversal en la región A-B y lo expandimos en un

espacio tridimensional lo que vamos a observar es una sección como lo muestra la Fig.

2.

5

112 A2 A 2 B2 B

33

Fig. 5. Fragmentación de un Continente.

6

Fig. 5A. Vista Tridimensional del corte A-B de la Fig. 5.

ISOTERMA DE 1300 °C

12A

Fig. 6. Apertura de un Continente.

A medida que las placas se separan la anomalía de calor medida en los bordes es menor

La idea de hablar del súper continente es muy ilustrativa a la hora de explicar como se

puede formar una cuenca, es decir, el calor que se encuentra debajo de este se

acumula debido a que las rocas continentales son malas conductoras del calor. Como

producto de la acumulación del calor, el súper continente comienza a hundirse en forma

de bóveda y se fractura. El magma que asciende llena las fracturas, luego, al

ensancharse una fractura, empieza a hundirse y forma un océano largo y angosto como

el mar rojo actual. El continuo agrietamiento acaba por formar una cuenca oceánica

expansiva como la del Atlántico.

7

Fig. 7. Cierre de una Cuenca Oceánica y rearmado de un Continente.

RIFT ACTIVOS Y PASIVOS

Es importante mencionar un fenómeno que se ve involucrado en la formación de las

cuencas, este es el denominado rift. Estos se pueden explicar brevemente de la manera

siguiente (Fig. 5).

Los rift activos se forman como resultado de una perturbación (por debajo de la

litosfera) de la sección normal de la litosfera; se desplaza la isoterma hacia la superficie

y el espesor de la litosfera disminuye (Fig. 8A).

Los rift pasivos (Fig. 8B) se forman como resultado de la propagación lateral de los

esfuerzos, la lamina en la parte superior se rompe generando fallas normales esto

genera un cuello hacia abajo como consecuencia de un tipo de material más dúctil. La

rigidez del material crea un hueco que es ocupado por las corrientes de convección

producto del ascenso pasivo de la astenosfera. Ambos rift se encuentran asociados a

una anomalía de calor.

8

Fig. 8. Diagrama esquemático de un Rift Continental Activo y Pasivo.

Sedimentos

Astenosfera

VolcanesRIFT ACTIVO

CortezaLLIITTOOSSFFEERRAA

Astenosfera

LLIITTOOSSFFEERRAA

Corteza

RIFT PASIVO

A

Esfuerzos Esfuerzos

B

La astenosfera comienza a subir mediante un proceso de ascenso adiabático, estamos

entonces en presencia de la formación de un domo, anomalía puntual, este

levantamiento hace que la naturaleza lo erosione, lo remueva y se traslade el material a

las zonas topográficas mas bajas. En un rift activo lo primero que se observa es un

cambio de elevación topográfica, esto se acompañaría en la base con una discordancia

luego que se genera la formación de la cuenca.

Haciendo referencia a la Fig. 7, esta muestra un mapa del continente Africano, el rift del

este termina en Etiopia Mar Rojo, este separa a África de Arabia. Si perforamos la

columna encontraremos sedimentos continentales con poco escogimiento y angulosos,

capas rojas, lavas, tobas volcánicas, sedimentos continentales, sedimentos fluviales y

lacustrinos. Existen muchos de los lagos de un rift que tienen desbalances hidráulicos

(circulación muy pobre en el fondo).

En el mapa de la Fig. 7 existen rasgos puntuales y otros lineales, la evolución de esto

se basa en la anomalía de domos (Fig. 9).

Aquí se propaga el rift y las ramas se interconectan entre si longitudinalmente en forma

de red interlineal, si este proceso es exitoso se van a fragmentar los continentes

formando océanos. Suponiendo que todo el sistema es corteza cada una de estas

anomalías tienen rasgos diferentes y algunos no logran desarrollarse y crear océanos, a

estas se les llama ritf aulacogenos (rif abortados).

El rift de Benve (Fig. 7) presenta una mezcla (rif al este de África-activo), si esto

continua así lo que ocurrirá es que se romperá y se fragmentará la parte oriental de

África, separándola del resto del continente. El rift de Benve no es activo, éste fue activo

9

Fig. 9. Formación de anomalías de Domos.

PLACA A

PLACA B

Domoss

DomosSAulacogeno

cuando África, América y Sur-América se separaron en el Triásico-Jurásico, cuando se

formó el Atlántico, pero después sucedió que era uno de los brazos que iba hacia el

continente quedando como un rift inactivo (abortado, aulacógeno), estas son algunas

situaciones importantes desde el punto de vista exploratorio y potencial.

En este estudio podemos mencionar la evolución de un rift continental que muestra

mediante la sucesión de la Fig.10 como se forma una ruptura y fragmentación de un

continente y el desarrollo de un nuevo océano arrecifal. Este proceso entra también

como un fenómeno de adelgazamiento de la litosfera como proceso formador de

cuencas.

Sección A: existe una capa más temprana de rift, aquí la corteza continental está fallada

con su zona central hundida, en esta etapa la sucesión no ha llegado hasta la base de

la litosfera, existe una anomalía de calor lo que produce un ascenso de la atmósfera,

además todos estos procesos se encuentran acompañados por esfuerzos de tracción y

tensión con la presencia de fallas normales. El valle axial y las depresiones (origen de

las fallas normales) producen los depocentros que acumulan los sedimentos del rift.

10

Movimiento de placas Moho

A

Corteza Oceánica

Nivel del Mar

Nueva Litosfera

Corteza Continental

B

C

D

E Formación de una Cuenca Oceánica

Manto Superior Derretido

Sección B: en este episodio el proceso ha evolucionado, teniendo en cuenta que el

ancho de la zona del rift es más estrecho en A y aumenta en cada una de las secciones

siguientes. Las fallas normales se van propagando lateralmente y también por el

adelgazamiento de la litosfera se acentúan más, además el adelgazamiento de la

corteza se debe a las fallas normales y la deformación dúctil va hacia la base del Moho.

Sección C: en esta sección el adelgazamiento de la corteza va a tal punto que comienza

a generarse corteza o litosfera oceánica. Desde el punto de vista geográfico se forma

un golfo Protooceánico.

Sección D: se ha generado una porción oceánica muy estrecha por que no se ha

adelgazado lo suficiente la corteza continental para permitir la formación de los

océanos.

Sección E: la porción oceánica de la corteza es mucho más amplia formándose

finalmente la cuenca.

Desde el punto de vista de los ambientes sedimentarios sucede que aparecen

sedimentos marinos: capas rojas, lavas, tobas volcánicas, sedimentos fluviales y

lacustrinos, arenas de carácter marino, intervalos de evaporizas y carbonatos.

El mar comienza a entrar en el sistema y controla cierta porción dando como resultado

la formación de un golfo llamado Protoceánico, formando en las etapas iniciales la

generación de un océano; si esto continua su proceso por largo período de tiempo en

lugar de ser una franja de mar se va a convertir en un océano completo, la zona de rift

11

Fig. 10. Ruptura y Fragmentación de un Continente y desarrollo de una nueva cuenca Oceánica.

va a comenzar a aparecer con los primeros sedimentos de carácter marino que se

depositan en ese ambiente bajo esas condiciones siendo dominados por evaporitas,

este hecho se atribuye a que el mar se encuentra invadiendo una zona estrecha del

golfo en donde existe dificultad para la circulación de las aguas marinas, apareciendo

barreras y aguas estancadas marinas, acumulándose las evaporitas y si el golfo

continua su evolución aparecerán la formación de carbonatos.

Dentro de nuestro estudio podemos explicar también la evolución de un Margen Pasivo

como un fenómeno posible para la formación de cuencas, tomando en cuenta también

el adelgazamiento de la litosfera.

EVOLUCIÓN DE UN MARGEN PASIVO

Entre los años 60-70’s los vulcanólogos y especialistas de aquella época recopilaron

toda la información referentes a los mapas del planeta donde existen zonas sísmicas y

volcánicas, allí observaron que existía un “cinturón de fuego”, este nombre se debió a

que existía una zona rica en volcanes (Sur de China, Japón, Costa Este de África y

Estados Unidos con intensa actividad tectónica y volcánica). A pesar de la interfase

entre los continentes y los océanos era una zona tectónicamente pasiva. A raíz de esa

observación los geólogos definieron lo que era márgenes activos (Ej. Andes Sur

Americanos, con volcanes y actividad tectónica) y márgenes pasivos (Ej.: Costa Este de

Sur América, sin volcanes ni terremotos); esto daba la impresión de que no existía

ningún tipo de actividad, pero en la realidad esto no era cierto. La subsidencia total de

toda la cuenca es el resultado de todos los procesos termales mas el adelgazamiento

de la litosfera. El margen pasivo en la fase inicial responde al proceso dominante que es

el adelgazamiento de la litosfera.

En la Fig. 11 podemos observar la evolución de un margen pasivo donde se muestra

una sucesión de cortes que ilustra como el autor del modelo concibe visualizar la

evolución de una cuenca.

12

13

Fig. 11. Evolución de un Margen Pasivo.

Sedimentos

VolcanesCorteza

Sedimentos Post-Rift

Sal Corteza Oceánica

Base Litosferica oTope de la Astenosfera

Litosfera Reducida

Moho

En la sección I tenemos 80 Km de profundidad, a los 30 Km se encuentra el límite entre

la corteza y el manto superior, es decir el Moho. Básicamente es una corteza de

carácter continental donde apenas comienza el rifting; se inicia el adelgazamiento de la

litosfera con un pronunciamiento de fallas normales, y en los flancos de áreas

topográficamente elevadas se produce una erosión formando frentes de sedimentos en

los costados, luego en la parte central existe la presencia de volcanes lo que produce a

su vez una subsidencia a nivel de las cubetas. En la parte central (zona rayada) existe

una anomalía de calor que en profundidad pasa a la base de la litosfera y

eventualmente a la astenosfera.

La sección II presenta un rifting expandido, el adelgazamiento no es uniforme. Cuando

transcurre el tiempo, han continuado las fallas y el rifting se propaga lateralmente

cortando con una serie de fallas normales, además existe una serie de bloques rotados,

desarrollando unos graben dentro de los cuales se continua acumulando la sección

sedimentaria de este tipo de cuenca. Si desarrollamos una columna estratigráfica se

esperaría encontrar una serie de capaz rojas intercaladas con intervalos volcano-

clásticos, sedimentos lacustrinos y sedimentos fluviales.

Cuando analizamos la sección III nos damos cuenta que en la parte central se comienza

a formar corteza oceánica. Se puede observar que la base de la litosfera, la isoterma de

1300 C se encuentra en una posición relativamente horizontal y de equilibrio a una

distancia considerable de la anomalía, y a medida que se acerca a ella, esta isoterma

va a estar mas cerca de la superficie. En este caso las cuencas marinas invaden la

zona central donde se forma la corteza oceánica. El modelo implica que la estructura de

la masa continental ocurra por efecto de adelgazamiento de la litosfera con espesor

muy reducido en la parte central. Aquí comienza a aparecer los primeros depósitos con

influencias marinas, sedimentos marinos muy someros, evaporitas y posteriormente

carbonatos.

Al pasar a la etapa IV la anomalía de calor se desplaza a una zona diferente a la

posición inicial, comienza a sufrir una fuerte perturbación termal, la isoterma subirá

marcadamente por efecto del alto gradiente geotérmico y aparecerían volcanes

acompañados con rocas volcánicas, pudiéndose formar otra porción de corteza

oceánica en un área ligeramente distinta a la ubicación de la zona original. A este

proceso los tectónicos lo llaman el “salto de la cordillera rift” y se produce debido a que

pasa de una posición espacial ocupada anteriormente a una diferente. La cordillera

oceánica o la Protocordillera pasa a una posición distinta a la inicial. El resultado de

14

esto es que crea zonas de corteza oceánica en varios puntos, observándose que queda

un remanente de corteza continental con un espesor más reducido que el anterior. Este

proceso crea los micro continentes, que son pequeños bloques que algunas veces se

encuentran totalmente inmersos dentro de porciones oceánicas, teniendo implicaciones

severas en la evolución de las cuencas con el paso del tiempo. Las porciones de

corteza continental que presentan adelgazamiento no pueden ser consumidas

(destruidas) en las zonas de subducción ya que estas zonas solo destruyen corteza

oceánica.

La ultima etapa V, que representa este modelo, se tiene la formación de cordilleras,

siendo toda esta sección una corteza oceánica formada en la cordillera, el remanente

de corteza continental es afectado por todos los procesos anteriores (margen pasivos),

como resultado del rifting donde el continente se separa en dos porciones, uno de ellos

se ve en un margen continental sobre el cual una gruesa secuencia de sedimentos de

15 a 20 Km se depositan como resultado de la formación de una cuenca por procesos

de adelgazamiento de la litosfera.

Al pasar de la sección IV a la V la anomalía de calor deja de ser activa y se ubica

nuevamente en la posición original resultando el enfriamiento de la isoterma,

gradualmente se intensifica y al aumentar la densidad el basamento se hunde hasta

llegar a la posición actual. En las tres primeras etapas se puede notar que la isoterma

de 1300 °C tiene la misma orientación, pero al pasar de IV a V, la isoterma tiene otra

orientación hundiéndose gradualmente hasta llegar a la posición que se observa. El

hundimiento de la isoterma , es el resultado del enfriamiento de la porción de la sección,

como consecuencia que cada vez esta mas distante del centro de aplicación de la

anomalía de calor. El adelgazamiento de la anomalía de calor puede ser originado por

los cambios en la cinemática de las placas, es decir, los cambios donde están los polos

de rotación que describen el movimiento de una placa con respecto a la otra.

Para finalizar con este estudio veamos ciertos modelos para cuencas formadas por

adelgazamiento de la litosfera. Estos modelos se pueden clasificar en Modelos

Cuantitativos y Cualitativos.

MODELOS CUANTITATIVOS Y CUALITATIVOS

Modelos Cuantitativos:

15

Estos modelos son esencialmente descriptivos , es decir, desarrollos conceptuales en

los cuales a través de secciones se ilustra la evolución de una cuenca generada por

adelgazamiento.

Modelos Cuantitativos:

Estos modelos se especializan en tener un soporte matemático, que permiten simular

de una manera cuantitativa el origen y la evolución de una cuenca generada a través de

procesos de adelgazamiento.

La Fig. 12 muestra un modelo descriptivo de cómo evolucionan una cuenca

sedimentaria. En general el pre-rift es la configuración del continente antes de que el rift

fuese activo. En la primera sección existe una cubierta sedimentaria antes de que el ritf

comience a actuar; existe la corteza continental y por debajo de ella el manto litosferico.

16

17

Corteza ContinentalMoho

Pre-Rift

Sub Corteza Litosferica(Manto Superior-Dúctil)

0

25

50

75

100

0

25

50

75

100 KmFormación de Graben (5 Km de Extensión)

25 Km

0

25

50

75

100 KmCuenca Rift (100 Km de Extensión)Corteza Oceánica Sedimentos Potst-Rift

0

25

50

75

100

0

25

50

75

100 Km

50 Km

0

25

50

75

100

0

25

50

75

100

0

25

50

75

100 Km

Parcialmente Fundido

Sedimentos de Rift 2.5 Km

Margen Continental MaduroPre-rift Sedimentos Post-rift Corteza Oceánica

0

25

50

75

100 Km

0

25

50

75

100Fig. 9. Modelos Cualitativos en el Proceso formador de Cuencas.

Cuenca Rift (50 Km de Extensión)

En la segunda sección se activa el rift y comienza a fracturarse a través de una serie de

fallas normales, en la corteza se comienzan a formar los graben y en las zonas

deprimidas se depositan los sedimentos del rift. Comienza a ascender la base de la

litosfera y luego en la tercera sección el modelo ha evolucionado paulatinamente.

La corteza continental se hace más delgada y la litosfera se encuentra muy atenuada

debido a que la isoterma está muy cerca de la corteza continental. Los flancos del rift se

levantan por efectos termales resultando unos flancos erosionados y los sedimentos

derivados de la erosión son a su vez acumulados en los flancos del rift o en las propias

cubetas estructurales. En la cuarta sección la base de la litosfera toca prácticamente la

superficie, comenzando a formarse corteza oceánica en la porción axial; en las zonas

mas alejadas comienza a formarse la discordancia acumulándose sedimentos en la fase

post-rift. Con respecto a la última sección se encuentra el margen pasivo (margen

continental maduro), se localiza la corteza continental con espesor normal, y hacia la

derecha están los sedimentos del pre-rift, los del rift y el post-rift que son los

depositados en la fase de subsidencia termal y además el peso de los sedimentos. Del

lado derecho de esta última sección se llega a un dominio totalmente oceánico.

Ahora bien en estos modelos se encuentra presentes los modelos de cizalla pura y

cizalla simple que se esquematizan en la Fig. 12.

En la parte superior tenemos a la litosfera continental que esta siendo sujeta a un

proceso de rifting por cizalla pura, la cual tiene una serie de fallas normales que se

conectan en un despegue basal inferior. La relación entre la parte donde la corteza es

más delgada y la parte donde la litosfera esta mas adelgazada es la misma. A diferencia

de la segunda figura donde estos puntos no coinciden. En la zona A de la cizalla simple

no encontramos una perturbación térmica importante debido a que la isoterma se

encuentra con una proximidad de equilibrio. En la zona B la perturbación termal existe

debido a que la isoterma se encuentra muy desplazada hacia la superficie.

18

En la Fig. 13 podemos apreciar un modelo cuantitativo desarrollado por Makenzie en el

año 1978. Este modelo tiene presente lo siguiente: cizalla pura, adelgazamiento

uniforme βcorteza = βlitosfera, flujo de calor unidimensional, rifting pasivo y rifting instantáneo.

19

Corteza

Cizalla Pura

Astenosfera

Manto Litosferico

Corteza

Manto Litosferico

Astenosfera

Zona A Zona B

Cizalla Simple

Fig. 13. Modelos de Cizalla Pura y Cizalla Simple.

En el rifting pasivo no existe una anomalía profunda sino una transmisión lateral de los

esfuerzos, resultando la ruptura de la litosfera. El rifting instantáneo ocurre en un

período de tiempo pequeño (duración geológica diferencial). En cuanto al

adelgazamiento uniforme se refiere a que el β es independiente de donde se esté

observando el modelo (va a tener la misma magnitud espacial desde el punto de vista

espacial). En cuanto a la cizalla pura, se tiene que los ejes de la deformación se

mantienen paralelos a través del tiempo, pre y post deformación y no existen

componentes de rotación.

20

Manto Litosferico

Corteza

YL

Astenosfera

YS

ρSC

.YL

ρC.YL

Adelgazamiento Inicial

Astenosfera

Corteza

YL/βL

YS ρC.YL

Adelgazamiento Final

YSRift

YC/βC

Fig. 14. Modelo Cuantitativo de Makenzie.

Antes de que ocurra el adelgazamiento se tiene una sección litosférica que consta de

una corteza con espesor y una densidad, por debajo de la cual se tiene el manto

litosferico con una densidad y todo el conjunto forma el espesor YL.

Después que ocurre el rifting el espesor de la corteza se reduce, por encima de la cual

queda un espacio YS, es decir, el volumen disponible para contener sedimentos ρS. La

segunda sección se encuentra en equilibrio isostático, las presiones en cualquiera de

los puntos en la base de la litosfera es igual. Pero se encuentra en desequilibrio desde

el punto de vista termal debido a que la isoterma de 1300 °C comienza a ascender;

luego el rifting pasivo genera esfuerzos laterales. Si estos esfuerzos son eliminados (la

cual producen el adelgazamiento) la isoterma bajaría hasta llegar a su posición original

(por perdidas de calor), aumentando la densidad, lo cual permite que el basamento se

hunda.

Después del rifting se forma el cuello donde se adelgaza la corteza al igual que la

litosfera, la astenosfera sube y ocupa un determinado volumen; en este caso particular

el β no es constante (no existe uniformidad) por lo que no se puede comparar con el

modelo de Makenzie. Desde el punto de vista termal, los efectos del rift hacen que la

isoterma cambie de posición, lo que trae como consecuencia que la corteza y la litosfera

sean más delgadas a medida que ocurre el proceso.

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GEOSINCLINAL AULACOGENO

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Referencias bibliográficas

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Allen, P.A. and Allen J.R. (1990) Basin Analyis, Principles and

Applications, Blackwell Science Publications, Chapters 1-5.

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