Carga de reparto

Los bultos de carga son protuberancias, bultos y lóbulos que se pueden formar en los planos de estratificación que separan las capas de rocas sedimentarias . Los bultos "cuelgan" de la capa superior a la capa inferior y, por lo general, se forman con un espaciamiento bastante igual. Estas características se forman durante la deformación de sedimentos blandos poco después del enterramiento de sedimentos, antes de que los sedimentos se litifiquen . Pueden crearse cuando una capa más densa de sedimento se deposita sobre un sedimento menos denso. Esta disposición es gravitacionalmente inestable, lo que fomenta la formación de una inestabilidad de Rayleigh-Taylor si el sedimento se licua (por ejemplo, por un choque sísmico impuesto). Una vez que los sedimentos pueden fluir, la inestabilidad crea los lóbulos y las protuberancias "colgantes" de los bultos de carga a medida que las columnas de sedimento más denso descienden a la capa menos densa.

Los moldes de carga son un tipo común de marcado de suela .

La expresión "carga moldeada", a veces también llamada estructura de carga, se refiere a una carga (la capa más densa) que se hunde en su molde (molde) subyacente (menos denso). Las estructuras de llama , las ondas de carga y las anticrestas están relacionadas con las cargas moldeadas .

Los desarrollos extremos de los depósitos de carga son los pseudonódulos y las estructuras de bolas y almohadas . En estos casos extremos, el lóbulo colgante se desprende casi o completamente del lecho suprayacente, lo que da lugar a masas aparentemente aisladas del material suprayacente que flotan en el lecho inferior.

Los sedimentólogos Theodor Fuchs fueron los primeros en describir científicamente los desprendimientos de carga en 1895, y los llamaron en alemán Fließwülste (crestas de flujo, verrugas de flujo). ^[1] También reprodujo la estructura experimentalmente. Estudios posteriores fueron realizados por Henry Clifton Sorby en 1908, Paul Kukuk en 1920 y Robert Shrock en 1948.

Los moldes de carga se forman en la parte inferior de la capa más densa suprayacente ( arenas , arenas gruesas o gravas ), que se superpone a una capa hidroplástica menos densa ( lodos , limos o arenas más finas). Los moldes toman la forma de ligeras protuberancias, hinchazones, sacos profundos o redondeados, excrecencias nudosas o protuberancias muy irregulares. De perfil, aparecen como una fila de masas aplanadas en forma de lóbulos de tamaño, forma y espaciamiento similares que se abultan en la capa inferior. Entre los lóbulos penetran dedos similares a llamas o formas similares a diapiros de la capa subyacente menos densa. En 3-D, los lóbulos revelan formas equivalentes a almohadas alargadas separadas entre sí por hendiduras estrechas. De perfil, la sucesión de lóbulos y dedos se puede modelar como una fila de lóbulos semicirculares que se tocan entre sí en las puntas de los dedos; en consecuencia, se puede atribuir una longitud de onda característica L a los lóbulos. Según el contraste de densidad y viscosidad de las capas específicas, la longitud de onda producida por la inestabilidad varía considerablemente, con valores que generalmente oscilan entre unos pocos milímetros y 10 centímetros. Se han descrito ejemplos extremos con longitudes de onda de hasta 10 metros.

Normalmente, los lóbulos/bolsas y los dedos/diapiros son relativamente simétricos respecto de la vertical, pero pueden volverse asimétricos en algunos lugares. Luego se inclinan en una dirección constante, generalmente interpretada como la dirección de la paleocorriente . Los moldes de carga asimétricos se denominan moldes escamiformes o de flujo . Es importante señalar que en los moldes de carga los dedos en forma de llama nunca perforan completamente la capa superior, mientras que en las estructuras en forma de llama sí lo hacen.

Los depósitos de carga aparecen en entornos deposicionales muy diferentes . Son más comunes en turbiditas , pero también pueden aparecer en entornos fluviales y marinos poco profundos . Ocasionalmente aparecen en sedimentos lacustres . Incluso se han encontrado en sucesiones ígneas y piroclásticas estratificadas . ^[2] Buenos ejemplos provienen de la Serie Volcánica de Borrowdale en el Distrito de los Lagos de Inglaterra y de la Formación Carbonífera Bude del suroeste de Inglaterra.

Esencial para la formación de coladas de carga es una estratificación de densidad invertida, que es inestable bajo la gravedad, es decir, la energía potencial del sistema en capas no es mínima. Las coladas de carga son un ejemplo de la inestabilidad de una interfaz en una disposición gravitacionalmente inestable de sedimentos en capas. ^[3] La inestabilidad involucrada se llama inestabilidad de Rayleigh-Taylor , cuyas fuerzas impulsoras se deben a la flotabilidad .

Sin embargo, la inestabilidad es sólo latente , ya que depende de la licuefacción para hacerse real. El proceso de licuefacción implica una pérdida considerable o casi completa de la resistencia a la fluencia de la capa involucrada. Este importante requisito previo ha sido apreciado desde Sorby en 1908 (y más tarde por Shrock en 1948), quien reconoció la condición hidroplástica de la capa inferior. Sobre la base de que la licuefacción está vinculada a choques, Sims pudo en 1975 correlacionar la formación de depósitos de carga en depósitos lacustres modernos con terremotos históricos que habían licuado los sedimentos. ^[4]

• Allen JRL (1984). Estructuras sedimentarias. Su carácter y base física . Elsevier. ISBN  0-444-42232-3
• Allen JRL (1985). Principios de sedimentología física . Chapman & Hall. ISBN 0-412-53090-2 
• Reineck HE y Singh IB (1980). Entornos sedimentarios deposicionales . Springer-Verlag. ISBN 0-387-10189-6