Cargar

Las estructuras de carga son abultamientos, protuberancias y lóbulos que se forman en los planos de estratificación que separan las capas de rocas sedimentarias . Estas protuberancias "cuelga" de la capa superior hacia la inferior y, por lo general, se forman con un espaciamiento bastante uniforme. Estas formaciones se crean durante la deformación de sedimentos blandos poco después del enterramiento, antes de que los sedimentos se litifiquen . Pueden crearse cuando una capa de sedimento más densa se deposita sobre una menos densa. Esta disposición es gravitacionalmente inestable, lo que favorece la formación de una inestabilidad de Rayleigh-Taylor si el sedimento se licúa (por ejemplo, debido a un sismo). Una vez que los sedimentos pueden fluir, la inestabilidad crea los lóbulos y protuberancias "colgantes" de las estructuras de carga a medida que las plumas del sedimento más denso descienden hacia la capa menos densa.

Las marcas de carga son un tipo común de marcado de la suela .

La expresión "estructura de carga", también conocida como "molde de carga", se refiere a una carga (la capa más densa) que se hunde en el molde subyacente (menos denso ). Relacionadas con las estructuras de carga se encuentran las estructuras de llama , las ondas de carga y las anticrestas .

Los casos extremos de formación de depósitos de carga son los pseudonódulos y las estructuras de bola y almohada . En estos casos extremos, el lóbulo colgante se desprende casi por completo del lecho suprayacente, lo que da lugar a masas aparentemente aisladas del material suprayacente que flotan en el lecho inferior.

Las estructuras de carga fueron descritas científicamente por primera vez por el sedimentólogo Theodor Fuchs en 1895, quien las denominó 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.

Se forman moldes de carga en la parte inferior de la capa suprayacente más densa ( arenas , arenas gruesas o gravas ), que se superpone a una capa hidroplástica menos densa ( lodos , limos o arenas finas). Estos moldes adoptan la forma de ligeros abultamientos, hinchazones, sacos profundos o redondeados, excrecencias nodulares o protuberancias muy irregulares. De perfil, aparecen como una hilera de masas aplanadas y lobuladas de tamaño, forma y espaciamiento similares que se abultan en la capa inferior. Entre los lóbulos penetran formas de dedos en forma de llama o de diapiro desde la capa subyacente menos densa. En 3D, los lóbulos revelan formas de almohada equidimensionales a alargadas separadas entre sí por estrechas hendiduras. De perfil, la sucesión de lóbulos y dedos puede modelarse como una hilera de lóbulos semicirculares que se tocan en las puntas de los dedos; por consiguiente, 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 registrado casos extremos con longitudes de onda de hasta 10  metros.

Normalmente, los lóbulos/bolsas y los dedos/diapiros son relativamente simétricos respecto a la vertical, pero pueden volverse asimétricos en algunos puntos. En esos casos, se inclinan en una dirección constante, que suele interpretarse como la dirección de la paleocorriente . Los moldes de carga asimétricos se denominan moldes escamosos o de flujo . En los moldes de carga, los dedos con forma de llama nunca atraviesan completamente la capa superior, mientras que en las estructuras de llama sí lo hacen.

Los moldes de carga aparecen en ambientes deposicionales muy diversos . Son más comunes en turbiditas , pero también pueden presentarse en ambientes fluviales y marinos someros . 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 inglés y de la Formación Bude del Carbonífero en el suroeste de Inglaterra.

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

Sin embargo, la inestabilidad es solo latente , ya que depende de la licuefacción para manifestarse. El proceso de licuefacción implica una pérdida considerable, casi total, de la resistencia a la fluencia de la capa afectada. Este importante requisito previo se ha reconocido desde Sorby en 1908 (y posteriormente por Shrock en 1948), quien identificó la condición hidroplástica de la capa inferior. Partiendo de la base de que la licuefacción está vinculada a los sismos, Sims pudo en 1975 correlacionar la formación de moldes 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). Ambientes sedimentarios deposicionales . Springer-Verlag. ISBN 0-387-10189-6