Flujos de escombros

Se estudiaron los abanicos aluviales en el campo, principalmente en las regiones desérticas de California, y en el laboratorio. El estudio de campo consistió en un mapeo detallado de partes de cuatro abanicos y trabajos de reconocimiento en más de cien abanicos adicionales. Las características mapeadas incluyeron la naturaleza y la edad de los depósitos, el tamaño del material y el patrón del canal. En el laboratorio se construyeron pequeños abanicos aluviales con lodo y arena transportados a través de un canal hacia una caja de 5 pies por 5 pies bajo condiciones controladas. El material se transporta a los abanicos por flujos de escombros o flujos de agua que siguen un canal principal. Este canal está generalmente incisionado en la cabecera del abanico, porque allí el agua es capaz de transportar en una pendiente más baja el material depositado anteriormente por flujos de escombros. El canal principal emerge a la superficie cerca de un punto intermedio del abanico, denominado aquí "punto de intersección". En los abanicos de laboratorio, la mayor parte de la deposición por encima del punto de intersección es por flujos de escombros que exceden la profundidad del canal incisionado. La deposición fluvial domina por debajo del punto de intersección. Esta relación de deposición probablemente también ocurre en abanicos naturales. En abanicos deficientes en material fino, grandes descargas pueden infiltrarse completamente antes de llegar al pie del abanico. Luego, los escombros gruesos se depositan como masas lobuladas, denominadas aquí "depósitos de tamiz". En muchos aspectos, los depósitos de tamiz se asemejan a los depósitos de flujo de escombros, pero carecen de material fino primario y los lóbulos frescos son altamente permeables.

@article{doi101086627271,
    author = "Hooke, Roger LeB.",
    title = "Procesos en abanicos aluviales de regiones áridas",
    year = "1967",
    journal = "The Journal of Geology",
    abstract = {Se estudiaron los abanicos aluviales en el campo, principalmente en las regiones desérticas de California, y en el laboratorio. El estudio de campo consistió en un mapeo detallado de partes de cuatro abanicos y trabajos de reconocimiento en más de cien abanicos adicionales. Las características mapeadas incluyeron la naturaleza y la edad de los depósitos, el tamaño del material y el patrón del canal. En el laboratorio se construyeron pequeños abanicos aluviales con lodo y arena transportados a través de un canal hacia una caja de 5 pies por 5 pies bajo condiciones controladas. El material se transporta a los abanicos por flujos de escombros o flujos de agua que siguen un canal principal. Este canal está generalmente incisionado en la cabecera del abanico, porque allí el agua es capaz de transportar en una pendiente más baja el material depositado anteriormente por flujos de escombros. El canal principal emerge a la superficie cerca de un punto intermedio del abanico, denominado aquí "punto de intersección". En los abanicos de laboratorio, la mayor parte de la deposición por encima del punto de intersección es por flujos de escombros que exceden la profundidad del canal incisionado. La deposición fluvial domina por debajo del punto de intersección. Esta relación de deposición probablemente también ocurre en abanicos naturales. En abanicos deficientes en material fino, grandes descargas pueden infiltrarse completamente antes de llegar al pie del abanico. Luego, los escombros gruesos se depositan como masas lobuladas, denominadas aquí "depósitos de tamiz". En muchos aspectos, los depósitos de tamiz se asemejan a los depósitos de flujo de escombros, pero carecen de material fino primario y los lóbulos frescos son altamente permeables.},
    url = "https://doi.org/10.1086/627271",
    doi = "10.1086/627271",
    openalex = "W2036897912",
    references = "doi1010160022169465901010, doi101061jyceaj0000852, doi101086621596, doi101086621915, doi101086623509, doi101098rspa19540186, doi101111j146783061963tb00464x, doi10113000167606195364547moawsc20co2, doi101680ipeds195511843, doi102307213147"
}

RESUMEN El patrón de crecimiento de un abanico marino profundo relaciona los eventos dentro y alrededor de los valles del abanico con la estructura y morfología del abanico abierto. El patrón de crecimiento no puede determinarse sin conocimiento del origen y la historia reciente del sistema de valles del abanico. El mapeo de los abanicos marinos profundos de La Jolla y San Lucas con el paquete de instrumentos arrastrados en profundidad desarrollado en el Laboratorio Físico Marino de la Institución Scripps de Oceanografía detalla la morfología a pequeña escala, la estructura y el relleno interno de los valles del abanico y sugiere los patrones de crecimiento de estos abanicos. El abanico de La Jolla, a 20 km al oeste de la Institución Scripps, tiene un valle del abanico meándrico que se extiende a través de todo el abanico. Excepto en el pie del abanico, el valle profundamente incisionado tiene paredes escalonadas con paredes más empinadas en el exterior de las meandros. Muy bajas presas de bajo relieve bordean el valle del abanico en algunas localidades. El valle erosional actual evita los restos parcialmente enterrados de un sistema distribuidario más antiguo en el abanico inferior. El abanico de San Lucas, frente a la punta sur de la península de Baja California, muestra un lóbulo de depósito de sedimento, o suprafan, debajo del corto valle del abanico con presas que se extiende desde el Cañón de San José. El suprafan aparece como una protuberancia convexa hacia arriba en un perfil radial del abanico. La superficie del suprafan tiene una serie de depresiones discontinuas de hasta 55 m de profundidad y 1 km de ancho. Las depresiones son generalmente asimétricas en sección transversal, comúnmente tienen paredes escalonadas y están subyacentes por arena gruesa y grava. Se interpretan como restos de canales. Un modelo para el crecimiento de abanicos marinos profundos, basado en este estudio, predice que el depósito en un abanico estará localizado en un suprafan al final de grandes valles con presas comúnmente encontrados en, y generalmente confinados a, las partes altas de los abanicos marinos profundos. El suprafan normalmente está en el abanico medio y se caracteriza por numerosos canales distribuidarios más pequeños. La rápida aggradación en el suprafan junto con la migración y meandros de los canales produce una superficie marcada por depresiones aisladas o restos de canales. El depósito uniforme, produciendo una morfología de media concha simétrica, resulta del desplazamiento a través del tiempo de los valles del abanico a través del área del abanico.

@article{doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d,
    author = "Normark, William R.",
    title = "Growth Patterns of Deep-Sea Fans",
    year = "1970",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "RESUMEN El patrón de crecimiento de un abanico marino profundo relaciona los eventos dentro y alrededor de los valles del abanico con la estructura y morfología del abanico abierto. El patrón de crecimiento no puede determinarse sin conocimiento del origen y la historia reciente del sistema de valles del abanico. El mapeo de los abanicos marinos profundos de La Jolla y San Lucas con el paquete de instrumentos arrastrados en profundidad desarrollado en el Laboratorio Físico Marino de la Institución Scripps de Oceanografía detalla la morfología a pequeña escala, la estructura y el relleno interno de los valles del abanico y sugiere los patrones de crecimiento de estos abanicos. El abanico de La Jolla, a 20 km al oeste de la Institución Scripps, tiene un valle del abanico meándrico que se extiende a través de todo el abanico. Excepto en el pie del abanico, el valle profundamente incisionado tiene paredes escalonadas con paredes más empinadas en el exterior de las meandros. Muy bajas presas de bajo relieve bordean el valle del abanico en algunas localidades. El valle erosional actual evita los restos parcialmente enterrados de un sistema distribuidario más antiguo en el abanico inferior. El abanico de San Lucas, frente a la punta sur de la península de Baja California, muestra un lóbulo de depósito de sedimento, o suprafan, debajo del corto valle del abanico con presas que se extiende desde el Cañón de San José. El suprafan aparece como una protuberancia convexa hacia arriba en un perfil radial del abanico. La superficie del suprafan tiene una serie de depresiones discontinuas de hasta 55 m de profundidad y 1 km de ancho. Las depresiones son generalmente asimétricas en sección transversal, comúnmente tienen paredes escalonadas y están subyacentes por arena gruesa y grava. Se interpretan como restos de canales. Un modelo para el crecimiento de abanicos marinos profundos, basado en este estudio, predice que el depósito en un abanico estará localizado en un suprafan al final de grandes valles con presas comúnmente encontrados en, y generalmente confinados a, las partes altas de los abanicos marinos profundos. El suprafan normalmente está en el abanico medio y se caracteriza por numerosos canales distribuidarios más pequeños. La rápida aggradación en el suprafan junto con la migración y meandros de los canales produce una superficie marcada por depresiones aisladas o restos de canales. El depósito uniforme, produciendo una morfología de media concha simétrica, resulta del desplazamiento a través del tiempo de los valles del abanico a través del área del abanico.",
    url = "https://doi.org/10.1306/5d25cc79-16c1-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/5d25cc79-16c1-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W1979345769",
    references = "doi101086621596, doi101086623509, doi101086625999, doi101086627271, doi101126science1523721502, doi101130001676061969801859dfpap20co2, doi1013065ceae13616bb11d78645000102c1865d, doi1013065d25c61516c111d78645000102c1865d, doi101306bc743d7f16be11d78645000102c1865d, openalexw580680426"
}

RESUMEN Las corrientes de turbidez pueden generarse en los océanos como parte de la secuencia desde deslizamientos de tierra a través de flujos de escombros hasta el flujo de corriente de turbidez. Tres aspectos de esta secuencia examinados aquí son 1) la transición desde deslizamientos de tierra a flujos de escombros, 2) la mecánica de los flujos de escombros subacuáticos, y 3) la transición desde flujos de escombros subacuáticos al flujo de corriente de turbidez. La transición desde deslizamientos de tierra a flujos de escombros, como se observa en el ambiente subaéreo, ocurre fácilmente si el agua se incorpora a los escombros del deslizamiento mientras son agitados y remodelados durante el movimiento hacia abajo de la pendiente. La remodelación y la incorporación de agua reducen la resistencia y aumentan el comportamiento fluido de los escombros, causando que fluyan en lugar de deslizarse. La incorporación de solo un pequeño porcentaje de agua típicamente disminuye la resistencia de los escombros del deslizamiento en un factor de dos o más; por lo tanto, los escombros del deslizamiento comúnmente se vuelven muy fluidos con la incorporación de una pequeña cantidad de agua. La disponibilidad fácil de agua en el ambiente marino sugiere que las condiciones son favorables para el desarrollo de flujos de escombros subacuáticos desde deslizamientos de tierra subacuáticos. El flujo de escombros ha sido modelado como el flujo de una sustancia plastico-viscosa, que tiene una resistencia al corte y se deforma viscosamente bajo tensiones mayores que la resistencia al corte. Las condiciones requeridas para el movimiento de un flujo de escombros subacuático se describen en términos de un espesor crítico de escombros, que varía directamente con la resistencia e inversamente con el peso específico sumergido y el ángulo de la pendiente. Dentro de un flujo de escombros, el cizallamiento viscoso ocurre donde la tensión de cizallamiento excede la resistencia al corte de los escombros, pero donde la tensión de cizallamiento es menor que la resistencia al corte, el material se transporta como un tapón no deformado. Existen zonas distintas de cizallamiento viscoso y no deformación en un flujo de escombros subacuático. La transición desde un flujo de escombros subacuático a una corriente de turbidez implica una dilución extensa del material del flujo de escombros, reduciendo la densidad de aproximadamente 2.0 gm/cm3 a aproximadamente 1.1 gm/cm3. En experimentos, el material del flujo de escombros subacuático se mezcló con el agua circundante mediante la erosión de material desde la parte frontal del flujo y la eyección del material hacia el agua superpuesta para formar una nube turbulenta diluida (corriente de turbidez). La cantidad de mezcla, y por lo tanto el tamaño de la corriente de turbidez, varió inversamente con la resistencia de los escombros. Las condiciones que causan mezcla en la parte frontal de un flujo de escombros subacuático se ilustran analizando el flujo alrededor de un cuerpo semiesférico, con separación de la capa límite. La turbidez, las corrientes también pueden generarse desde flujos de escombros subacuáticos mediante la mezcla directa de agua en el cuerpo del flujo, detrás de la parte frontal, aunque este tipo de mezcla no se observó en los experimentos. La mezcla en el cuerpo del flujo puede resultar de la inestabilidad del flujo, ya sea rompiendo ondas de interfaz o mediante transferencia de momento asociada con la turbulencia, pero la información disponible sugiere que la mezcla debida a la inestabilidad se inhibe por la presencia de arcilla y sólidos granulares gruesos en los escombros. La mezcla por erosión desde la parte frontal de un flujo de escombros se favorece como un proceso más típico de generación de corrientes de turbidez porque esta mezcla es una consecuencia natural de los escombros fluyendo a través del agua; no requiere condiciones especiales para operar.

@article{doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d,
    author = "Hampton, Monty A.",
    title = "El papel de los flujos de escombros subacuáticos en la generación de corrientes de turbidez",
    year = "1972",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "RESUMEN Las corrientes de turbidez pueden generarse en los océanos como parte de la secuencia desde deslizamientos de tierra a través de flujos de escombros hasta el flujo de corrientes de turbidez. Tres aspectos de esta secuencia examinados aquí son 1) la transición desde deslizamientos de tierra a flujos de escombros, 2) la mecánica de los flujos de escombros subacuáticos, y 3) la transición desde flujos de escombros subacuáticos a flujo de corriente de turbidez. La transición desde deslizamientos de tierra a flujos de escombros, como se observa en el ambiente subaéreo, ocurre fácilmente si el agua se incorpora a los escombros del deslizamiento mientras son agitados y remodelados durante el movimiento hacia abajo de la pendiente. La remodelación y la incorporación de agua reducen la resistencia y aumentan el comportamiento fluido de los escombros, provocando que fluyan en lugar de deslizarse. La incorporación de solo un pequeño porcentaje de agua típicamente disminuye la resistencia de los escombros del deslizamiento en un factor de dos o más; por lo tanto, los escombros del deslizamiento comúnmente se vuelven muy fluidos con la incorporación de una pequeña cantidad de agua. La disponibilidad fácil de agua en el ambiente marino sugiere que las condiciones son favorables para el desarrollo de flujos de escombros subacuáticos desde deslizamientos de tierra subacuáticos. El flujo de escombros ha sido modelado como el flujo de una sustancia plastico-viscosa, que tiene una resistencia al corte y se deforma viscosamente bajo tensiones mayores que la resistencia al corte. Las condiciones requeridas para el movimiento de un flujo de escombros subacuático se describen en términos de un espesor crítico de escombros, que varía directamente con la resistencia e inversamente con el peso específico sumergido y el ángulo de la pendiente. Dentro de un flujo de escombros, el cizallamiento viscoso ocurre donde la tensión de cizallamiento excede la resistencia al corte de los escombros, pero donde la tensión de cizallamiento es menor que la resistencia al corte, el material se transporta como un tapón no deformado. Existen zonas distintas de cizallamiento viscoso y no deformación en un flujo de escombros subacuático. La transición desde un flujo de escombros subacuático a una corriente de turbidez implica una dilución extensa del material del flujo de escombros, reduciendo la densidad de aproximadamente 2.0 gm/cm3 a aproximadamente 1.1 gm/cm3. En experimentos, el material del flujo de escombros subacuático se mezcló con el agua circundante mediante la erosión de material desde la parte frontal del flujo y la eyección del material hacia el agua superpuesta para formar una nube turbulenta diluida (corriente de turbidez). La cantidad de mezcla, y por lo tanto el tamaño de la corriente de turbidez, varió inversamente con la resistencia de los escombros. Las condiciones que causan mezcla en la parte frontal de un flujo de escombros subacuático se ilustran analizando el flujo alrededor de un cuerpo semiesférico, con separación de la capa límite. La turbidez, las corrientes también pueden generarse desde flujos de escombros subacuáticos mediante la mezcla directa de agua en el cuerpo del flujo, detrás de la parte frontal, aunque este tipo de mezcla no se observó en los experimentos. La mezcla en el cuerpo del flujo puede resultar de la inestabilidad del flujo, ya sea rompiendo ondas de interfaz o mediante transferencia de momento asociada con la turbulencia, pero la información disponible sugiere que la mezcla debida a la inestabilidad se inhibe por la presencia de arcilla y sólidos granulares gruesos en los escombros. La mezcla por erosión desde la parte frontal de un flujo de escombros se favorece como un proceso más típico de generación de corrientes de turbidez porque esta mezcla es una consecuencia natural de los escombros fluyendo a través del agua; no requiere condiciones especiales para operar.",
    url = "https://doi.org/10.1306/74d7262b-2b21-11d7-8648000102c1865d",
    doi = "10.1306/74d7262b-2b21-11d7-8648000102c1865d",
    openalex = "W2134038787"
}

@book{fisher1972clastic2,
    author = "Fisher, W. L. y Brown, L. F. y Jr",
    title = "Sistemas de depósito clásticos: un enfoque genético para el análisis de facies",
    year = "1972",
    publisher = "Bureau of Economic Geology: University of Texas at Austin, p. 161-183",
    note = "talkorigins_source = {true}; raw_reference = {Fisher, W. L., y Brown, L. F., Jr., 1972, Sistemas de depósito clásticos: un enfoque genético para el análisis de facies: Bureau of Economic Geology: University of Texas at Austin, p. 161-183.}"
}

@book{walker1973moppingup6,
    author = "Walker, R. G",
    title = "Mopping-up the turbidite mess, in Ginsburg, R. N., ed., Evolving Concepts in Sedimentology",
    year = "1973",
    publisher = "Baltimore, John Hopkins Press, p. 1-37",
    note = "talkorigins_source = {true}; raw_reference = {Walker, R. G., 1973, Mopping-up the turbidite mess, in Ginsburg, R. N., ed., Evolving Concepts in Sedimentology: Baltimore, John Hopkins Press, p. 1-37.}"
}

@misc{nelson1974depositional4,
    author = "Nelson, C. H. y Nilsen, T. H",
    title = "Tendencias de depósito de abanicos profundos marinos modernos y antiguos, en Sedimentación Geosinclinal Moderna y Antigua",
    year = "1974",
    howpublished = "SEPM Publicación Especial 19, p. 69-91",
    note = "talkorigins\_source = {true}; raw\_reference = {Nelson, C. H., y Nilsen, T. H., 1974, Tendencias de depósito de abanicos profundos marinos modernos y antiguos, en Sedimentación Geosinclinal Moderna y Antigua: SEPM Publicación Especial 19, p. 69-91.}"
}

RESUMEN Aparte de las secuencias de Bouma, los patrones recurrentes de sedimentación pueden reconocerse en dos niveles jerárquicos en las formaciones turbidíticas de los Apeninos septentrionales. Los ciclos de primer orden (conjuntos de turbiditas) abarcan la mayor parte del relleno del cuenca, mientras que los ciclos de segundo orden (megasecuencias) ocurren como grupos organizados de lechos de 2-70 m de espesor dentro de los conjuntos. La Formación Marnoso-arenacea (Mioceno Inferior-Superior) es un ejemplo de un conjunto progradacional o con superposición lateral con tendencia de engrosamiento y coarsening hacia arriba. La Formación Laga (Mioceno Superior-Plioceno Inferior) se caracteriza por una tendencia transgresiva (retrogradacional) o con superposición lateral. Los cambios verticales de facies pueden ir en ambas direcciones a través de los siguientes pasos: llanura de cuenca, abanico exterior, abanico medio, abanico interior, depósitos de pendiente (= progradando, = retrocediendo). Ambos conjuntos están encerrados por pelitas hemipelágicas y depósitos caóticos, siendo el inicio de la sedimentación turbidítica gradual en el caso progradacional y abrupto (erosión a gran escala) en el caso inverso. Los ciclos de segundo orden se suceden uno tras otro o están separados por secuencias monótonas (uniformes o con estratificación irregular) de espesor extremadamente variable (2 a más de 1.000 m) compuestas tanto por depósitos de abanico (de ribera, de borde) como por depósitos de llanura de cuenca (con lechos clave lateralmente continuos hasta 175 km). La tendencia de los ciclos puede ser asimétrica (llamada positiva cuando los lechos se adelgazan hacia arriba, negativa cuando se engrosan hacia arriba), simétrica, compuesta o indefinible. Los lechos gruesos a masivos con relación arena/arcilla >> 1 o > 1 y divisiones gruesas bien desarrolladas (productos de corrientes turbidíticas de alta densidad, flujos granulares, flujos de escombros, flujos fluidizados) forman la porción de lechos más gruesos de los ciclos y a veces todo el ciclo. Se analizaron y subdividieron 132 ciclos en simples y complejos (= múltiples o compuestos). Al dividir los ciclos múltiples en componentes simples, se alcanzó un total de 170 ciclos. Treinta y nueve de ellos fueron medidos en depósitos canalizados, 131 en turbiditas no canalizadas, con exposiciones lateralmente continuas que permiten la distinción. Los resultados del análisis de secuencias se ilustran mediante perfiles columnares y diagramas de espesor de lechos, es decir, diagramas CD (división gruesa) y L (capa). El ochenta por ciento de los ciclos canalizados muestra una tendencia positiva, mientras que una tendencia negativa caracteriza al 60% de los ciclos no canalizados. Esto refuerza la hipótesis de que la mayoría de los ciclos positivos reflejan el relleno de canales de abanico, mientras que los ciclos negativos son la expresión de lóbulos deposicionales progradacionales, es decir, áreas localizadas de acumulación preferente de arena frente a los canales distributarios. Entre los ciclos progradacionales, se hizo una distinción entre tipos de acreción rápida y lenta mediante el número relativo de lechos (relación L/T), el número relativo de divisiones gruesas (relación L/CD) y la frecuencia de hemipelágicos intercalados. Se discute la posible naturaleza no progradacional de algunos ciclos más lentos; podrían reflejar alternativamente fases esporádicas de acumulación de arena en el ambiente de llanura de cuenca debido a flujos masivos desencadenados por eventos tectónicos y que eluden el sistema de abanico (o independientes de un sistema de abanico). Se muestran intentos de correlación de ciclos negativos tanto a favor como en contra de la corriente.

@article{doi101306212f6cb72b2411d78648000102c1865d,
    author = "Ricci-Lucchi, Franco",
    title = "Ciclos de deposición en dos formaciones de turbiditas de los Apeninos septentrionales",
    year = "1975",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "RESUMEN Aparte de las secuencias de Bouma, se pueden reconocer patrones recurrentes de sedimentación en dos niveles jerárquicos en formaciones de turbiditas de los Apeninos septentrionales. Los ciclos de primer orden (conjuntos de turbiditas) abarcan la mayor parte del relleno del cuenca; los ciclos de segundo orden (megasecuencias) ocurren como grupos organizados de lechos de 2-70 m de espesor dentro de los conjuntos. La Marnoso-arenacea (Mioceno Inferior-Superior) es un ejemplo de un conjunto progradacional o con superposición lateral con tendencia de engrosamiento y coarsening hacia arriba. La Formación Laga (Mioceno Superior-Plioceno Inferior) se caracteriza por una tendencia transgresiva (retrogradacional) o con superposición lateral. Los cambios verticales de facies pueden ir en ambas direcciones a través de los siguientes pasos: llanura de cuenca, abanico exterior, abanico medio, abanico interior, depósitos de pendiente (= progradacional, = retrocedente). Ambos conjuntos están encerrados por pelitas hemipelágicas y depósitos caóticos, siendo el inicio de la sedimentación de turbiditas gradual en el caso progradacional y abrupto (erosión a gran escala) en el caso inverso. Los ciclos de segundo orden se suceden uno tras otro o están separados por secuencias monótonas (uniformes o con estratificación irregular) de espesor extremadamente variable (2 a más de 1.000 m) compuestas tanto por depósitos de abanico (sobrebanco, borde) como por depósitos de llanura de cuenca (con lechos clave lateralmente continuos hasta 175 km). La tendencia de los ciclos puede ser asimétrica (llamada positiva cuando los lechos se adelgazan hacia arriba, negativa cuando se engrosan hacia arriba), simétrica, compuesta o indefinible. Lechos gruesos a masivos con relación arena/arcilla >> 1 o > 1 y divisiones gruesas bien desarrolladas (productos de corrientes de turbidez de alta densidad, flujos de grano, flujos de escombros, flujos fluidizados) forman la porción de lechos más gruesos de los ciclos y a veces todo el ciclo. Se analizaron y subdividieron 132 ciclos en simples y complejos (= múltiples o compuestos). Al dividir los ciclos múltiples en componentes simples, se alcanzó un total de 170 ciclos. Treinta y nueve de ellos fueron medidos en depósitos canalizados, 131 en turbiditas no canalizadas, con exposiciones lateralmente continuas que permiten la distinción. Los resultados del análisis de secuencias se ilustran mediante perfiles columnares y diagramas de espesor de lechos, es decir, diagramas CD (división gruesa) y L (capa). El ochenta por ciento de los ciclos canalizados muestran una tendencia positiva, mientras que una tendencia negativa caracteriza al 60% de los ciclos no canalizados. Esto refuerza la suposición de que la mayoría de los ciclos positivos reflejan el relleno de canales de abanico, mientras que los ciclos negativos son la expresión de lóbulos de deposición progradacionales, es decir, áreas localizadas de acumulación preferente de arena frente a los canales distributarios. Entre los ciclos progradacionales, se hizo una distinción entre tipos de acreción rápida y lenta mediante el número relativo de lechos (relación L/T), el número relativo de divisiones gruesas (relación L/CD) y la frecuencia de hemipelágicas intercaladas. Se discute la posible naturaleza no progradacional de algunos ciclos más lentos; podrían reflejar alternativamente fases esporádicas de acumulación de arena en el ambiente de llanura de cuenca debido a flujos masivos desencadenados por eventos tectónicos y que evitan el sistema de abanico (o independientes de un sistema de abanico). Se muestran intentos de correlación de ciclos negativos tanto a favor como en contra de la corriente.",
    url = "https://doi.org/10.1306/212f6cb7-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    doi = "10.1306/212f6cb7-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    openalex = "W2016995231"
}

@misc{embley1976new1,
    author = "Embley, R. W",
    title = "Nueva evidencia de la ocurrencia de depósitos de flujo de escombros en el mar profundo",
    year = "1976",
    howpublished = "Geología, v. 4, p. 371-374",
    note = "talkorigins\_source = {true}; raw\_reference = {Embley, R. W., 1976, Nueva evidencia de la ocurrencia de depósitos de flujo de escombros en el mar profundo: Geología, v. 4, p. 371-374.}"
}

Resumen Se pueden definir cinco facies principales de rocas clásticas de aguas profundas: turbiditas clásicas, areniscas masivas, areniscas con guijarros, conglomerados y flujos de escombros (con deslizamientos y derrumbes). Las turbiditas clásicas consisten en areniscas y lutitas intercaladas paralelas de manera monótona, sin canalización; las estructuras sedimentarias internas incluyen gradación, laminación paralela y laminación cruzada. Las areniscas masivas son más gruesas, de grano más grueso y comúnmente canalizadas. Carecen de las estructuras sedimentarias de las turbiditas clásicas, pero contienen evidencia de deshidratación durante la deposición. Las areniscas con guijarros tienden a estar bien graduadas y pueden contener estratificación paralela y estratificación cruzada a gran escala. Los conglomerados se caracterizan por gradación inversa y normal, estratificación paralela y cruzada, y comúnmente tienen una textura de clastos preferente (imbricación). Tanto las areniscas con guijarros como los conglomerados comúnmente son canalizados. Las facies pueden encajar en un modelo de deposición de abanicos submarinos. Los abanicos modernos se subdividen en un abanico superior (suprafan), caracterizado por (1) un único canal profundo con diques, (2) un abanico medio, construido a partir de lóbulos del suprafan que cambian periódicamente de posición, y (3) un abanico inferior topográficamente suave. Los lóbulos del suprafan tienen canales someros y entrelazados en sus partes internas, pero los lóbulos externos del suprafan son suaves y se gradúan hacia la cuenca formando el abanico inferior suave y la llanura de la cuenca. Los lóbulos suaves del suprafan y el abanico inferior se caracterizan por la deposición de la facies de turbiditas clásicas, y la parte entrelazada de los lóbulos del suprafan por areniscas masivas y con guijarros. Cuando un lóbulo es abandonado y otro comienza a progradar en otro lugar, el primer lóbulo queda cubierto por lodo, formando un posible trampa estratigráfica. El canal del abanico superior es un área de deposición de sedimentos gruesos, o conglomerados donde el grava y los bloques se suministran a la cuenca. Durante la progradación del abanico, pueden formarse secuencias de facies que se engrosan y se coarsen hacia arriba de una manera análoga a las de los deltas. Los canales de los abanicos también pueden ser abandonados progresivamente, formando secuencias que se adelgazan y se afinan hacia arriba similares a las de canales fluviales o distributarios. Estas secuencias pueden identificarse en registros eléctricos. Donde las lutitas de la cuenca actúan como áreas fuente de hidrocarburos, las turbiditas clásicas pueden actuar como conductos, llevando los hidrocarburos a las areniscas masivas y con guijarros más gruesas y lateralmente coalescidas de los lóbulos entrelazados del suprafan. Estos cuerpos pueden tener un diámetro del orden de 25 km y hasta 100 m de espesor. Los depósitos gruesos del canal del abanico superior también podrían formar buenos yacimientos, siendo delimitados por lutitas (depósitos de diques) a ambos lados, y posiblemente por lutitas por encima si el sistema de canal del abanico es abandonado. Tales canales pueden tener decenas de kilómetros de longitud, varios kilómetros de ancho y unos cientos de metros de profundidad. Los yacimientos pueden estar presentes en todos estos entornos.

@article{doi101306c1ea4f7716c911d78645000102c1865d,
    author = "Walker, Roger G.",
    title = "Facies de arenisca de aguas profundas y abanicos submarinos antiguos: modelos para la exploración de trampas estratigráficas",
    year = "1978",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Resumen Se pueden definir cinco facies principales de rocas clásticas de aguas profundas: turbiditas clásicas, areniscas masivas, areniscas con cantos rodados, conglomerados y flujos de escombros (con deslizamientos y deslizamientos). Las turbiditas clásicas consisten en areniscas y arcillas intercaladas paralelas de manera monótona, sin canalización; las estructuras sedimentarias internas incluyen gradación, laminación paralela y laminación cruzada. Las areniscas masivas son más gruesas, más gruesas y comúnmente canalizadas. Carecen de las estructuras sedimentarias de las turbiditas clásicas, pero contienen evidencia de deshidratación durante la deposición. Las areniscas con cantos rodados tienden a estar bien graduadas y pueden contener estratificación paralela y estratificación cruzada a gran escala. Los conglomerados se caracterizan por gradación inversa y normal, estratificación paralela y cruzada, y comúnmente tienen una textura de clastos preferente (imbricación). Tanto las areniscas con cantos rodados como los conglomerados comúnmente son canalizados. Las facies pueden encajar en un modelo de deposición de abanicos submarinos. Los abanicos modernos se subdividen en un abanico superior (suprafan), caracterizado por (1) un único canal profundo con diques, (2) un abanico medio, construido a partir de lóbulos del suprafan que cambian periódicamente de posición, y (3) un abanico inferior topográficamente suave. Los lóbulos del suprafan tienen canales someros y entrelazados en sus partes internas, pero los lóbulos externos del suprafan son suaves y se gradúan hacia el abanico inferior suave y la llanura del cuenca. Los lóbulos suaves del suprafan y el abanico inferior se caracterizan por la deposición de la facies de turbidita clásica, y la parte entrelazada de los lóbulos del suprafan por areniscas masivas y con cantos rodados. Cuando un lóbulo es abandonado y otro comienza a progradar en otro lugar, el primer lóbulo queda cubierto por lodo, formando una trampa estratigráfica potencial. El canal del abanico superior es un área de deposición de sedimentos gruesos, o conglomerados donde se suministran grava y bloques al cuenca. Durante la progradación del abanico, pueden formarse secuencias de facies que se engrosan y se vuelven más gruesas hacia arriba de manera análoga a las de los deltas. Los canales del abanico también pueden ser abandonados progresivamente, formando secuencias que se adelgazan y se vuelven más finas hacia arriba, similares a las de canales fluviales o distributarios. Estas secuencias pueden identificarse en registros eléctricos. Donde las arcillas del cuenca actúan como áreas fuente de hidrocarburos, las turbiditas clásicas pueden actuar como conductos, llevando los hidrocarburos a las areniscas masivas y con cantos rodados más gruesas y lateralmente coalescidas de los lóbulos entrelazados del suprafan. Estos cuerpos pueden tener un diámetro del orden de 25 km y hasta 100 m de espesor. Los depósitos gruesos del canal del abanico superior también podrían formar buenos yacimientos, estando delimitados por arcillas (depósitos de diques) a ambos lados, y posiblemente por arcillas por encima si el sistema de canal del abanico es abandonado. Tales canales pueden tener decenas de kilómetros de longitud, varios kilómetros de ancho y unos cientos de metros de profundidad. Los yacimientos pueden estar presentes en todos estos entornos.",
    url = "https://doi.org/10.1306/c1ea4f77-16c9-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/c1ea4f77-16c9-11d7-8645000102c1865d",
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@techreport{normark1978fan5,
    author = "Normark, W. R",
    title = "Valles, canales y lóbulos de depósito en abanicos submarinos modernos",
    year = "1978",
    howpublished = "caracteres para el reconocimiento de ambientes turbiditas arenosas: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 62, p. 912-931",
    note = "talkorigins\_source = {true}; raw\_reference = {Normark, W. R., 1978, Valles, canales y lóbulos de depósito en abanicos submarinos modernos: caracteres para el reconocimiento de ambientes turbiditas arenosas: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 62, p. 912-931.}"
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Se pueden definir cinco facies principales de rocas clásticas de aguas profundas: turbiditas clásicas, areniscas masivas, areniscas con cantos rodados, conglomerados y flujos de escombros (con deslizamientos y deslizamientos). Las turbiditas clásicas consisten en areniscas y lutitas intercaladas paralelas de manera monótona, sin canalización; las estructuras sedimentarias internas incluyen gradación, laminación paralela y laminación cruzada. Las areniscas masivas son más gruesas, más gruesas y comúnmente canalizadas. Carecen de las estructuras sedimentarias de las turbiditas clásicas, pero contienen evidencia de desgasificación durante la deposición. Las areniscas con cantos rodados tienden a estar bien graduadas y pueden contener estratificación paralela y estratificación cruzada a gran escala. Los conglomerados se caracterizan por gradación inversa y normal, estratificación paralela y cruzada, y comúnmente tienen una textura de clastos preferente (imbricación). Tanto las areniscas con cantos rodados como los conglomerados comúnmente son canalizados. Las facies pueden encajar en un modelo de deposición de abanicos submarinos. Los abanicos modernos se subdividen en un abanico superior (suprafan), caracterizado por (1) un único canal profundo con diques, (2) un abanico medio, construido a partir de lóbulos del suprafan que cambian periódicamente de posición, y (3) un abanico inferior topográficamente suave. Los lóbulos del suprafan tienen canales someros y entrelazados en sus partes internas, pero los lóbulos externos del suprafan son suaves y se gradúan hacia la cuenca en el abanico inferior suave y la llanura de la cuenca. Los lóbulos suaves del suprafan y el abanico inferior se caracterizan por la deposición de la facies de turbiditas clásicas, y la parte entrelazada de los lóbulos del suprafan por areniscas masivas y con cantos rodados. Cuando un lóbulo es abandonado y otro comienza a progradar en otro lugar, el primer lóbulo queda cubierto por lodo, formando un posible trampa estratigráfica. El canal del abanico superior es un área de deposición de sedimentos gruesos, o conglomerados donde el gravas y los bloques se suministran a la cuenca. Durante la progradación del abanico, pueden formarse secuencias de facies que se engrosan y se hacen más gruesas hacia arriba de una manera análoga a las de los deltas. Los canales del abanico también pueden ser abandonados progresivamente, formando secuencias que se adelgazan y se hacen más finas hacia arriba, similares a las de los canales fluviales o distributarios. Estas secuencias pueden identificarse en registros eléctricos. Donde las lutitas de la cuenca actúan como áreas fuente de hidrocarburos, las turbiditas clásicas pueden actuar como conductos, llevando los hidrocarburos a las areniscas masivas y con cantos rodados más gruesas y lateralmente coalescidas de los lóbulos entrelazados del suprafan. Estos cuerpos pueden tener un orden de 25 km de diámetro y hasta 100 m de espesor. Los depósitos gruesos del canal del abanico superior también podrían formar buenos yacimientos, estando delimitados por lutitas (depósitos de diques) a ambos lados, y posiblemente por lutitas por encima si el sistema de canal del abanico es abandonado. Tales canales pueden tener decenas de kilómetros de longitud, varios kilómetros de ancho y unos cientos de metros de profundidad. Los yacimientos pueden estar presentes en todos estos entornos.

@article{doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d,
    author = "Aalto, K. R.",
    title = "Facies de arenisca de aguas profundas y abanicos submarinos antiguos: modelos para la exploración de trampas estratigráficas: Discusión",
    year = "1979",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Se pueden definir cinco facies principales de rocas clásticas de aguas profundas: turbiditas clásicas, areniscas masivas, areniscas con guijarros, conglomerados y flujos de escombros (con deslizamientos y deslizamientos). Las turbiditas clásicas consisten en areniscas y arcillas intercaladas paralelas de manera monótona sin canalización; las estructuras sedimentarias internas incluyen gradación, laminación paralela y laminación cruzada. Las areniscas masivas son más gruesas, más gruesas y comúnmente canalizadas. Carecen de las estructuras sedimentarias de las turbiditas clásicas, pero contienen evidencia de deshidratación durante la deposición. Las areniscas con guijarros tienden a estar bien graduadas y pueden contener estratificación paralela y estratificación cruzada a gran escala. Los conglomerados se caracterizan por gradación inversa y normal, estratificación paralela y cruzada, y comúnmente tienen una textura de clastos preferente (imbricación). Tanto las areniscas con guijarros como los conglomerados comúnmente son canalizados. Las facies pueden encajar en un modelo de deposición de abanicos submarinos. Los abanicos modernos se subdividen en un abanico superior (suprafan), caracterizado por (1) un único canal profundo con diques, (2) un abanico medio, construido a partir de lóbulos del suprafan que cambian periódicamente de posición, y (3) un abanico inferior topográficamente suave. Los lóbulos del suprafan tienen canales someros y entrelazados en sus partes internas, pero los lóbulos externos del suprafan son suaves y se gradúan hacia el abanico inferior suave y la llanura del cuenca. Los lóbulos suaves del suprafan y el abanico inferior se caracterizan por la deposición de la facies de turbidita clásica, y la parte entrelazada de los lóbulos del suprafan por areniscas masivas y con guijarros. Cuando un lóbulo es abandonado y otro comienza a progradar en otro lugar, el primer lóbulo queda cubierto por lodo, formando una posible trampa estratigráfica. El canal del abanico superior es un área de deposición de sedimentos gruesos, o conglomerados donde se suministran grava y bloques al cuenca. Durante la progradación del abanico, pueden formarse secuencias de facies que se engrosan y se vuelven más gruesas hacia arriba de manera análoga a las de los deltas. Los canales del abanico también pueden ser abandonados progresivamente, formando secuencias que se adelgazan y se vuelven más finas hacia arriba, similares a las de canales fluviales o distributarios. Estas secuencias pueden identificarse en registros eléctricos. Donde las arcillas del cuenca actúan como áreas de origen de hidrocarburos, las turbiditas clásicas pueden actuar como conductos, llevando los hidrocarburos a las areniscas masivas y con guijarros más gruesas y lateralmente coalescidas de los lóbulos entrelazados del suprafan. Estos cuerpos pueden tener un diámetro del orden de 25 km y hasta 100 m de espesor. Los depósitos gruesos del canal del abanico superior también podrían formar buenos yacimientos, estando delimitados por arcillas (depósitos de diques) a ambos lados, y posiblemente por arcillas por encima si el sistema de canal del abanico es abandonado. Tales canales pueden tener decenas de kilómetros de longitud, varios kilómetros de ancho y unos cientos de metros de profundidad. Los yacimientos pueden estar presentes en todos estos entornos.",
    url = "https://doi.org/10.1306/2f9182e3-16ce-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/2f9182e3-16ce-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2056452793",
    references = "doi1010160016714277900096, doi101086625710, doi101111j136530911975tb00290x, doi101111j136530911976tb00051x, doi101111j136530911977tb00122x, doi101130001676061969801859dfpap20co2, doi10113000167606197586737gfmfrc20co2, doi1013065d25c0f916c111d78645000102c1865d, doi1013065d25c2d316c111d78645000102c1865d, doi1013065d25c61516c111d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d, doi102110scn7502, openalexw3120543430, paine1968stratigraphy"
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@article{nardin1979a3,
    author = "Nardin, T. R. y Hein, F. J. y Gorsline, D. S. y Edwards, B. D",
    title = "Revisión de los procesos de movimiento de masa, características sedimentarias y acústicas, y contrastes entre sistemas de pendiente y base de pendiente versus sistemas de cañón-cono-fondo de cuenca, en Geología de las Pendientes Continentales",
    year = "1979",
    journal = "Publicación Especial SEPM 27, p. 61-73",
    note = "talkorigins_source = {true}; raw_reference = {Nardin, T. R., Hein, F. J., Gorsline, D. S., y Edwards, B. D., 1979, Revisión de los procesos de movimiento de masa, características sedimentarias y acústicas, y contrastes entre sistemas de pendiente y base de pendiente versus sistemas de cañón-cono-fondo de cuenca, en Geología de las Pendientes Continentales: Publicación Especial SEPM 27, p. 61-73.}"
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RESUMEN Cuatro mecanismos principales de deposición son efectivos en la formación de depósitos de flujos gravitacionales de sedimentos. Los granos depositados por sedimentación por tracción y sedimentación por suspensión responden individualmente y se acumulan directamente de las cargas de lecho y suspendidas, respectivamente. Aquellos depositados por congelamiento friccional y congelamiento cohesivo interactúan mediante contacto friccional o fuerzas cohesivas, respectivamente, y se depositan colectivamente, usualmente mediante formación de tapón. La deposición de sedimentos desde flujos de sedimentos individuales comúnmente involucra más de uno de estos mecanismos actuando ya sea en serie a medida que evoluciona el flujo o simultáneamente en diferentes poblaciones de granos. La deposición desde corrientes turbiditas se trata en términos de tres poblaciones de granos dinámicas: 1) partículas de tamaño arcilla a arena media que pueden estar completamente suspendidas como granos individuales por la turbulencia del flujo, 2) arena de grano grueso a grava de tamaño de guijarro pequeño que pueden estar completamente suspendidas en grandes cantidades principalmente en suspensiones turbulentas altamente concentradas donde la velocidad de caída de los granos se reduce sustancialmente por la sedimentación obstaculizada, y 3) fragmentos de tamaño guijarro y cantos rodados que tienen concentraciones mayores al 10 por ciento hasta 15 por ciento que serán soportados en gran medida por la presión dispersiva resultante de las colisiones de fragmentos y por el levantamiento boyante proporcionado por la mezcla intersticial de agua y sedimento de grano más fino. Los efectos de la sedimentación obstaculizada, la presión dispersiva y el levantamiento boyante de la matriz son dependientes de la concentración, y las poblaciones de granos 2 y 3 probablemente serán transportadas en grandes cantidades solo dentro de flujos que tienen altas concentraciones de partículas, probablemente en exceso del 20 por ciento de sólidos por volumen. Las corrientes turbiditas de baja densidad, compuestas en gran parte de granos de la población 1, típicamente muestran un período inicial de sedimentación por tracción, formando divisiones Bouma (Tb) y Tc), seguidas por una de sedimentación mixta por tracción y suspensión (Td), y un período terminal de sedimentación por suspensión de grano fino (Te). Las cargas de sedimentos de corrientes turbiditas de alta densidad comúnmente incluyen granos que pertenecen a las poblaciones 1, 2 y 3. En consecuencia, la deposición a menudo ocurre como una serie de ondas de sedimentación discretas a medida que los flujos desaceleran y las poblaciones de granos individuales ya no pueden mantenerse en transporte. Cada onda de sedimentación tiende a mostrar mayor inestabilidad y tasa de sedimentación acelerada a medida que evoluciona, pasando de una etapa inicial de sedimentación por tracción, a una de congelamiento friccional mixto y sedimentación por suspensión dentro de alfombras de tracción, a una etapa final de sedimentación por suspensión directa. Secuencias de divisiones de estructura sedimentaria que representan esta sucesión de etapas de deposición se denominan aquí la secuencia ecoR1-3), representando granos de la población 3, y la secuencia S1-3), representando la población 2. La deposición de la carga suspendida de alta densidad deja atrás una corriente turbidita residual de baja densidad compuesta en gran parte de granos de la población 1. En sus extremos distales, las corrientes turbiditas de alta densidad depositan principalmente por sedimentación por suspensión, formando divisiones delgadas (S3). Estas divisiones (S3) son las mismas que Bouma (Ta) y, si posteriormente están selladas por (Tb-e) depositado por los flujos de baja densidad residuales, se convierten en las divisiones basales de turbiditas normales. Los flujos licuados depositan por sedimentación por suspensión de alta densidad directa. Los flujos de granos de arena se caracterizan por congelamiento friccional y sus depósitos están limitados principalmente a unidades de talud de deslizamiento de ángulo de reposo. Los flujos de granos modificados por densidad, en los cuales los fragmentos más grandes son parcialmente soportados por la boyancia de la matriz, y las alfombras de tracción, en las cuales una dispersión friccional densa de granos es impulsada por un flujo turbulento superpuesto, son importantes en la acumulación de depósitos naturales en pendientes submarinas. Los flujos cohesivos de escombros depositan sedimento principalmente por congelamiento cohesivo, comúnmente modificado por sedimentación por suspensión de los fragmentos más grandes.

@article{doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d,
    author = "Lowe, Donald R.",
    title = "Flujos de gravedad sedimentaria: II Modelos de deposición con referencia especial a los depósitos de corrientes turbiditas de alta densidad",
    year = "1982",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "RESUMEN Cuatro mecanismos principales de deposición son efectivos en la formación de depósitos de flujos de gravedad sedimentaria. Los granos depositados por sedimentación por tracción y sedimentación por suspensión responden individualmente y se acumulan directamente desde las cargas de lecho y suspendidas, respectivamente. Aquellos depositados por congelación friccional y congelación cohesiva interactúan a través de contacto friccional o fuerzas cohesivas, respectivamente, y se depositan colectivamente, usualmente mediante la formación de tapones. La deposición sedimentaria desde flujos sedimentarios individuales comúnmente involucra más de uno de estos mecanismos actuando ya sea en serie a medida que evoluciona el flujo o simultáneamente en diferentes poblaciones de granos. La deposición desde corrientes turbiditas se trata en términos de tres poblaciones dinámicas de granos: 1) partículas de tamaño arcilla a arena media que pueden estar completamente suspendidas como granos individuales por la turbulencia del flujo, 2) arena de grano grueso a grava de tamaño de guijarro pequeño que pueden estar completamente suspendidas en grandes cantidades principalmente en suspensiones turbulentas altamente concentradas donde la velocidad de caída de los granos se reduce sustancialmente por la sedimentación obstaculizada, y 3) clastos de tamaño guijarro y cantos rodados que tienen concentraciones mayores del 10 al 15 por ciento que serán soportados en gran medida por la presión dispersiva resultante de las colisiones de clastos y por el levantamiento boyante proporcionado por la mezcla intersticial de agua y sedimento de grano más fino. Los efectos de la sedimentación obstaculizada, la presión dispersiva y el levantamiento boyante de la matriz son dependientes de la concentración, y las poblaciones de granos 2 y 3 probablemente serán transportadas en grandes cantidades solo dentro de flujos que tienen altas concentraciones de partículas, probablemente en exceso del 20 por ciento de sólidos por volumen. Las corrientes turbiditas de baja densidad, compuestas en gran parte de granos de la población 1, típicamente muestran un período inicial de sedimentación por tracción, formando divisiones Bouma (Tb) y Tc), seguidas de una de sedimentación mixta por tracción y suspensión (Td), y un período terminal de sedimentación por suspensión de grano fino (Te). Las cargas sedimentarias de corrientes turbiditas de alta densidad comúnmente incluyen granos que pertenecen a las poblaciones 1, 2 y 3. En consecuencia, la deposición a menudo ocurre como una serie de ondas sedimentarias discretas a medida que los flujos desaceleran y las poblaciones individuales de granos ya no pueden mantenerse en transporte. Cada onda sedimentaria tiende a mostrar una mayor inestabilidad y una tasa de sedimentación acelerada a medida que evoluciona, pasando de una etapa inicial de sedimentación por tracción, a una de congelación friccional mixta y sedimentación por suspensión dentro de alfombras de tracción, hasta una etapa final de sedimentación por suspensión directa. Las secuencias de divisiones de estructura sedimentaria que representan esta sucesión de etapas de deposición se denominan aquí la secuencia ecoR1-3), representando granos de la población 3, y la secuencia S1-3), representando la población 2. La deposición de la carga suspendida de alta densidad deja atrás una corriente turbidita residual de baja densidad compuesta en gran parte de granos de la población 1. En sus extremos distales, las corrientes turbiditas de alta densidad depositan principalmente por sedimentación por suspensión, formando divisiones delgadas (S3). Estas divisiones (S3) son las mismas que Bouma (Ta) y, si posteriormente están selladas por (Tb-e) depositado por los flujos de baja densidad residuales, se convierten en las divisiones basales de turbiditas normales. Los flujos licuados depositan por sedimentación por suspensión de alta densidad directa. Los flujos de granos de arena se caracterizan por congelación friccional y sus depósitos están limitados principalmente a unidades de deslizamiento de ángulo de reposo. Los flujos de granos modificados por densidad, en los cuales los clastos más grandes son parcialmente soportados por la boyancia de la matriz, y las alfombras de tracción, en las cuales una dispersión friccional densa de granos es impulsada por un flujo turbulento superpuesto, son importantes en la acumulación de depósitos naturales en pendientes submarinas. Los flujos cohesivos de escombros depositan sedimento principalmente por congelación cohesiva, comúnmente modificada por sedimentación por suspensión de los clastos más grandes.",
    url = "https://doi.org/10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    doi = "10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    openalex = "W2087125749"
}

RESUMEN La estratigrafía del Pleistoceno tardío y Holoceno del Abanico de la Marina se ha cartografiado en detalle a partir de más de 100 núcleos. Trece fechas de 14 C de detritos vegetales y de lechos de lodo ricos en materia orgánica muestran que un cambio marcado en el suministro de sedimentos, de turbiditas arenosas a turbiditas lodosas, ocurrió entre hace 9000 y 12.000 años. También confirman la correlación de varias unidades de depósito individuales. El patrón de dispersión de sedimentos está controlado principalmente por la configuración de la cuenca y la morfología del abanico, particularmente la geometría de los canales distributarios, que muestran curvas abruptas de 60° relacionadas con la historia del Pleistoceno de la progradación de los lóbulos. Las corrientes de turbidez del Holoceno están depositando sobre y modificando ligeramente una morfología pleistocena relictual. La turbidita más superior es un lecho fino de arena a lodo en las levadas del valle del abanico superior y en partes del abanico medio. La mayor parte de su volumen de sedimento se encuentra en un lecho de lodo en el abanico inferior y la llanura de la cuenca, en pendiente desde una curva aguda en el sistema distributario del abanico medio. Poco sedimento ocurre más aguas abajo dentro de este sistema distributario. Parece que la mayor parte de la corriente de turbidez superó la levada en la curva del canal, un proceso al que se refiere como desprendimiento de flujo (flow stripping). La parte superior lodoso del flujo continuó recto hasta la llanura de la cuenca. La base residual más arenosa del flujo en el canal distributario no era lo suficientemente gruesa para mantenerse a medida que la pendiente disminuía y el canal se abría hacia el lóbulo del abanico medio. El desprendimiento de flujo puede ocurrir en cualquier corriente de turbidez que sea gruesa en relación con la profundidad del canal y que fluya en un canal con curvas agudas. Donde se desprenden corrientes arenosas gruesas, puede ocurrir erosión de la levada y del abanico medio, pero la corriente residual en el canal perderá mucha de su potencia y depositará rápidamente. En corrientes lodosas gruesas, el desbordamiento progresivo de lodo causará menos declaración de la corriente residual canalizada. Por lo tanto, tanto el tamaño como la relación arena-a-lodo de las corrientes de turbidez que alimentan un abanico son factores importantes que controlan las características morfológicas y las áreas de depósito en los abanicos. La variación de frecuencia de tamaño para diferentes tipos de corrientes de turbidez se estima a partir de la literatura y se relaciona con la evolución de la morfología del abanico.

@article{doi101111j136530911983tb00702x,
    author = "Piper, David J. W. y Normark, William R.",
    title = "Patrones de depósito y características de flujo de turbiditas, Abanico Submarino de la Marina, Borderland de California",
    year = "1983",
    journal = "Sedimentología",
    abstract = "RESUMEN La estratigrafía del Pleistoceno tardío y Holoceno del Abanico de la Marina se ha cartografiado en detalle a partir de más de 100 núcleos. Trece fechas de 14 C de detritos vegetales y de lechos de lodo ricos en materia orgánica muestran que un cambio marcado en el suministro de sedimentos, de turbiditas arenosas a turbiditas lodosas, ocurrió entre hace 9000 y 12.000 años. También confirman la correlación de varias unidades de depósito individuales. El patrón de dispersión de sedimentos está controlado principalmente por la configuración de la cuenca y la morfología del abanico, particularmente la geometría de los canales distributarios, que muestran curvas abruptas de 60° relacionadas con la historia del Pleistoceno de la progradación de los lóbulos. Las corrientes de turbidez del Holoceno están depositando sobre y modificando ligeramente una morfología pleistocena relictual. La turbidita más superior es un lecho fino de arena a lodo en las levadas del valle del abanico superior y en partes del abanico medio. La mayor parte de su volumen de sedimento se encuentra en un lecho de lodo en el abanico inferior y la llanura de la cuenca, en pendiente desde una curva aguda en el sistema distributario del abanico medio. Poco sedimento ocurre más aguas abajo dentro de este sistema distributario. Parece que la mayor parte de la corriente de turbidez superó la levada en la curva del canal, un proceso al que se refiere como desprendimiento de flujo (flow stripping). La parte superior lodoso del flujo continuó recto hasta la llanura de la cuenca. La base residual más arenosa del flujo en el canal distributario no era lo suficientemente gruesa para mantenerse a medida que la pendiente disminuía y el canal se abría hacia el lóbulo del abanico medio. El desprendimiento de flujo puede ocurrir en cualquier corriente de turbidez que sea gruesa en relación con la profundidad del canal y que fluya en un canal con curvas agudas. Donde se desprenden corrientes arenosas gruesas, puede ocurrir erosión de la levada y del abanico medio, pero la corriente residual en el canal perderá mucha de su potencia y depositará rápidamente. En corrientes lodosas gruesas, el desbordamiento progresivo de lodo causará menos declaración de la corriente residual canalizada. Por lo tanto, tanto el tamaño como la relación arena-a-lodo de las corrientes de turbidez que alimentan un abanico son factores importantes que controlan las características morfológicas y las áreas de depósito en los abanicos. La variación de frecuencia de tamaño para diferentes tipos de corrientes de turbidez se estima a partir de la literatura y se relaciona con la evolución de la morfología del abanico.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.1983.tb00702.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.1983.tb00702.x",
    openalex = "W2103765846",
    references = "doi101016001174717090001x, doi1010160019103580900974, doi1010160025322776900633, doi101086627725, doi101111j136530911979tb00971x, doi10113000167606197485859lcotpe20co2, doi101130001676061976871291cotthb20co2, doi101130001676061979901165bsthap20co2, doi101306212f79b42b2411d78648000102c1865d, openalexw3120543430"
}

Parte 1 Facies, procesos, secuencias y controles: transporte y deposición de sedimentos, facies de aguas profundas y procesos de deposición, controles sobre la sedimentación y secuencias. Parte 2 Elementos de cuenca de aguas profundas: mantos de pendiente y cuencas de pendiente, cañones submarinos, cárcavas y valles, abanicos submarinos, sistemas de láminas, corrientes de contouritas. Parte 3 Tectónica de placas y sedimentación: márgenes pasivos evolutivos y maduros, márgenes convergentes activos, márgenes de deslizamiento oblicuo.

@book{openalexw1912503598,
    author = "Pickering, K.T. y Hiscott, Richard N. y Hein, Frances J.",
    title = "Deep Marine Environments: Clastic sedimentation and tectonics",
    year = "1989",
    abstract = "Parte 1 Facies, procesos, secuencias y controles: transporte y deposición de sedimentos, facies de aguas profundas y procesos de deposición, controles sobre la sedimentación y secuencias. Parte 2 Elementos de cuenca de aguas profundas: mantos de pendiente y cuencas de pendiente, cañones submarinos, cárcavas y valles, abanicos submarinos, sistemas de láminas, corrientes de contouritas. Parte 3 Tectónica de placas y sedimentación: márgenes pasivos evolutivos y maduros, márgenes convergentes activos, márgenes de deslizamiento oblicuo.",
    openalex = "W1912503598"
}

RESUMEN El Abanico del Mississippi es un gran abanico submarino dominado por lodo con más de 4 km de espesor que se depositó en el Golfo de México profundo durante el Plioceno tardío y el Pleistoceno. El análisis de 19000 km de datos sísmicos multibanda a través del abanico definió 17 secuencias sísmicas, cada una caracterizada por una serie de canales, diques y depósitos asociados de llanura de inundación, junto con otros depósitos de transporte de masa. En la base de nueve secuencias se encuentra una serie de facies sísmicas compuestas por reflejos abultados, ondulados, caóticos y subparalelos, que constituyen el 10–20% de los sedimentos en la secuencia. Estas facies están abultadas externamente en sección transversal y ocurren en dos regiones generales del abanico. En el abanico superior y medio, ocurren por debajo de los canales y tienen forma alargada, imitando la distribución del canal. En el abanico medio a inferior, tienen una distribución en forma de abanico, aumentando de ancho hacia abajo del abanico. Estas facies se interpretan que se formaron como deslizamientos desorganizados, flujos de escombros y turbiditas, e informalmente se llaman complejos de transporte de masa. Cubriendo este intervalo basal y característico de todas las secuencias están sistemas bien desarrollados de canal-dique, que constituyen el 80–90% de los sedimentos del abanico. Los canales consisten en reflejos de alta amplitud, subparalelos. Los sedimentos de dique tienen reflejos subparalelos que tienen amplitudes moderadas a altas en la base, cambiando hacia arriba a baja amplitud. El cambio vertical en la amplitud puede reflejar una disminución en el tamaño de grano y el espesor de lecho de los sedimentos del dique. Los sedimentos de llanura de inundación consisten en reflejos intercalados subparalelos a ondulados y abultados, sugiriendo tanto turbiditas derivadas del canal, como deslizamientos y flujos de escombros derivados de la pendiente. Los ciclos eustáticos Plioceno–Pleistoceno se interpretan que fueron el factor principal controlando el momento y el estilo de sedimentación en el abanico. Los complejos de transporte de masa se interpretan que se formaron durante una bajada del nivel del mar, y reflejan sedimentos derivados de deslizamientos retrogresivos durante la formación de cañones submarinos en la pendiente superior y la plataforma externa. Los sistemas de canal-dique se depositaron cuando el nivel del mar estaba cerca de su posición más baja y los sedimentos derivados de los deltas fueron transportados hacia la cuenca profunda a través de cañones submarinos. Durante los máximos del nivel del mar, una capa delgada de sedimento hemipelágico se depositó sobre la superficie del abanico. El Abanico del Mississippi sirve como modelo de exploración para abanicos submarinos dominados por lodo y tiene cuatro facies de reservatorio prospectivas: arenas de canal con tendencias lineales, arenas no canalizadas más allá del término hacia abajo del canal (posibles lóbulos), diques potencialmente propensos a arena inmediatamente adyacentes a los canales iniciales depositados en algunas secuencias, y partes limitadas de complejos de transporte de masa.

@article{doi1013060c9b2321171011d78645000102c1865d,
    author = "Weimer, Paul",
    title = "Estratigrafía secuencial, geometrías de facies e historia de deposición del abanico del Mississippi, Golfo de México",
    year = "1990",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "RESUMEN El abanico del Mississippi es un gran abanico submarino dominado por lodo con más de 4 km de espesor que se depositó en el profundo Golfo de México durante el Plioceno tardío y el Pleistoceno. El análisis de 19000 km de datos sísmicos multirraya a través del abanico definió 17 secuencias sísmicas, cada una caracterizada por una serie de canales, diques y depósitos asociados de llanura de inundación, junto con otros depósitos de transporte de masa. En la base de nueve secuencias hay una serie de facies sísmicas que consisten en reflejos abultados, ondulados, caóticos y subparalelos, que constituyen el 10–20% de los sedimentos en la secuencia. Estas facies están abultadas externamente en sección transversal y ocurren en dos regiones generales del abanico. En el abanico superior y medio, ocurren por debajo de los canales y tienen forma alargada, imitando la distribución del canal. En el abanico medio a inferior, tienen una distribución en forma de abanico, aumentando de ancho hacia abajo del abanico. Estas facies se interpretan que se formaron como deslizamientos desorganizados, flujos de escombros y turbiditas, e informalmente se llaman complejos de transporte de masa. Cubriendo este intervalo basal y característico de todas las secuencias están sistemas bien desarrollados de canal-dique, que constituyen el 80–90% de los sedimentos del abanico. Los canales consisten en reflejos de alta amplitud, subparalelos. Los sedimentos de dique tienen reflejos subparalelos que tienen amplitudes moderadas a altas en la base que cambian hacia arriba a baja amplitud. El cambio vertical en la amplitud puede reflejar una disminución del tamaño de grano y el espesor de lecho de los sedimentos del dique. Los sedimentos de llanura de inundación consisten en reflejos intercalados subparalelos a ondulados y abultados, sugiriendo tanto turbiditas derivadas del canal, como deslizamientos y flujos de escombros derivados de la pendiente. Los ciclos eustáticos Plioceno–Pleoceno se interpretan que fueron el factor principal que controló el tiempo y el estilo de sedimentación en el abanico. Los complejos de transporte de masa se interpretan que se formaron durante una bajada del nivel del mar, y reflejan sedimentos derivados de deslizamientos retrogresivos durante la formación de cañones submarinos en la pendiente superior y la plataforma externa. Los sistemas de canal-dique se depositaron cuando el nivel del mar estaba cerca de su posición más baja y los sedimentos derivados de los deltas fueron transportados hacia la cuenca profunda a través de cañones submarinos. Durante los máximos del nivel del mar, una capa delgada de sedimento hemipelágico se depositó sobre la superficie del abanico. El abanico del Mississippi sirve como modelo de exploración para abanicos submarinos dominados por lodo y tiene cuatro facies de reservatorio prospectivas: arenas de canales con tendencias lineales, arenas no canalizadas más allá del término hacia abajo del canal (posibles lóbulos), diques potencialmente propensos a arena inmediatamente adyacentes a los canales iniciales depositados en algunas secuencias, y partes limitadas de complejos de transporte de masa.",
    url = "https://doi.org/10.1306/0c9b2321-1710-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/0c9b2321-1710-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2121411543",
    references = "doi1010079781461251149, doi10100797814684827684, doi10100797894009324181, doi10100797894017280964, doi101007bf02431072, doi1010160025322771900533, doi1010160031018288900089, doi10113000167606198798728qcosdc20co2, doi10130603b59a5816d111d78645000102c1865d, doi101306703c9109170711d78645000102c1865d, doi101306703c910e170711d78645000102c1865d, doi10130694887889170411d78645000102c1865d, doi1040435695ms"
}

@incollection{kolla1990lowstand,
    author = "KOLLA, V. y MARTIN, R. y WEIMER, P.",
    title = "Lowstand Deep-Water Clastic Fans and Related Depositional Systems: Terminology, Characteristics, Processes, and Variability",
    year = "1990",
    booktitle = "Sequence Stratigraphy as an Exploration Tool: Concepts and Practices in the Gulf Coast: 11th Annual",
    url = "https://doi.org/10.5724/gcs.90.11.0213",
    doi = "10.5724/gcs.90.11.0213",
    openalex = "W2132352100",
    pages = "213-215"
}

RESUMEN Los sistemas sedimentarios en los márgenes de cuencas de aguas profundas pueden clasificarse en base al tamaño de grano y al sistema de alimentación en 12 clases: abanicos submarinos de fuente puntual ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava; rampas submarinas de fuente múltiple ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava; y aprones de pendiente de fuente lineal ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava. El tamaño y la estabilidad de los canales y la organización de las secuencias sedimentarias disminuyen hacia una fuente lineal, al igual que la relación longitud/ancho del sistema. A medida que aumenta el tamaño de grano, también aumenta la pendiente, la impersistencia de los sistemas de canales y la tendencia de los canales a migrar. A medida que disminuye el tamaño de grano, aumenta el tamaño del área de fuente, el tamaño del sistema sedimentario, la longitud a favor de la corriente, la persistencia y el tamaño de los flujos, los canales de abanico, los sistemas de canales y diques, y la tendencia a meandrar y para que los grandes deslizamientos y las arenas de capa lleguen al abanico inferior y la llanura de la cuenca. La posición exacta de cualquier sistema sedimentario dentro del esquema no siempre puede ser precisa, y la posición puede alterarse por cambios en la tectónica, el clima, el suministro y el nivel del mar. Sin embargo, los modelos derivados de cada sistema son suficientemente diferentes para afectar significativamente la naturaleza de la prospección petrolera y el patrón de yacimientos. Comprender y reconocer esta variabilidad es crucial para todos los elementos de la cadena de exploración y producción. En la exploración, las evaluaciones iniciales de prospección y comercialidad dependen de la predicción estratigráfica precisa de facies de yacimiento, arquitectura y estilos de trampa. Para la evaluación de campos y el desarrollo de yacimientos, una apreciación similar de la variabilidad ayuda a la descripción de yacimientos al capturar la distribución y arquitectura de facies de yacimiento y no yacimiento y su impacto en la delimitación de yacimientos, el comportamiento de yacimientos y el rendimiento de producción.

@article{doi101306a25fe3bf171b11d78645000102c1865d,
    author = "Reading, Harold G. and Richards, Marcus",
    title = "Turbidite Systems in Deep-Water Basin Margins Classified by Grain Size and Feeder System",
    year = "1994",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "RESUMEN Los sistemas sedimentarios en los márgenes de cuencas de aguas profundas pueden clasificarse en base al tamaño de grano y al sistema de alimentación en 12 clases: abanicos submarinos de fuente puntual ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava; rampas submarinas de fuente múltiple ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava; y aprones de pendiente de fuente lineal ricos en lodo, ricos en lodo/arena, ricos en arena y ricos en grava. El tamaño y la estabilidad de los canales y la organización de las secuencias sedimentarias disminuyen hacia una fuente lineal, al igual que la relación longitud/ancho del sistema. A medida que aumenta el tamaño de grano, también aumenta la pendiente, la impersistencia de los sistemas de canales y la tendencia de los canales a migrar. A medida que disminuye el tamaño de grano, aumenta el tamaño del área de fuente, el tamaño del sistema sedimentario, la longitud a favor de la corriente, la persistencia y el tamaño de los flujos, los canales de abanico, los sistemas de canales y diques, y la tendencia a meandrar y para que los grandes deslizamientos y las arenas de capa lleguen al abanico inferior y la llanura de la cuenca. La posición exacta de cualquier sistema sedimentario dentro del esquema no siempre puede ser precisa, y la posición puede alterarse por cambios en la tectónica, el clima, el suministro y el nivel del mar. Sin embargo, los modelos derivados de cada sistema son suficientemente diferentes para afectar significativamente la naturaleza de la prospección petrolera y el patrón de yacimientos. Comprender y reconocer esta variabilidad es crucial para todos los elementos de la cadena de exploración y producción. En la exploración, las evaluaciones iniciales de prospección y comercialidad dependen de la predicción estratigráfica precisa de facies de yacimiento, arquitectura y estilos de trampa. Para la evaluación de campos y el desarrollo de yacimientos, una apreciación similar de la variabilidad ayuda a la descripción de yacimientos al capturar la distribución y arquitectura de facies de yacimiento y no yacimiento y su impacto en la delimitación de yacimientos, el comportamiento de yacimientos y el rendimiento de producción.",
    url = "https://doi.org/10.1306/a25fe3bf-171b-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/a25fe3bf-171b-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2112508324",
    references = "doi1010160012825288900645, doi101111j136530911983tb00702x, doi101111j136530911993tb01347x, doi10113000167606198394459ftaspi20co2, doi10130603b5b6aa16d111d78645000102c1865d, doi1013060c9b2321171011d78645000102c1865d, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi101306703c9109170711d78645000102c1865d, doi101306819a41a216c511d78645000102c1865d, doi101306ad4619e916f711d78645000102c1865d, doi101306ad462b3716f711d78645000102c1865d, doi101306bdff8e16171811d78645000102c1865d, normark1978fan, openalexw425049407"
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Resumen Las areniscas depositadas en ambientes marinos profundos forman importantes reservorios de hidrocarburos en muchos cuencas alrededor del mundo. Sin embargo, a pesar de la gran cantidad de estudios de afloramientos y el desarrollo de numerosos modelos de abanicos submarinos y esquemas de clasificación, muy pocos estudios aplicados a escala de reservorio han sido publicados. Esta publicación surge de las necesidades percibidas de las comunidades académicas e industriales para comprender los controles sobre la arquitectura y geometría de los reservorios clásticos marinos profundos. Se han abordado una serie de áreas de preocupación: (1) ¿Son aplicables los modelos conceptuales para comprender el desarrollo y distribución de cuerpos de arenisca a escala de reservorio? (2) ¿Comprendemos los procesos que están activos en la formación de sistemas clásticos marinos profundos y la probable influencia de estos procesos en la calidad del reservorio? (3) ¿Cómo correlacionamos y a qué escala funcionan los mecanismos de correlación dentro y entre reservorios clásticos marinos profundos? (4) ¿Cómo podemos cuantificar la heterogeneidad y la calidad del reservorio dentro de estos reservorios?

@article{doi101144gslsp19950940101,
    author = "Hartley, Adrian J. y Prosser, J.",
    title = "Caracterización de sistemas clásticos marinos profundos",
    year = "1995",
    journal = "Publicaciones Especiales de la Sociedad Geológica de Londres",
    abstract = "Resumen Las areniscas depositadas en ambientes marinos profundos forman importantes reservorios de hidrocarburos en muchos cuencas alrededor del mundo. Sin embargo, a pesar de la gran cantidad de estudios de afloramientos y el desarrollo de numerosos modelos de abanicos submarinos y esquemas de clasificación, muy pocos estudios aplicados a escala de reservorio han sido publicados. Esta publicación surge de las necesidades percibidas de las comunidades académicas e industriales para comprender los controles sobre la arquitectura y geometría de los reservorios clásticos marinos profundos. Se han abordado una serie de áreas de preocupación: (1) ¿Son aplicables los modelos conceptuales para comprender el desarrollo y distribución de cuerpos de arenisca a escala de reservorio? (2) ¿Comprendemos los procesos que están activos en la formación de sistemas clásticos marinos profundos y la probable influencia de estos procesos en la calidad del reservorio? (3) ¿Cómo correlacionamos y a qué escala funcionan los mecanismos de correlación dentro y entre reservorios clásticos marinos profundos? (4) ¿Cómo podemos cuantificar la heterogeneidad y la calidad del reservorio dentro de estos reservorios?",
    url = "https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1995.094.01.01",
    doi = "10.1144/gsl.sp.1995.094.01.01",
    openalex = "W2032337494"
}

Los avances recientes en teoría y experimentación motivan una revisión exhaustiva de la física de los flujos de escombros. Los análisis de flujos de sólidos granulares secos y mezclas sólido-fluido proporcionan una base para una teoría integral de flujos de escombros, y los experimentos proporcionan datos que revelan las fortalezas y limitaciones de los modelos teóricos. Tanto los materiales de flujo de escombros como los materiales granulares secos pueden soportar esfuerzos cortantes mientras permanecen estáticos; ambos pueden deformarse en un modo lento y tranquilo caracterizado por contactos granulares friccionales duraderos; y ambos pueden fluir en un modo más rápido y agitado caracterizado por colisiones granulares breves e inelásticas. En los flujos de escombros, sin embargo, el fluido de poros que es altamente viscoso y casi incompresible, compuesto de agua con limo y arcilla suspendidos, puede mediar fuertemente la fricción intergranular y las colisiones. La fricción granular, las colisiones granulares y el flujo de fluido viscoso pueden transferir momento significativo simultáneamente. Tanto la energía cinética vibracional de los granos sólidos (medida por una cantidad denominada temperatura granular) como la presión del fluido de poros intermedio facilitan el movimiento de los granunos unos respecto a otros, mejorando así la movilidad del flujo de escombros. La temperatura granular surge de la conversión de energía de flujo translacional a energía vibracional de grano, un proceso que depende de las tasas de corte, las propiedades de los granos, las condiciones de frontera y la viscosidad y presión del fluido ambiente. Las presiones de fluido de poros que exceden las presiones de equilibrio estático resultan de la contracción local o global de escombros. Al igual que los flujos de escombros naturales más grandes, los flujos experimentales de escombros de ∼10 m³ de sedimento mal clasificado y saturado de agua se mueven invariablemente como una crecida inestable o una serie de crecidas. Las mediciones en la base de los flujos experimentales muestran que los frentes de crecida de grano grueso tienen poca o ninguna presión de fluido de poros. En contraste, los escombros de grano fino y completamente saturados detrás de los frentes de crecida están casi licuados por la alta presión de poros, que persiste debido a la gran compresibilidad y permeabilidad moderada de los escombros. Por lo tanto, los modelos realistas de flujos de escombros requieren ecuaciones que simulen el movimiento inercial de crecidas en las que los frentes de alta resistencia dominados por fuerzas sólidas impiden más fuertemente el movimiento de las colas de baja resistencia más influenciadas por las fuerzas del fluido. Además, dado que los flujos de escombros característicamente originan como masas de sedimento casi rígidas, se transforman al menos parcialmente en flujos licuados y luego se transforman nuevamente en depósitos casi rígidos, los modelos aceptables deben simular una evolución del comportamiento del material sin invocar cambios preternaturales en las propiedades del material. Un modelo simple que satisface la mayoría de estos criterios utiliza ecuaciones de movimiento promediadas en profundidad patrónadas después de las de la teoría de Savage-Hutter para el flujo impulsado por gravedad de masas granulares secas pero generalizadas para incluir los efectos del fluido de poros viscoso con presión variable. Estas ecuaciones pueden describir un espectro de comportamientos de flujo de escombros intermedios entre los de deslizamientos de roca húmeda e inundaciones de agua cargadas de sedimento. Con distribuciones apropiadas de presión de poros, las ecuaciones producen soluciones numéricas que predicen exitosamente el movimiento inestable y no uniforme de flujos experimentales de escombros.

@article{doi10102997rg00426,
    author = "Iverson, Richard M.",
    title = "La física de los flujos de escombros",
    year = "1997",
    journal = "Reviews of Geophysics",
    abstract = "Los avances recientes en teoría y experimentación motivan una revisión exhaustiva de la física de los flujos de escombros. Los análisis de flujos de sólidos granulares secos y mezclas sólido-fluido proporcionan una base para una teoría integral de los flujos de escombros, y los experimentos proporcionan datos que revelan las fortalezas y limitaciones de los modelos teóricos. Tanto los materiales de flujo de escombros como los materiales granulares secos pueden soportar esfuerzos de cizallamiento mientras permanecen estáticos; ambos pueden deformarse en un modo lento y tranquilo caracterizado por contactos granulares friccionales duraderos; y ambos pueden fluir en un modo más rápido y agitado caracterizado por breves colisiones granulares inelásticas. En los flujos de escombros, sin embargo, el fluido de poros altamente viscoso y casi incompresible, compuesto de agua con limo y arcilla en suspensión, puede mediar fuertemente la fricción y las colisiones intergranulares. La fricción granular, las colisiones granulares y el flujo de fluido viscoso pueden transferir simultáneamente un momento significativo. Tanto la energía cinética vibracional de los granos sólidos (medida por una cantidad denominada temperatura granular) como la presión del fluido de poros intermedio facilitan el movimiento de los granos unos respecto a otros, mejorando así la movilidad del flujo de escombros. La temperatura granular surge de la conversión de energía de flujo translacional a energía vibracional granular, un proceso que depende de las tasas de cizallamiento, las propiedades de los granos, las condiciones de frontera y la viscosidad y presión del fluido ambiente. Las presiones de fluido de poros que exceden las presiones de equilibrio estático resultan de la contracción local o global de los escombros. Al igual que los flujos de escombros naturales más grandes, los flujos experimentales de escombros de ∼10 m³ de sedimento mal clasificado y saturado de agua se mueven invariablemente como una cresta inestable o una serie de crestas. Las mediciones en la base de los flujos experimentales muestran que las crestas de escombros de grano grueso tienen poca o ninguna presión de fluido de poros. En contraste, los escombros de grano fino y completamente saturados detrás de las crestas de escombros están casi licuados por la alta presión de poros, que persiste debido a la gran compresibilidad y la permeabilidad moderada de los escombros. Por lo tanto, los modelos realistas de flujos de escombros requieren ecuaciones que simulen el movimiento inercial de las crestas en las que las frentes de alta resistencia dominadas por fuerzas sólidas impiden más fuertemente el movimiento de las colas de baja resistencia más influenciadas por las fuerzas del fluido. Además, dado que los flujos de escombros característicamente se originan como masas de sedimento casi rígidas, se transforman al menos parcialmente en flujos licuados y luego se transforman nuevamente en depósitos casi rígidos, los modelos aceptables deben simular una evolución del comportamiento del material sin invocar cambios preternaturales en las propiedades del material. Un modelo simple que satisface la mayoría de estos criterios utiliza ecuaciones de movimiento promediadas en profundidad basadas en las de la teoría de Savage-Hutter para el flujo impulsado por la gravedad de masas granulares secas, pero generalizadas para incluir los efectos del fluido de poros viscoso con presión variable. Estas ecuaciones pueden describir un espectro de comportamientos de flujo de escombros intermedios entre los de los deslizamientos de roca húmeda y las inundaciones de agua cargadas de sedimento. Con distribuciones apropiadas de presión de poros, las ecuaciones producen soluciones numéricas que predicen con éxito el movimiento inestable y no uniforme de los flujos experimentales de escombros.",
    url = "https://doi.org/10.1029/97rg00426",
    doi = "10.1029/97rg00426",
    openalex = "W2097033979",
    references = "doi1010029781119832348, doi10100797836426975939, doi1010160021916971901899, doi1010160040195171900382, doi1010160377027384900027, doi101017s0022112084000586, doi10102995rg03287, doi101029rg014i002p00227, doi10106311712886, doi1010970001069419750800000022, doi101098rspa19540186, doi101130reg7p1, doi101177030913338300700401, doi102136sssaj197303615995003700040004x, doi102136sssaj197603615995004000040003x, doi103133pp1547, openalexw1548487652, openalexw1555930968"
}

▪ Resumen Las observaciones de campo, los experimentos de laboratorio y los análisis teóricos indican que los deslizamientos de tierra se mobilizan para formar flujos de escombros mediante tres procesos: (a) falla de Coulomb generalizada dentro de una masa de suelo, roca o sedimento inclinada, (b) licuefacción parcial o completa de la masa por altas presiones de fluido de poro, y (c) conversión de la energía translacional del deslizamiento de tierra en energía vibracional interna (es decir, temperatura granular). Estos procesos pueden operar independientemente, pero en muchas circunstancias parecen operar simultáneamente y de forma sinérgica. Los primeros trabajos sobre la movilización de flujos de escombros describieron una interacción similar de procesos, pero se basaron en modelos mecánicos en los que se asumía que el comportamiento de los escombros era fijo y gobernado por una reología de Bingham o Bagnold. En contraste, esta revisión enfatiza modelos en los que el comportamiento de los escombros evoluciona en respuesta a las presiones de poro y las temperaturas granulares cambiantes. Los modelos de pendiente infinita unidimensionales proporcionan información al cuantificar cómo las presiones de poro y las temperaturas granulares pueden influir en la transición desde la falla de Coulomb hasta la licuefacción. Los análisis de experimentos multidimensionales revelan complicaciones ignoradas en los modelos unidimensionales y demuestran que la movilización de flujos de escombros puede ocurrir por al menos dos modos distintos en el campo.

@article{doi101146annurevearth25185,
    author = "Iverson, Richard M. y Reid, Mark E. y LaHusen, Richard G.",
    title = "MOVILIZACIÓN DE FLUJOS DE DEBRIS DESDE DESLAPONES",
    year = "1997",
    journal = "Annual Review of Earth and Planetary Sciences",
    abstract = "▪ Resumen Las observaciones de campo, los experimentos de laboratorio y los análisis teóricos indican que los deslizamientos de tierra se mobilizan para formar flujos de escombros mediante tres procesos: (a) falla de Coulomb generalizada dentro de una masa de suelo, roca o sedimento inclinada, (b) licuefacción parcial o completa de la masa por altas presiones de fluido de poro, y (c) conversión de la energía translacional del deslizamiento de tierra en energía vibracional interna (es decir, temperatura granular). Estos procesos pueden operar independientemente, pero en muchas circunstancias parecen operar simultáneamente y de forma sinérgica. Los primeros trabajos sobre la movilización de flujos de escombros describieron una interacción similar de procesos, pero se basaron en modelos mecánicos en los que se asumía que el comportamiento de los escombros era fijo y gobernado por una reología de Bingham o Bagnold. En contraste, esta revisión enfatiza modelos en los que el comportamiento de los escombros evoluciona en respuesta a las presiones de poro y las temperaturas granulares cambiantes. Los modelos de pendiente infinita unidimensionales proporcionan información al cuantificar cómo las presiones de poro y las temperaturas granulares pueden influir en la transición desde la falla de Coulomb hasta la licuefacción. Los análisis de experimentos multidimensionales revelan complicaciones ignoradas en los modelos unidimensionales y demuestran que la movilización de flujos de escombros puede ocurrir por al menos dos modos distintos en el campo.",
    url = "https://doi.org/10.1146/annurev.earth.25.1.85",
    doi = "10.1146/annurev.earth.25.1.85",
    openalex = "W2021675301",
    references = "doi10102997rg00426, doi10108004353676198011879996, doi101130reg7p1, openalexw1555930968"
}

Los sistemas coluviales cuaternarios postglaciales en el noroeste de Noruega son conjuntos de abanicos empinados, a menudo coalesciendo en mantos, desarrollados a lo largo de las laderas de los valles y los márgenes de los fiordos. Los escombros gruesos, derivados de rocas madre gneissicas alteradas y su manto de till glaciar, varían desde altamente inmaduros hasta maduros. Los procesos de deposición son principalmente avalanchas, que van desde derrumbes de roca y flujos de escombros hasta flujos de nieve, pero también incluyen flujo de agua y fluencia de escombros. Se discuten la mecánica y los productos sedimentarios de estos procesos, con especial énfasis en las avalanchas de nieve, cuyo papel como agente de transporte de escombros es poco conocido por los sedimentólogos. El análisis posterior de las sucesiones sedimentarias se centra en los deltas de abanicos coluviales, que son sistemas de deposición costera muy específicos, pero poco estudiados. La variación estratigráfica y la arquitectura de deposición de los conjuntos de facies coluviales, restringidas por abundantes fechas radiométricas, se utilizan para descifrar la señal de los cambios climáticos regionales del registro sedimentario. Los datos estratigráficos de unas docenas de sucesiones coluviales locales se recopilan y se comparan ulteriormente con otros tipos de registros paleoclimáticos regionales. El análisis sugiere que los sistemas coluviales, aunque dependientes de las condiciones geomorfológicas locales, han actuado como registradores altamente sensibles de los cambios climáticos regionales. El estudio en su conjunto demuestra que los sistemas de deposición coluvial son un frente interesante e importante de la sedimentología clástica.

@article{doi101046j13653091199800200x,
    author = "BLIKRA and Nemec",
    title = "Postglacial colluvium in western Norway: depositional processes, facies and palaeoclimatic record",
    year = "1998",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Los sistemas coluviales cuaternarios postglaciales en el noroeste de Noruega son conjuntos de abanicos empinados, a menudo coalesciendo en mantos, desarrollados a lo largo de las laderas de los valles y los márgenes de los fiordos. Los escombros gruesos, derivados de rocas madre gneissicas alteradas y su manto de till glaciar, varían desde altamente inmaduros hasta maduros. Los procesos de deposición son principalmente avalanchas, que van desde derrumbes de roca y flujos de escombros hasta flujos de nieve, pero también incluyen flujo de agua y fluencia de escombros. Se discuten la mecánica y los productos sedimentarios de estos procesos, con especial énfasis en las avalanchas de nieve, cuyo papel como agente de transporte de escombros es poco conocido por los sedimentólogos. El análisis posterior de las sucesiones sedimentarias se centra en los deltas de abanicos coluviales, que son sistemas de deposición costera muy específicos, pero poco estudiados. La variación estratigráfica y la arquitectura de deposición de los conjuntos de facies coluviales, restringidas por abundantes fechas radiométricas, se utilizan para descifrar la señal de los cambios climáticos regionales del registro sedimentario. Los datos estratigráficos de unas docenas de sucesiones coluviales locales se recopilan y se comparan ulteriormente con otros tipos de registros paleoclimáticos regionales. El análisis sugiere que los sistemas coluviales, aunque dependientes de las condiciones geomorfológicas locales, han actuado como registradores altamente sensibles de los cambios climáticos regionales. El estudio en su conjunto demuestra que los sistemas de deposición coluvial son un frente interesante e importante de la sedimentología clástica.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.1998.00200.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.1998.00200.x",
    openalex = "W2153106841",
    references = "doi102110scn7502, openalexw1598633756"
}

Los deslizamientos de sedimentos en la pendiente continental alrededor del epicentro del terremoto de 1929 de los Grandes Bancos han sido imaged con el SAR (Système Acoustique Remorqué) de alta resolución, sonar de barrido lateral de arrastre profundo y perfilador de fondo marino. Los datos se complementan con perfiles de reflexión sísmica, núcleos y observaciones de vehículos sumergibles. El fallo ocurre solo en profundidades de agua mayores de aproximadamente 650 m. Deslizamientos rotacionales y retrogresivos, en una variedad de escalas, parecen haber sido iniciados en áreas locales empinadas del lecho marino sobre planos de corte regionales someros (5–25 m) que cubren una gran área de la zona de fallo. Los deslizamientos pasan cuesta abajo en flujos de escombros, que incluyen cuerpos lemniscáticos bloqueados y canales intermedios. Se encuentra evidencia clara de erosión por corriente solo en valles de laderas empinadas: inferimos que los flujos de escombros pasaron por saltos hidráulicos en estas laderas empinadas y se transformaron en corrientes turbidas que luego evolucionaron ignitivamente. El fallo retrogresivo retardado y la transformación de flujos de escombros en corrientes turbidas a través de saltos hidráulicos proporcionan un mecanismo para producir una corriente turbida con flujo sostenido durante muchas horas.

@article{doi101046j13653091199900204x,
    author = "Piper, David J. W. y Cochonat, P. y Morrison, Martin L.",
    title = "La secuencia de eventos alrededor del epicentro del terremoto de 1929 de los Grandes Bancos: inicio de flujos de escombros y corrientes turbidas inferido desde sonar de barrido lateral",
    year = "1999",
    journal = "Sedimentología",
    abstract = "Los deslizamientos de sedimentos en la pendiente continental alrededor del epicentro del terremoto de 1929 de los Grandes Bancos han sido imaged con el SAR (Système Acoustique Remorqué) de alta resolución, sonar de barrido lateral de arrastre profundo y perfilador de fondo marino. Los datos se complementan con perfiles de reflexión sísmica, núcleos y observaciones de vehículos sumergibles. El fallo ocurre solo en profundidades de agua mayores de aproximadamente 650 m. Deslizamientos rotacionales y retrogresivos, en una variedad de escalas, parecen haber sido iniciados en áreas locales empinadas del lecho marino sobre planos de corte regionales someros (5–25 m) que cubren una gran área de la zona de fallo. Los deslizamientos pasan cuesta abajo en flujos de escombros, que incluyen cuerpos lemniscáticos bloqueados y canales intermedios. Se encuentra evidencia clara de erosión por corriente solo en valles de laderas empinadas: inferimos que los flujos de escombros pasaron por saltos hidráulicos en estas laderas empinadas y se transformaron en corrientes turbidas que luego evolucionaron ignitivamente. El fallo retrogresivo retardado y la transformación de flujos de escombros en corrientes turbidas a través de saltos hidráulicos proporcionan un mecanismo para producir una corriente turbida con flujo sostenido durante muchas horas.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.1999.00204.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.1999.00204.x",
    openalex = "W2063261374"
}

Resumen Se utilizó una base de datos de un Sistema de Información Geográfica (SIG) que incorpora información de 241 publicaciones, tesis y disertaciones; registros de pozos y reportes paleontológicos; y líneas sísmicas de cuenca profunda interpretadas por el Instituto de Geofísica de la Universidad de Texas (UTIG) para mapear e interpretar 18 secuencias estratigráficas genéticas de cuenca que forman el relleno cenozoico de la cuenca del Golfo de México. Ocho ejes fluviales extracuenca principales proporcionaron la mayor parte del relleno sedimentario en la cuenca. El uso temporal y espacial de primer orden de estos ejes refleja cuatro fases a escala continental de levantamiento crustal. El abundante suministro de sedimentos ha progradado el margen norte y noroeste de la cuenca entre 150 y 180 millas (240 a 290 km) desde su posición heredada del Cretácico. La construcción del margen ha sido interrumpida local y brevemente por hipersubsistencia debido a la retirada de sal y la erosión masiva. Tres tracts de sistemas de deposición caracterizan las secuencias genéticas del Cenozoico: (1) fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta, (2) llanura costera -> zona costera -> plataforma continental -> abanico alimentado por plataforma continental, y (3) flanco de delta -> abanico submarino. Uno o más ejemplos del tracto de sistema fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta ocurren en cada una de las secuencias genéticas principales. Inmensos volúmenes de arena han evitado el margen de la plataforma para ser depositados en sistemas de pendiente y base de pendiente, principalmente dentro de los tracts de sistema fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta, durante todos los episodios de deposición principales del Paleógeno y Neógeno. La deposición y preservación de tracts volumétricamente significativos de llanura costera -> zona costera -> plataforma continental -> abanico alimentado por plataforma continental es típica solo de episodios de deposición desde el Paleógeno hasta el Mioceno. El origen del sistema de abanico se asoció comúnmente con fallas del margen continental mayor, pero los grandes cañones submarinos ocurren principalmente en secuencias del Pleistoceno. Cuerpos de arena de potencial reservorio gruesos ocurren en pendientes alimentadas por delta y abanicos de suelo de cuenca subjacentes en offlap, en abanicos de pendiente autóctonos y rellenos relacionados de cicatrices de deslizamiento y cortes de cañones, y en abanicos submarinos.

@article{doi1013068626c37f173b11d78645000102c1865d,
    author = "Galloway, William E. y Ganey-Curry, Patricia y Li, Xiang y Buffler, Richard T.",
    title = "Historia de la deposición del Cenozoico de la cuenca del Golfo de México",
    year = "2000",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Resumen Se utilizó una base de datos de un Sistema de Información Geográfica (SIG) que incorpora información de 241 publicaciones, tesis y disertaciones; registros de pozos y reportes paleontológicos; y líneas sísmicas de cuenca profunda interpretadas por el Instituto de Geofísica de la Universidad de Texas (UTIG) para mapear e interpretar 18 secuencias estratigráficas genéticas de cuenca que forman el relleno cenozoico de la cuenca del Golfo de México. Ocho ejes fluviales extracuenca principales proporcionaron la mayor parte del relleno sedimentario en la cuenca. El uso temporal y espacial de primer orden de estos ejes refleja cuatro fases a escala continental de levantamiento crustal. El abundante suministro de sedimentos ha progradado el margen norte y noroeste de la cuenca entre 150 y 180 millas (240 a 290 km) desde su posición heredada del Cretácico. La construcción del margen ha sido interrumpida local y brevemente por hipersubsistencia debido a la retirada de sal y la erosión masiva. Tres tracts de sistemas de deposición caracterizan las secuencias genéticas del Cenozoico: (1) fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta, (2) llanura costera -> zona costera -> plataforma continental -> abanico alimentado por plataforma continental, y (3) flanco de delta -> abanico submarino. Uno o más ejemplos del tracto de sistema fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta ocurren en cada una de las secuencias genéticas principales. Inmensos volúmenes de arena han evitado el margen de la plataforma para ser depositados en sistemas de pendiente y base de pendiente, principalmente dentro de los tracts de sistema fluvial -> delta -> abanico alimentado por delta, durante todos los episodios de deposición principales del Paleógeno y Neógeno. La deposición y preservación de tracts volumétricamente significativos de llanura costera -> zona costera -> plataforma continental -> abanico alimentado por plataforma continental es típica solo de episodios de deposición desde el Paleógeno hasta el Mioceno. El origen del sistema de abanico se asoció comúnmente con fallas del margen continental mayor, pero los grandes cañones submarinos ocurren principalmente en secuencias del Pleistoceno. Cuerpos de arena de potencial reservorio gruesos ocurren en pendientes alimentadas por delta y abanicos de suelo de cuenca subjacentes en offlap, en abanicos de pendiente autóctonos y rellenos relacionados de cicatrices de deslizamiento y cortes de cañones, y en abanicos submarinos.",
    url = "https://doi.org/10.1306/8626c37f-173b-11d7-8645000102c1865d",
    doi = "10.1306/8626c37f-173b-11d7-8645000102c1865d",
    openalex = "W2105082865",
    references = "caughey1981deltaic, doi10100797814684827687, doi1010079783642610189, doi1010160025322771900533, doi101086629710, doi1011300091761319930210483nagmhf23co2, doi101130dnaggnaj245, doi1013060c9b2321171011d78645000102c1865d, doi1013061d9bc5bb172d11d78645000102c1865d, doi1013061d9bc5d9172d11d78645000102c1865d, doi101306703c9afa170711d78645000102c1865d, doi101306bdff8876171811d78645000102c1865d, doi101306bdff8f88171811d78645000102c1865d, doi102110pec95040129, doi105724gcs84050109, openalexw1599441881"
}

La Formación de Arenisca Ross es un sistema turbidítico rico en arena de 380 m de espesor depositado en una cuenca intracratónica durante un período de aproximadamente 500.000 años. En términos generales, el sistema presenta una tendencia neta de aggradación/progradación, pero esta tendencia ha sido interrumpida repetidamente por fluctuaciones en el nivel del mar forzadas por glaciares que produjeron una serie de secciones condensadas y límites de secuencia interpretados. Se reconocen turbiditas en lámina, canales turbidíticos, superficies de megaflúter, arroyos rellenos de lutita y deslizamientos/deslizamientos en el sistema turbidítico. Los canales dominan las partes media a superior del sistema y muestran una considerable variabilidad. El tipo más ampliamente desarrollado es un canal dominado por arenisca que comprende...

@incollection{doi105724gcs00150342,
    author = "Elliott, T.",
    title = "Arquitectura de depósito de un sistema turbidítico rico en arena y canalizado: La Formación de Arenisca Ross del Carbonífero Superior, Irlanda Occidental",
    year = "2000",
    booktitle = "SOCIETY OF ECONOMIC PALEONTOLOGISTS AND MINERALOGISTS eBooks",
    abstract = "La Formación de Arenisca Ross es un sistema turbidítico rico en arena de 380 m de espesor depositado en una cuenca intracratónica durante un período de aproximadamente 500.000 años. En términos generales, el sistema presenta una tendencia neta de aggradación/progradación, pero esta tendencia ha sido interrumpida repetidamente por fluctuaciones en el nivel del mar forzadas por glaciares que produjeron una serie de secciones condensadas y límites de secuencia interpretados. Se reconocen turbiditas en lámina, canales turbidíticos, superficies de megaflúter, arroyos rellenos de lutita y deslizamientos/deslizamientos en el sistema turbidítico. Los canales dominan las partes media a superior del sistema y muestran una considerable variabilidad. El tipo más ampliamente desarrollado es un canal dominado por arenisca que comprende...",
    url = "https://doi.org/10.5724/gcs.00.15.0342",
    doi = "10.5724/gcs.00.15.0342",
    openalex = "W2502437756"
}

Resumen La zona costera del Delta del Nilo está emergiendo rápidamente como una importante provincia de gas. Datos sísmicos tridimensionales (3-D) de alta calidad, junto con datos de 13 pozos consecutivos de exploración y evaluación en aguas profundas exitosos, han destacado claras fases de erosión y deposición dentro de los canales de pendiente marina profunda del Plioceno superior. La arquitectura general del yacimiento se imagina espectacularmente mediante técnicas sísmicas 3-D, tanto en secciones temporales como a través de una variedad de extracciones de amplitud, mientras que un extenso programa de adquisición y análisis de núcleos y registros de cable ha permitido una definición de alta resolución de los sedimentos de relleno de los canales. Los canales se iniciaron con la introducción de sedimentos gruesos al borde de la plataforma, posiblemente en momentos de caída del nivel relativo del mar. Inicialmente, hubo una erosión significativa, especialmente en las zonas hacia arriba de la pendiente de deposición, creando lo que denominamos "valles de pendiente". El relleno posterior de los valles comúnmente comenzó con flujos de escombros, deslizamientos y derrumbes, a veces sobre arenas basales relacionadas con el desvío, y progresó a canales amalgamados o apilados en paquetes de razones neta-bruta de arena decrecientes hacia arriba. Este patrón se repitió comúnmente después de la reincisión, lo cual pudo ocurrir varias veces. Las diferentes etapas del desarrollo de los canales pueden considerarse en términos de equilibrio de pendiente, con una reducción en la pendiente de la pendiente promovida por aumentos en el tamaño y densidad del flujo y disminuciones en el tamaño de grano.

@article{doi1013061105021094,
    author = "Samuel, Andy y Kneller, Ben y Raslan, Samir y Sharp, A. y Parsons, Cormac",
    title = "Prolific deep-marine slope channels of the Nile Delta, Egypt",
    year = "2003",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Resumen La zona costera del Delta del Nilo está emergiendo rápidamente como una importante provincia de gas. Datos sísmicos tridimensionales (3-D) de alta calidad, junto con datos de 13 pozos consecutivos de exploración y evaluación en aguas profundas exitosos, han destacado claras fases de erosión y deposición dentro de los canales de pendiente marina profunda del Plioceno superior. La arquitectura general del yacimiento se imagina espectacularmente mediante técnicas sísmicas 3-D, tanto en secciones temporales como a través de una variedad de extracciones de amplitud, mientras que un extenso programa de adquisición y análisis de núcleos y registros de cable ha permitido una definición de alta resolución de los sedimentos de relleno de los canales. Los canales se iniciaron con la introducción de sedimentos gruesos al borde de la plataforma, posiblemente en momentos de caída del nivel relativo del mar. Inicialmente, hubo una erosión significativa, especialmente en las zonas hacia arriba de la pendiente de deposición, creando lo que denominamos "valles de pendiente". El relleno posterior de los valles comúnmente comenzó con flujos de escombros, deslizamientos y derrumbes, a veces sobre arenas basales relacionadas con el desvío, y progresó a canales amalgamados o apilados en paquetes de razones neta-bruta de arena decrecientes hacia arriba. Este patrón se repitió comúnmente después de la reincisión, lo cual pudo ocurrir varias veces. Las diferentes etapas del desarrollo de los canales pueden considerarse en términos de equilibrio de pendiente, con una reducción en la pendiente de la pendiente promovida por aumentos en el tamaño y densidad del flujo y disminuciones en el tamaño de grano.",
    url = "https://doi.org/10.1306/1105021094",
    doi = "10.1306/1105021094",
    openalex = "W2148169148",
    references = "doi10108000206817809471524, doi1013062dc4091c0e4711d78643000102c1865d"
}

Los análisis de datos sísmicos 3-D en entornos predominantemente de fondo de cuenca fuera de la costa de Indonesia, Nigeria y el Golfo de México, revelan la presencia extensa de elementos de depósito por flujo gravitacional. Se observaron cinco elementos clave: (1) canales con bordes de flujo turbidítico, (2) ondas y bordes de sedimentos sobre el canal, (3) abanicos frontales o complejos de canales distributarios, (4) complejos de abanicos de grieta y (5) canales, lóbulos y láminas de flujo de escombros. Cada elemento de depósito muestra una morfología y expresión sísmica únicas. La arquitectura de los yacimientos de cada uno de estos elementos de depósito es una función de la interacción entre el proceso sedimentario, la morfología del fondo marino y la distribución del tamaño de grano del sedimento. (1) Los anchos de los canales con bordes de flujo turbidítico varían desde más de 3 km hasta menos de 200 m. La sinuosidad varía de moderada a alta, y los meandros del canal en la mayoría de los casos migran a lo largo del sistema. El carácter de reflexión de alta amplitud que comúnmente caracteriza estas características sugiere la presencia de arena dentro de los canales. En algunos casos, los canales de alta sinuosidad están asociados con (2) el desarrollo de ondas de sedimentos sobre el canal en entornos de bordes proximales, especialmente en asociación con las curvas externas del canal. Estas ondas de sedimentos alcanzan alturas de 20 m y espaciados de 2-3 km. Las crestas de estas ondas de sedimentos están orientadas normal a la dirección de transporte inferida de los flujos turbidíticos, y las ondas han migrado en una dirección a favor del flujo. El espesor de los bordes del margen del canal disminuye sistemáticamente a lo largo del sistema. Donde el espesor del borde ya no puede resolverse sísmicamente, los canales de alta sinuosidad alimentan (3) abanicos frontales o complejos de canales distributarios de baja sinuosidad. Los complejos de canales distributarios de baja sinuosidad se expresan como láminas lobuladas de hasta 5-10 km de ancho y decenas de kilómetros de longitud que se extienden hasta los bordes distales de estos sistemas. Probablemente comprenden unidades de arenisca en forma de lámina que consisten en depósitos canalizados someros y asociados ricos en arena. También se observan (4) depósitos de abanicos de grieta, que se forman como resultado de la ruptura de los bordes, comúnmente en las curvas del canal. Similar a los abanicos frontales, pero de menor tamaño, estos depósitos comúnmente se caracterizan por turbiditas en forma de lámina. (5) Los depósitos de flujo de escombros comprenden rellenos de canales de baja sinuosidad, lóbulos alargados estrechos y láminas, y se caracterizan sísmicamente por patrones de reflexión contorsionados, caóticos y de baja amplitud. Estos depósitos comúnmente yacen sobre pavimentos estriados o surcados que pueden tener hasta decenas de kilómetros de longitud, 15 m de profundidad y 25 m de ancho. Donde los flujos son no confinados, los patrones de estriación sugieren que el flujo divergente es común. Los depósitos de flujo de escombros se extienden tan hacia la cuenca como los turbiditas, y las unidades individuales de flujo de escombros pueden alcanzar 80 m de espesor y comúnmente están marcadas por bordes empinados. El carácter de reflexión sísmica transparente a caótico sugiere que estos depósitos son ricos en lodo. Estratigráficamente, las sucesiones de fondo de cuenca de aguas profundas comúnmente se caracterizan por depósitos de transporte de masa en la base, seguidos por depósitos de abanico frontal de turbidita y posteriormente por depósitos de canales con bordes. Esta sucesión está coronada por otra unidad de transporte de masa que finalmente es cubierta y drapeada por depósitos de sección condensada. Esta sucesión puede relacionarse con un ciclo de cambio del nivel relativo del mar y eventos asociados en el borde de plataforma correspondiente. Comúnmente, la deposición de una secuencia de aguas profundas se inicia con el inicio de la caída del nivel relativo del mar y termina con el posterior rápido aumento del nivel relativo del mar.

@article{doi101306111302730367,
    author = "Posamentier, Henry W. y Kolla, V.",
    title = "Geomorfología sísmica y estratigrafía de elementos deposicionales en entornos de aguas profundas",
    year = "2003",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "Los análisis de datos sísmicos 3-D en entornos predominantemente de fondo de cuenca fuera de la costa de Indonesia, Nigeria y el Golfo de México, revelan la presencia extensa de elementos deposicionales de flujos gravitacionales. Se observaron cinco elementos clave: (1) canales con bordes de turbiditas, (2) ondas y bordes de sedimentos sobre el canal, (3) abanicos frontales o complejos de canales distributarios, (4) complejos de abanicos de grietas y (5) canales, lóbulos y láminas de flujos de escombros. Cada elemento deposicional presenta una morfología y expresión sísmica únicas. La arquitectura de los reservorios de cada uno de estos elementos deposicionales es una función de la interacción entre el proceso sedimentario, la morfología del fondo marino y la distribución del tamaño de grano del sedimento. (1) Los anchos de los canales con bordes de turbiditas varían desde más de 3 km hasta menos de 200 m. La sinuosidad varía de moderada a alta, y los meandros del canal en la mayoría de los casos migran a lo largo del sistema. El carácter de reflexión de alta amplitud que comúnmente caracteriza estas características sugiere la presencia de arena dentro de los canales. En algunos casos, los canales de alta sinuosidad están asociados con (2) el desarrollo de ondas de sedimentos sobre el canal en entornos de bordes proximales, especialmente en asociación con las curvas externas del canal. Estas ondas de sedimentos alcanzan alturas de 20 m y espaciados de 2-3 km. Las crestas de estas ondas de sedimentos están orientadas normal a la dirección de transporte inferida de los flujos de turbiditas, y las ondas han migrado en una dirección a favor del flujo. El espesor de los bordes del margen del canal disminuye sistemáticamente a lo largo del sistema. Donde el espesor del borde ya no puede resolverse sísmicamente, los canales de alta sinuosidad alimentan (3) abanicos frontales o complejos de canales distributarios de baja sinuosidad. Los complejos de canales distributarios de baja sinuosidad se expresan como láminas lobuladas de hasta 5-10 km de ancho y decenas de kilómetros de longitud que se extienden hasta los bordes distales de estos sistemas. Probablemente comprenden unidades de arenisca laminares que consisten en depósitos canalizados someros y asociados ricos en arena. También se observan (4) depósitos de abanicos de grietas, que se forman como resultado de la ruptura de los bordes, comúnmente en las curvas del canal. Similar a los abanicos frontales, pero de menor tamaño, estos depósitos comúnmente se caracterizan por turbiditas laminares. (5) Los depósitos de flujos de escombros comprenden rellenos de canales de baja sinuosidad, lóbulos alargados estrechos y láminas, y se caracterizan sísmicamente por patrones de reflexión contorsionados, caóticos y de baja amplitud. Estos depósitos comúnmente yacen sobre pavimentos estriados o surcados que pueden tener hasta decenas de kilómetros de longitud, 15 m de profundidad y 25 m de ancho. Donde los flujos son no confinados, los patrones de estriación sugieren que el flujo divergente es común. Los depósitos de flujos de escombros se extienden tan hacia la cuenca como las turbiditas, y las unidades individuales de flujos de escombros pueden alcanzar 80 m de espesor y comúnmente están marcadas por bordes empinados. El carácter de reflexión sísmica transparente a caótico sugiere que estos depósitos son ricos en lodo. Estratigráficamente, las sucesiones de fondo de cuenca de aguas profundas comúnmente se caracterizan por depósitos de transporte de masa en la base, seguidos por depósitos de abanicos frontales de turbiditas y posteriormente por depósitos de canales con bordes. Esta sucesión está coronada por otra unidad de transporte de masa que finalmente es cubierta y drapeada por depósitos de sección condensada. Esta sucesión puede relacionarse con un ciclo de cambio del nivel relativo del mar y eventos asociados en el borde de plataforma correspondiente. Comúnmente, la deposición de una secuencia de aguas profundas se inicia con el inicio de la caída del nivel relativo del mar y termina con el posterior rápido aumento del nivel relativo del mar.",
    url = "https://doi.org/10.1306/111302730367",
    doi = "10.1306/111302730367",
    openalex = "W1483157968",
    references = "doi101007978146848276818, doi10100797814684827684, doi101086629747, doi101086648221, doi101111j136530911983tb00702x, doi1013061d9bc5d9172d11d78645000102c1865d, doi1013062dc4091c0e4711d78643000102c1865d, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi101306a25fe3bf171b11d78645000102c1865d, doi101306m26490c5, doi102110csp9907, doi105724gcs00150782, nardin1979a, normark1978fan, openalexw1570283708, openalexw3120543430, openalexw362631153"
}

Los depósitos de aguas profundas del Oligoceno-Mioceno de las formaciones Puchkirchen y Hall basal contienen los principales reservorios de gas de la cuenca de Molasse de Austria. Un nuevo modelo seismoestratigráfico, basado en un conjunto de datos sísmicos regional de tres dimensiones (3-D) de 2000 km² (772 mi²), ha cambiado fundamentalmente nuestra comprensión de los procesos de deposición y la distribución de reservorios en esta cuenca foreland de aguas profundas clásica. Los mapas de atributos sísmicos 3-D regionales, calibrados por casi 350 pozos, revelan que la sedimentación ocurrió principalmente dentro de los límites de un gran (3–5 km [1.8–3.1 mi] de ancho por >100 km [>62 mi] de largo) cinturón de canales de baja sinuosidad que ocupó el foredeep de la cuenca de Molasse. El relleno del canal consiste predominantemente en conglomerado y arenisca turbidíticos, así como depósitos caóticos de deslizamiento y flujo de escombros. Las áreas de ribera se caracterizan por arenisca y lutita turbidíticas de grano fino. Cañones incisos y abanicos de pendiente con agua estancada estuvieron activos a lo largo del margen sur de la cuenca; los canales tributarios laterales intersectaron el cinturón de canales axial en el norte. Acumulaciones significativas de gas están atrapadas estratigráficamente y estructuralmente en arenas de talweg de canal y abanicos de pendiente, con cantidades más modestas en depósitos de lóbulo de ribera y canales tributarios. La geometría de la cuenca tuvo un efecto profundo en la arquitectura del cinturón de canales y la distribución posterior de sedimentos. Los sistemas de canales de aguas profundas a gran escala están mal documentados en cuencas foreland; el modelo de deposición desarrollado para la Formación Puchkirchen fue posible gracias al uso de datos sísmicos de alta calidad y una extensa base de datos de núcleos de perforación. El modelo de deposición puede ser un análogo útil para otras cuencas de aguas profundas alargadas, especialmente aquellas que carecen de conjuntos de datos extensos y modernos.

@article{doi10130610210505018,
    author = "de Ruig, Menno J. and Hubbard, Stephen M.",
    title = "Seismic facies and reservoir characteristics of a deep-marine channel belt in the Molasse foreland basin, Puchkirchen Formation, Austria",
    year = "2006",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Los depósitos de aguas profundas del Oligoceno-Mioceno de las formaciones Puchkirchen y Hall basal contienen los principales reservorios de gas de la cuenca de Molasse de Austria. Un nuevo modelo seismoestratigráfico, basado en un conjunto de datos sísmicos regional de tres dimensiones (3-D) de 2000 km² (772 mi²), ha cambiado fundamentalmente nuestra comprensión de los procesos de deposición y la distribución de reservorios en esta cuenca foreland de aguas profundas clásica. Los mapas de atributos sísmicos 3-D regionales, calibrados por casi 350 pozos, revelan que la sedimentación ocurrió principalmente dentro de los límites de un gran (3–5 km [1.8–3.1 mi] de ancho por >100 km [>62 mi] de largo) cinturón de canales de baja sinuosidad que ocupó el foredeep de la cuenca de Molasse. El relleno del canal consiste predominantemente en conglomerado y arenisca turbidíticos, así como depósitos caóticos de deslizamiento y flujo de escombros. Las áreas de ribera se caracterizan por arenisca y lutita turbidíticas de grano fino. Cañones incisos y abanicos de pendiente con agua estancada estuvieron activos a lo largo del margen sur de la cuenca; los canales tributarios laterales intersectaron el cinturón de canales axial en el norte. Acumulaciones significativas de gas están atrapadas estratigráficamente y estructuralmente en arenas de talweg de canal y abanicos de pendiente, con cantidades más modestas en depósitos de lóbulo de ribera y canales tributarios. La geometría de la cuenca tuvo un efecto profundo en la arquitectura del cinturón de canales y la distribución posterior de sedimentos. Los sistemas de canales de aguas profundas a gran escala están mal documentados en cuencas foreland; el modelo de deposición desarrollado para la Formación Puchkirchen fue posible gracias al uso de datos sísmicos de alta calidad y una extensa base de datos de núcleos de perforación. El modelo de deposición puede ser un análogo útil para otras cuencas de aguas profundas alargadas, especialmente aquellas que carecen de conjuntos de datos extensos y modernos.",
    url = "https://doi.org/10.1306/10210505018",
    doi = "10.1306/10210505018",
    openalex = "W2144432096",
    references = "doi101016jmarpetgeo200301004, doi101016jmarpetgeo200308003, doi101016jmarpetgeo200309001, doi101016s0264817202000090, doi101306111302730367, doi1013061d9bc5d9172d11d78645000102c1865d, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013062dc4091c0e4711d78643000102c1865d, openalexw2989049194, openalexw62718268"
}

Resumen Utilizando ejemplos modernos y antiguos, demostramos que los deltas dominados por ríos formados en cuencas someras tienen múltiples canales distributarios terminales coetáneos a diferentes escalas. La dispersión de sedimentos a través de múltiples canales distributarios terminales resulta en una forma general lobulada del delta dominado por ríos que es opuesta al tipo digitado del Misisipi, pero similar a los deltas descritos como dominados por oleaje. Los ejemplos de deltas que presentamos muestran secuencias típicas de facies de la frente deltaica con engrosamiento hacia arriba, pero no contienen canales distributarios profundos, como se ha interpretado rutinariamente en muchos deltas antiguos. Mostramos que los depósitos de la frente deltaica dominados por ríos en aguas someras suelen estar cubiertos por pequeños canales distributarios terminales, cuyo área transversal representa una pequeña fracción del canal troncal fluvial principal. Reconocer los canales distributarios terminales es crítico en la interpretación de los deltas dominados por ríos. Los canales distributarios terminales son las características canalizadas más distales y pueden ser tanto subaéreas como subacuáticas. Sus dimensiones varían entre decenas de metros y kilómetros de ancho, con valores comunes de 100–400 m y profundidades de 1–3 m, y raramente están incisos. La orientación de los canales distributarios terminales para el mismo sistema tiene una gran variación, con valores entre 123° (Delta del Volga) y 248° (Delta del Lena). Los canales distributarios terminales están íntimamente asociados con los depósitos de barras de desembocadura y se rellenan por aggradación y migración lateral o aguas arriba de las barras de desembocadura. Los depósitos de canales distributarios terminales tienen estructuras sedimentarias características de flujo efuyente unidireccional, pero también muestran evidencia de reworking por oleaje y mareas.

@article{doi102110jsr2006026,
    author = "Olariu, Cornel y Bhattacharya, Janok P.",
    title = "Canales Distributarios Terminales y Arquitectura de la Frente Deltaica de Sistemas Deltaicos Dominados por Ríos",
    year = "2006",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "Resumen Utilizando ejemplos modernos y antiguos, demostramos que los deltas dominados por ríos formados en cuencas someras tienen múltiples canales distributarios terminales coetáneos a diferentes escalas. La dispersión de sedimentos a través de múltiples canales distributarios terminales resulta en una forma general lobulada del delta dominado por ríos que es opuesta al tipo digitado del Misisipi, pero similar a los deltas descritos como dominados por oleaje. Los ejemplos de deltas que presentamos muestran secuencias típicas de facies de la frente deltaica con engrosamiento hacia arriba, pero no contienen canales distributarios profundos, como se ha interpretado rutinariamente en muchos deltas antiguos. Mostramos que los depósitos de la frente deltaica dominados por ríos en aguas someras suelen estar cubiertos por pequeños canales distributarios terminales, cuyo área transversal representa una pequeña fracción del canal troncal fluvial principal. Reconocer los canales distributarios terminales es crítico en la interpretación de los deltas dominados por ríos. Los canales distributarios terminales son las características canalizadas más distales y pueden ser tanto subaéreas como subacuáticas. Sus dimensiones varían entre decenas de metros y kilómetros de ancho, con valores comunes de 100–400 m y profundidades de 1–3 m, y raramente están incisos. La orientación de los canales distributarios terminales para el mismo sistema tiene una gran variación, con valores entre 123° (Delta del Volga) y 248° (Delta del Lena). Los canales distributarios terminales están íntimamente asociados con los depósitos de barras de desembocadura y se rellenan por aggradación y migración lateral o aguas arriba de las barras de desembocadura. Los depósitos de canales distributarios terminales tienen estructuras sedimentarias características de flujo efuyente unidireccional, pero también muestran evidencia de reworking por oleaje y mareas.",
    url = "https://doi.org/10.2110/jsr.2006.026",
    doi = "10.2110/jsr.2006.026",
    openalex = "W2132272817",
    references = "doi101306111302730367, doi1013065ceadd7616bb11d78645000102c1865d, openalexw101633874, openalexw1558464430, openalexw1592594904"
}

@article{covault2007highstand,
    author = "Covault, Jacob A. y Normark, William R. y Romans, Brian W. y Graham, Stephan A.",
    title = "Highstand fans en la frontera de California: Los sistemas de depósito de aguas profundas ignorados",
    year = "2007",
    journal = "Geología",
    url = "https://doi.org/10.1130/g23800a.1",
    doi = "10.1130/g23800a.1",
    number = "9",
    openalex = "W2084064600",
    pages = "783",
    volume = "35",
    references = "doi10100797814684827686, doi101016jquascirev200403006, doi101016s0025322702006771, doi10112111908210, doi101126science1059549, doi101130g225051, doi1013065d25c61516c111d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi101306bc743d7f16be11d78645000102c1865d, doi101306m26490c6"
}

Resumen La Formación Barnett Mississippian de la Cuenca de Fort Worth es un sistema clásico de gas de pizarras en el que la roca es la fuente, el reservorio y el sello. Las estratas de Barnett se depositaron en una cuenca foreland de aguas más profundas que tenía una pobre circulación con el océano abierto. Durante la mayor parte de la historia de la cuenca, las aguas de fondo fueron euxínicas, preservando la materia orgánica y, por lo tanto, creando una rica roca fuente, junto con abundante pirita framboidal. El intervalo de Barnett comprende una variedad de facies, pero está dominado por partículas de grano fino (de tamaño arcilla a limo). Se reconocen tres litofacies generales basadas en mineralogía, textura, biota y textura: (1) lutita silícea laminada; (2) lutita calcárea arcillosa laminada (arcilla); y (3) packstone calcáreo arcilloso esquelético. Cada facies contiene abundante pirita y fosfato (apatita), que son especialmente comunes en hardgrounds. Las concreciones carbonatadas, un producto de la diagénesis temprana, también son comunes. Toda la biota de Barnett está compuesta de escombros transportados a la cuenca desde la plataforma o la pendiente superior oxigenada por plumas de lodo hemipelágicas, turbiditas diluidas y flujos de escombros. El sedimento biogénico también se originó en la columna de agua más somera y mejor oxigenada. Se estima que la deposición de Barnett ocurrió durante un período de 25 m.a., y a pesar de las variaciones en las sublito-facies, el estilo de sedimentación permaneció notablemente similar a lo largo de este lapso de tiempo.

@article{doi10130611020606059,
    author = "Loucks, Robert G. and Ruppel, Stephen C.",
    title = "Mississippian Barnett Shale: Lithofacies and depositional setting of a deep-water shale-gas succession in the Fort Worth Basin, Texas",
    year = "2007",
    journal = "AAPG Bulletin",
    abstract = "Resumen La Formación Barnett Mississippian de la Cuenca de Fort Worth es un sistema clásico de gas de pizarras en el que la roca es la fuente, el reservorio y el sello. Las estratas de Barnett se depositaron en una cuenca foreland de aguas más profundas que tenía una pobre circulación con el océano abierto. Durante la mayor parte de la historia de la cuenca, las aguas de fondo fueron euxínicas, preservando la materia orgánica y, por lo tanto, creando una rica roca fuente, junto con abundante pirita framboidal. El intervalo de Barnett comprende una variedad de facies, pero está dominado por partículas de grano fino (de tamaño arcilla a limo). Se reconocen tres litofacies generales basadas en mineralogía, textura, biota y textura: (1) lutita silícea laminada; (2) lutita calcárea arcillosa laminada (arcilla); y (3) packstone calcáreo arcilloso esquelético. Cada facies contiene abundante pirita y fosfato (apatita), que son especialmente comunes en hardgrounds. Las concreciones carbonatadas, un producto de la diagénesis temprana, también son comunes. Toda la biota de Barnett está compuesta de escombros transportados a la cuenca desde la plataforma o la pendiente superior oxigenada por plumas de lodo hemipelágicas, turbiditas diluidas y flujos de escombros. El sedimento biogénico también se originó en la columna de agua más somera y mejor oxigenada. Se estima que la deposición de Barnett ocurrió durante un período de 25 m.a., y a pesar de las variaciones en las sublito-facies, el estilo de sedimentación permaneció notablemente similar a lo largo de este lapso de tiempo.",
    url = "https://doi.org/10.1306/11020606059",
    doi = "10.1306/11020606059",
    openalex = "W2166476646",
    references = "doi1010160016703796002098, doi101038142234b0, doi101046j13653091200100360x, doi1013065ceadd7616bb11d78645000102c1865d"
}

RESUMEN El estudio de los sistemas de fuente a sumidero relaciona las variaciones a largo plazo en el flujo de sedimentos con la evolución morfogenética de los sistemas erosivos–depositivos. Estas variaciones son causadas por una combinación intrincada de mecanismos de forzamiento autogénico y alógeno que operan en múltiples escalas de tiempo – desde eventos de transporte individuales hasta el relleno a gran escala de cuencas. Con el fin de lograr una mejor comprensión de cómo estos mecanismos influyen en las características morfológicas en diferentes escalas, se han investigado 29 sistemas submodernos de fuente a sumidero. El estudio se basa en mediciones de parámetros morfológicos de cuencas, plataformas y pendientes derivadas de un conjunto de datos de modelos digitales de elevación global de ∼1 km, en combinación con datos sobre abanicos de lecho de cuenca, suministro de sedimentos, descarga de agua y tasas de deposición derivados de la literatura publicada. Al comparar diversos parámetros morfológicos y sedimentológicos dentro y entre sistemas individuales, se identifican una serie de relaciones que gobiernan la evolución y el comportamiento del sistema. Los resultados sugieren que la cantidad de área de llanura aluvial de bajo gradiente y la pendiente del cauce fluvial son buenos indicadores del potencial de almacenamiento de la cuenca. El área de la cuenca y la longitud del cauce fluvial también están relacionadas con el área de la plataforma y el ancho de la plataforma, respectivamente. Similarmente al área de la llanura aluvial, estos parámetros son importantes para el almacenamiento a largo plazo de sedimentos en la plataforma de la cuenca. Además, el área del abanico de lecho de cuenca es correlativa con la tasa de deposición a largo plazo y la longitud de la pendiente. La longitud de la pendiente demuestra así ser un parámetro útil que vincula segmentos proximales y distales en sistemas de fuente a sumidero. Las relaciones observadas en este estudio proporcionan información sobre el desarrollo a escala de segmento de los sistemas de fuente a sumidero, y la comprensión de estas relaciones en sistemas modernos puede resultar en un conocimiento mejorado sobre el desarrollo interno y externo de los sistemas de fuente a sumidero a lo largo de escalas de tiempo geológicas. También permiten el desarrollo de un conjunto de directrices semicuantitativas que pueden utilizarse para predecir relaciones similares en otros sistemas donde faltan o carecen datos de segmentos individuales del sistema.

@article{doi101111j13652117200900397x,
    author = "Sømme, Tor O. y Helland‐Hansen, William y Martinsen, Ole J. y Thurmond, John B.",
    title = "Relaciones entre parámetros morfológicos y sedimentológicos en sistemas de fuente a sumidero: una base para predecir características semicuantitativas en sistemas subsuperficiales",
    year = "2009",
    journal = "Basin Research",
    abstract = "RESUMEN El estudio de los sistemas de fuente a sumidero relaciona las variaciones a largo plazo en el flujo de sedimentos con la evolución morfogenética de los sistemas erosivos–depositivos. Estas variaciones son causadas por una combinación intrincada de mecanismos de forzamiento autogénico y alógeno que operan en múltiples escalas de tiempo – desde eventos de transporte individuales hasta el relleno a gran escala de cuencas. Con el fin de lograr una mejor comprensión de cómo estos mecanismos influyen en las características morfológicas en diferentes escalas, se han investigado 29 sistemas submodernos de fuente a sumidero. El estudio se basa en mediciones de parámetros morfológicos de cuencas, plataformas y pendientes derivadas de un conjunto de datos de modelos digitales de elevación global de ∼1 km, en combinación con datos sobre abanicos de lecho de cuenca, suministro de sedimentos, descarga de agua y tasas de deposición derivados de la literatura publicada. Al comparar diversos parámetros morfológicos y sedimentológicos dentro y entre sistemas individuales, se identifican una serie de relaciones que gobiernan la evolución y el comportamiento del sistema. Los resultados sugieren que la cantidad de área de llanura aluvial de bajo gradiente y la pendiente del cauce fluvial son buenos indicadores del potencial de almacenamiento de la cuenca. El área de la cuenca y la longitud del cauce fluvial también están relacionadas con el área de la plataforma y el ancho de la plataforma, respectivamente. Similarmente al área de la llanura aluvial, estos parámetros son importantes para el almacenamiento a largo plazo de sedimentos en la plataforma de la cuenca. Además, el área del abanico de lecho de cuenca es correlativa con la tasa de deposición a largo plazo y la longitud de la pendiente. La longitud de la pendiente demuestra así ser un parámetro útil que vincula segmentos proximales y distales en sistemas de fuente a sumidero. Las relaciones observadas en este estudio proporcionan información sobre el desarrollo a escala de segmento de los sistemas de fuente a sumidero, y la comprensión de estas relaciones en sistemas modernos puede resultar en un conocimiento mejorado sobre el desarrollo interno y externo de los sistemas de fuente a sumidero a lo largo de escalas de tiempo geológicas. También permiten el desarrollo de un conjunto de directrices semicuantitativas que pueden utilizarse para predecir relaciones similares en otros sistemas donde faltan o carecen datos de segmentos individuales del sistema.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-2117.2009.00397.x",
    doi = "10.1111/j.1365-2117.2009.00397.x",
    openalex = "W2038178933",
    references = "blot1982geology, covault2007highstand, doi10100797814612378841, doi10100797894009324181, doi1010160012825288900645, doi101016s0264817202000090, doi101016s0264817203000357, doi10103835073504, doi101038nature02150, doi101046j13653091200000008x, doi101086626637, doi101086628741, doi101086629606, doi101111j136530911983tb00702x, doi101126science1116412, doi1011270941294820060130, doi101130001676061952631117haaoet20co2, doi10113000167606197182563gotbdf20co2, doi1013065d25c61516c111d78645000102c1865d, doi1013065d25c96516c111d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi1013068626c37f173b11d78645000102c1865d, doi101306a25fe3bf171b11d78645000102c1865d, doi101306bdff8e16171811d78645000102c1865d, doi102110pec88010109"
}

Resumen Los conjuntos de datos del fondo marino y de sismología superficial de los lóbulos terminales de abanicos submarinos pueden proporcionar excelentes cortes temporales de planform de sistemas profundos distributarios, pero comúnmente solo ofrecen información limitada sobre la arquitectura transversal. Los extensos afloramientos en el centro de depósito Tanqua, en el suroeste de la Cuenca del Karoo, proporcionan estas restricciones tridimensionales sobre la distribución de litofacies, patrones de apilamiento, geometrías de depósito y la evolución estratigráfica de depósitos de lóbulos submarinos a una escala comparable con los sistemas modernos de lóbulos. El estudio detallado (a escala de lecho) de un complejo de un solo lóbulo (Fan 3) sobre un área de 15 km por 8 km ha ayudado a definir una jerarquía de cuatro niveles de elementos de depósito, desde el lecho hasta el elemento de lóbulo, el lóbulo y el complejo de lóbulo. El complejo de lóbulo Fan 3 comprende seis paquetes distintos de arenisca de grano fino, interpretados como lóbulos, que muestran patrones de apilamiento compensatorio a una escala de 5 km. Entre los lóbulos sucesivos hay areniscas y siltitas de grano muy fino y lechos delgados que no cambian de litofacies a lo largo de varios kilómetros y, por lo tanto, se identifican como un elemento arquitectónico diferente. Cada lóbulo se construye con muchos elementos de lóbulo, que también muestran patrones de apilamiento compensatorio a una escala de kilómetro. Las variaciones de espesor de los elementos de lóbulo pueden ser extremadamente abruptas sin erosión, particularmente en áreas distales donde los mapas isopacos revelan un borde distal en forma de dedo para los lóbulos. Por lo tanto, los depósitos de lóbulos no son sistemas simples dominados por láminas radiales como se suele concebir.

@article{doi101111j13653091200901073x,
    author = "Prélat, Amandine and Hodgson, David M. and Flint, Stephen S.",
    title = "Evolución, arquitectura y jerarquía de depósitos profundos distributarios submarinos: una investigación de afloramiento de alta resolución desde la Cuenca del Karoo Pérmica, Sudáfrica",
    year = "2009",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Resumen Los conjuntos de datos del fondo marino y de sismología superficial de los lóbulos terminales de abanicos submarinos pueden proporcionar excelentes cortes temporales de planform de sistemas profundos distributarios, pero comúnmente solo ofrecen información limitada sobre la arquitectura transversal. Los extensos afloramientos en el centro de depósito Tanqua, en el suroeste de la Cuenca del Karoo, proporcionan estas restricciones tridimensionales sobre la distribución de litofacies, patrones de apilamiento, geometrías de depósito y la evolución estratigráfica de depósitos de lóbulos submarinos a una escala comparable con los sistemas modernos de lóbulos. El estudio detallado (a escala de lecho) de un complejo de un solo lóbulo (Fan 3) sobre un área de 15 km por 8 km ha ayudado a definir una jerarquía de cuatro niveles de elementos de depósito, desde el lecho hasta el elemento de lóbulo, el lóbulo y el complejo de lóbulo. El complejo de lóbulo Fan 3 comprende seis paquetes distintos de arenisca de grano fino, interpretados como lóbulos, que muestran patrones de apilamiento compensatorio a una escala de 5 km. Entre los lóbulos sucesivos hay areniscas y siltitas de grano muy fino y lechos delgados que no cambian de litofacies a lo largo de varios kilómetros y, por lo tanto, se identifican como un elemento arquitectónico diferente. Cada lóbulo se construye con muchos elementos de lóbulo, que también muestran patrones de apilamiento compensatorio a una escala de kilómetro. Las variaciones de espesor de los elementos de lóbulo pueden ser extremadamente abruptas sin erosión, particularmente en áreas distales donde los mapas isopacos revelan un borde distal en forma de dedo para los lóbulos. Por lo tanto, los depósitos de lóbulos no son sistemas simples dominados por láminas radiales como se suele concebir.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2009.01073.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.2009.01073.x",
    openalex = "W1977385910",
    references = "doi10100797814684827684, doi10100797894009324181, doi101016s0264817299000112, doi101016s0264817299000641, doi101046j13653091200300560x, doi101111j136530911977tb00126x, doi101111j13653091200700926x, doi101306111302730367, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, normark1978fan, posamentier2011deepwater"
}

Resumen La laminación cruzada de crestas onduladas se deposita más comúnmente por corrientes turbidez cuando la caída de carga suspendida y el transporte de carga de fondo ocurren simultáneamente. El ángulo de ascenso de las crestas refleja la relación entre las tasas de caída de carga suspendida y sedimentación de carga de fondo, permitiendo el cálculo de las propiedades y duraciones de las corrientes turbidez. Tres áreas que exhiben secciones gruesas (>50 m) de depósitos de laminación cruzada de crestas onduladas de aguas profundas son el foco de este estudio: (i) la Formación Mount Messenger superior del Mioceno en la Cuenca de Taranaki, Nueva Zelanda; (ii) la Formación Skoorsteenberg del Pérmico en el centro de depósito Tanqua de la Cuenca de Karoo, Sudáfrica; y (iii) el Campo Magnolia del Pleistoceno inferior en la Cuenca Titan, Golfo de México. Las distribuciones de facies y la información contextual local indican que la laminación cruzada de crestas onduladas en cada área se depositó en un entorno 'fuera del eje' donde los flujos se expandieron debido a la pérdida de confinamiento o una disminución de la pendiente. La reducción resultante en el espesor del flujo, número de Reynolds, esfuerzo cortante y capacidad promovió la caída en suspensión y, por lo tanto, la formación de laminación cruzada de crestas onduladas. La laminación cruzada de crestas onduladas en el área de estudio de Nueva Zelanda se depositó tanto fuera como dentro de canales en una ruptura inferida de la pendiente, donde los flujos estaban desacelerándose y expandiéndose. En el área de estudio de Sudáfrica, la laminación cruzada de crestas onduladas se depositó debido a una pérdida de confinamiento del flujo. En el área de estudio de Magnolia, una disminución abrupta de la pendiente cerca de un sill de cuenca causó desaceleración del flujo y deposición de laminación cruzada de crestas onduladas en entornos fuera del eje. Se calcularon la tasa de sedimentación y el tiempo de acumulación para 44 unidades de sedimentación de laminación cruzada de crestas onduladas de las tres áreas utilizando TDURE, un modelo matemático desarrollado por Baas et al. (2000). Para divisiones T c y lechos T bc que promedian 26 cm y 37 cm de espesor, respectivamente, las tasas promedio de sedimentación de laminación cruzada de crestas onduladas y de lecho completo fueron 0·15 mm sec −1 y 0·26 mm sec −1, y los tiempos promedio de acumulación fueron 27 min y 35 min, respectivamente. En algunos casos, las tendencias estratigráficas distintivas de la tasa de sedimentación brindan información sobre la evolución del entorno de deposición. La laminación cruzada de crestas onduladas en las tres áreas de estudio se desarrolla en arena de grano muy fino a fino, sugiriendo una dependencia del tamaño de grano en la formación de laminación cruzada de crestas onduladas turbídicas. De hecho, las tasas de sedimentación calculadas correlacionan bien con la tasa de sedimentación debida a la sedimentación restringida de suspensiones de arena-agua de grano muy fino y fino a concentraciones de hasta 20% y 2·5%, respectivamente. Para granos más gruesos, las tasas de sedimentación restringida a todas las concentraciones son mucho demasiado altas para formar laminación cruzada de crestas onduladas, resultando en la formación de divisiones masivas/estructurales S 3 o T a.

@article{doi101111j13653091201101283x,
    author = "Jobe, Zane y Lowe, Donald R. y Morris, William R.",
    title = "Secuencias de ondas que ascienden en sistemas turbidíticos: ambientes de depósito, tasas de sedimentación y tiempos de acumulación",
    year = "2011",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Abstract La laminación cruzada de ondas que ascienden se deposita con mayor frecuencia por corrientes turbidíticas cuando ocurren simultáneamente la caída de la carga suspendida y el transporte de carga de fondo. El ángulo de ascenso de la onda refleja la relación entre la caída de la carga suspendida y las tasas de sedimentación de la carga de fondo, permitiendo el cálculo de las propiedades del flujo y las duraciones de las corrientes turbidíticas. Tres áreas que exhiben secciones gruesas (>50 m) de depósitos de laminación cruzada de ondas que ascienden en aguas profundas son el foco de este estudio: (i) la Formación Mount Messenger superior del Mioceno en la Cuenca de Taranaki, Nueva Zelanda; (ii) la Formación Skoorsteenberg del Pérmico en el centro de depósito Tanqua de la Cuenca de Karoo, Sudáfrica; y (iii) el Campo Magnolia del Pleistoceno inferior en la Cuenca Titan, Golfo de México. Las distribuciones de facies y la información contextual local indican que la laminación cruzada de ondas que ascienden en cada área se depositó en un entorno 'fuera del eje' donde los flujos se expandieron debido a la pérdida de confinamiento o a una disminución de la pendiente. La reducción resultante en el espesor del flujo, el número de Reynolds, el esfuerzo cortante y la capacidad promovió la caída en suspensión y, por lo tanto, la formación de laminación cruzada de ondas que ascienden. La laminación cruzada de ondas que ascienden en el área de estudio de Nueva Zelanda se depositó tanto fuera como dentro de canales en una ruptura inferida de la pendiente, donde los flujos estaban desacelerándose y expandiéndose. En el área de estudio de Sudáfrica, la laminación cruzada de ondas que ascienden se depositó debido a una pérdida de confinamiento del flujo. En el área de estudio de Magnolia, una disminución abrupta de la pendiente cerca de un sill de cuenca causó la desaceleración del flujo y la deposición de laminación cruzada de ondas que ascienden en entornos fuera del eje. Se calcularon la tasa de sedimentación y el tiempo de acumulación para 44 unidades de sedimentación de laminación cruzada de ondas que ascienden de las tres áreas utilizando TDURE, un modelo matemático desarrollado por Baas et al. (2000). Para divisiones T c y lechos T bc que promedian 26 cm y 37 cm de espesor, respectivamente, las tasas promedio de sedimentación de laminación cruzada de ondas que ascienden y de lecho completo fueron 0·15 mm seg −1 y 0·26 mm seg −1, y los tiempos promedio de acumulación fueron 27 min y 35 min, respectivamente. En algunos casos, las tendencias estratigráficas distintivas de la tasa de sedimentación ofrecen información sobre la evolución del ambiente de depósito. La laminación cruzada de ondas que ascienden en las tres áreas de estudio se desarrolla en arena muy fina a fina, lo que sugiere una dependencia del tamaño de grano en la formación de laminación cruzada de ondas que ascienden en turbiditas. De hecho, las tasas de sedimentación calculadas se correlacionan bien con la tasa de sedimentación debida a la sedimentación obstaculizada de suspensiones de arena muy fina y fina con agua a concentraciones de hasta 20\% y 2·5\%, respectivamente. Para granos más gruesos, las tasas de sedimentación obstaculizada a todas las concentraciones son mucho demasiado altas para formar laminación cruzada de ondas que ascienden, resultando en la formación de divisiones masivas/estructurales S 3 o T a.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2011.01283.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.2011.01283.x",
    openalex = "W1908834558",
    references = "doi101111j13653091200901073x, doi102110jsr2009035"
}

Resumen Los flujos de densidad de sedimentos submarinos son uno de los procesos más importantes para mover sedimentos a través de nuestro planeta, aunque son extremadamente difíciles de monitorear directamente. La velocidad de los flujos de densidad submarinos de larga distancia ha sido medida directamente en solo cinco lugares en todo el mundo y su concentración de sedimentos nunca ha sido medida directamente. El único registro de la mayoría de los flujos de densidad es su depósito de sedimentos. Este artículo resume los procesos mediante los cuales los flujos de densidad depositan sedimentos y propone una nueva clasificación única para los tipos resultantes de depósito. Las propiedades coloidales de la arcilla cohesiva fina aseguran que la deposición de arcilla sea compleja, y grandes volúmenes de arcilla a veces pueden estancarse o drenar hacia atrás por largas distancias en las zonas bajas de las cuencas. La deposición de arcilla no clasificada (T E‐3) más probablemente resulta finalmente de la consolidación en masa en flujos relativamente delgados y densos, aunque la clasificación inicial por tamaño de la arcilla indica etapas anteriores de flujo diluido y expandido. La arcilla clasificada (T E‐2) y la arcilla finamente laminada (T E‐1) más probablemente resultan de la sedimentación de flocos a concentraciones de arcilla más bajas. Las rupturas de tamaño de grano debajo de los intervalos de arcilla son comunes y registran el desvío de tamaños de grano intermedios debido al comportamiento de la arcilla coloidal. El silt no cohesivo o la arena fina laminados planares (T D) y laminados cruzados por ondas (T C) se depositan por flujo diluido, y la forma externa del depósito es consistente con modelos anteriores de flujo diluido desacelerado espacialmente (disipativo). Una ruptura de tamaño de grano debajo del intervalo laminado cruzado por ondas (T C) es común y registra un período de reworking de sedimentos (a veces en dunas) o desvío. La arena finamente laminada planar puede depositarse por ondas de lecho de baja amplitud en flujo diluido (T B‐1), pero es más probable que se deposita principalmente por capas cercanas al lecho de alta concentración debajo de flujos de alta densidad (T B‐2). La laminación planar más espaciada (T B‐3) ocurre debajo de la arena limpia masiva (T A) y también se forma por corrientes turbidas de alta densidad. Los depósitos de turbiditas de alta densidad (T A, T B‐2 y T B‐3) tienen una forma tabular consistente con la sedimentación obstaculizada y típicamente están cubiertos por un drapé más extenso de turbiditas de baja densidad (T D y T C). Esta forma de núcleo y drapé sugiere que los eventos a veces comprenden dos componentes de flujo distintos. La arena limpia masiva se deposita menos comúnmente en masa por flujo de escombros licuado (D CS), en cuyo caso la arena limpia es no clasificada o tiene una textura de tamaño de grano parcheada. Los debrites de arena limpia pueden extenderse por varias decenas de kilómetros antes de pincharse abruptamente. Las transiciones a favor de la corriente sugieren que los flujos de escombros de arena limpia a veces se forman mediante transformación de corrientes turbidas de alta densidad. Los flujos de escombros cohesivos pueden depositar tres tipos de arena lodoso no clasificada que puede contener clastos. Los debrites cohesivos gruesos tienden a ocurrir en configuraciones más proximales y se extienden desde un deslizamiento inicial de pendiente. Los flujos de escombros cohesivos de baja resistencia, más delgados y altamente móviles, producen depósitos extensos restringidos a áreas distales. Estos flujos de escombros de baja resistencia pueden contener clastos y viajar largas distancias (D M‐2), o resultar de una transformación de flujo más local debido al amortiguamiento de la turbulencia por arcilla cohesiva (D M‐1). El mapeo de depósitos individuales de flujo (lechos) enfatiza cómo un solo evento puede contener varios tipos de flujo, con transformaciones entre tipos de flujo. La transformación de flujo puede ser de flujo diluido a flujo denso, así como de flujo denso a flujo diluido. El estado de flujo, tipo de depósito y transformación de flujo dependen fuertemente de la fracción volumétrica de arcilla fina cohesiva dentro de un flujo. Las observaciones de campo recientes muestran desviaciones significativas de los modelos ampliamente citados anteriormente, y muchas hipótesis que vinculan el tipo de flujo con el tipo de depósito están mal probadas. Aún hay mucho por aprender sobre estos flujos extraordinarios.

@article{doi101111j13653091201201353x,
    author = "Talling, Peter J. y Masson, Douglas G. y Sumner, E. J. y Malgesini, G.",
    title = "Flujos de sedimentos subacuáticos: procesos de deposición y tipos de depósito",
    year = "2012",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Resumen Los flujos de densidad de sedimentos submarinos son uno de los procesos más importantes para mover sedimentos a través de nuestro planeta, aunque son extremadamente difíciles de monitorear directamente. La velocidad de los flujos de densidad submarinos de larga distancia ha sido medida directamente en solo cinco ubicaciones en todo el mundo y su concentración de sedimento nunca ha sido medida directamente. El único registro de la mayoría de los flujos de densidad es su depósito de sedimento. Este artículo resume los procesos mediante los cuales los flujos de densidad depositan sedimento y propone una nueva clasificación única para los tipos resultantes de depósito. Las propiedades coloidales de la arcilla cohesiva fina aseguran que la deposición de arcilla es compleja, y grandes volúmenes de arcilla a veces pueden estancarse o drenar hacia atrás por largas distancias en las depresiones basinales. La deposición de arcilla no estratificada (T E-3) probablemente resulta finalmente de la consolidación en masa en flujos relativamente delgados y densos, aunque el tamaño inicial de la arcilla indica etapas anteriores de flujo diluido y expandido. La arcilla estratificada (T E-2) y la arcilla finamente laminada (T E-1) probablemente resultan de la sedimentación de flocos a concentraciones de arcilla más bajas. Las rupturas de tamaño de grano debajo de los intervalos de arcilla son comunes y registran el desvío de tamaños de grano intermedios debido al comportamiento de la arcilla coloidal. El silt no cohesivo o la arena fina laminados planares (T D) y laminados cruzados por ondas (T C) se depositan por flujo diluido, y la forma externa del depósito es consistente con modelos anteriores de flujo diluido desacelerado espacialmente (disipativo). Una ruptura de tamaño de grano debajo del intervalo laminado cruzado por ondas (T C) es común y registra un período de reworking de sedimentos (a veces en dunas) o desvío. La arena finamente laminada planar puede depositarse por ondas de lecho de baja amplitud en flujo diluido (T B-1), pero es más probable que se deposite principalmente por capas cercanas al lecho de alta concentración debajo de flujos de alta densidad (T B-2). La laminación planar más espaciada (T B-3) ocurre debajo de arena limpia masiva (T A) y también se forma por corrientes turbidas de alta densidad. Los depósitos de turbiditas de alta densidad (T A, T B-2 y T B-3) tienen una forma tabular consistente con la sedimentación obstaculizada y típicamente están cubiertos por un manto más extenso de turbidita de baja densidad (T D y T C). Esta forma de núcleo y manto sugiere que los eventos a veces comprenden dos componentes de flujo distintos. La arena limpia masiva se deposita menos comúnmente en masa por flujo de escombros licuado (D CS), en cuyo caso la arena limpia no está estratificada o tiene una textura de tamaño de grano parcheada. Los debrites de arena limpia pueden extenderse por varias decenas de kilómetros antes de pincharse abruptamente. Las transiciones a favor de la corriente sugieren que los flujos de escombros de arena limpia a veces se forman mediante transformación de corrientes turbidas de alta densidad. Los flujos de escombros cohesivos pueden depositar tres tipos de arena lodoso no estratificada que pueden contener clastos. Los debrites cohesivos gruesos tienden a ocurrir en configuraciones más proximales y se extienden desde una falla inicial de pendiente. Los flujos de escombros cohesivos de baja fuerza, más delgados y altamente móviles, producen depósitos extensos restringidos a áreas distales. Estos flujos de escombros de baja fuerza pueden contener clastos y viajar largas distancias (D M-2), o resultar de una transformación de flujo más local debido al amortiguamiento de la turbulencia por arcilla cohesiva (D M-1). El mapeo de depósitos individuales de flujo (lechos) enfatiza cómo un solo evento puede contener varios tipos de flujo, con transformaciones entre tipos de flujo. La transformación de flujo puede ser de flujo diluido a flujo denso, así como de flujo denso a flujo diluido. El estado de flujo, tipo de depósito y transformación de flujo dependen fuertemente de la fracción volumétrica de arcilla fina cohesiva dentro de un flujo. Las observaciones de campo recientes muestran desviaciones significativas de los modelos ampliamente citados anteriormente, y muchas hipótesis que vinculan el tipo de flujo con el tipo de depósito están mal probadas. Aún hay mucho por aprender sobre estos flujos extraordinarios.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2012.01353.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.2012.01353.x",
    openalex = "W1934469433",
    references = "dejong1972flysch, doi1010160012825283900223, doi1010160037073880900524, doi1010160040195171900382, doi101016jmarpetgeo200301003, doi101016jmarpetgeo200309001, doi101016jmarpetgeo200902012, doi101016s0012825297818582, doi101016s0264817299000112, doi10102900eo00168, doi10102997rg00426, doi101046j13653091200100360x, doi101086625710, doi101086629606, doi101098rspa19540186, doi101098rsta20061810, doi101098rstl18830029, doi101111j136530911976tb00051x, doi101111j136530911977tb00122x, doi101111j13653091200801019x, doi101111j13653091200901073x, doi101146annurevfluid121108145618, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d, doi102110sedred200434, nardin1979a, openalexw1570283708, openalexw580680426"
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@article{doi101016jjhydrol201405022,
    author = "Borga, Marco y Stoffel, Markus y Marchi, Lorenzo y Marra, Francesco y Jakob, Matthias",
    title = "Respuesta hidromorfológica a las lluvias extremas en sistemas de cabecera: Inundaciones repentinas y flujos de escombros",
    year = "2014",
    journal = "Journal of Hydrology",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2014.05.022",
    doi = "10.1016/j.jhydrol.2014.05.022",
    openalex = "W2125830490",
    references = "doi10100797836426975939, doi101016jscitotenv201211043, doi101130g332171"
}

Al mirar hacia atrás las contribuciones sobre abanicos submarinos durante los últimos 65 años (1950–2015), los datos empíricos sobre 21 abanicos submarinos modernos y 10 sistemas profundos antiguos, publicados como resultado de la Primera Reunión del COMFAN (Comité sobre Abanicos) (Bouma et al., 1985a), han permanecido como la única compilación de datos más significativa sobre abanicos submarinos. Los años 1970 fueron la "época dorada" de los modelos de abanicos submarinos. En el siglo XXI, el enfoque general se ha desplazado desde los abanicos submarinos hacia los movimientos de masa submarinos, las ondas internas y las mareas, y los contouritas. El propósito de esta revisión es ilustrar la complejidad de los temas que rodean el origen y la clasificación de los abanicos submarinos. Los elementos principales de los abanicos submarinos, compuestos por cañones, canales y lóbulos, se discuten utilizando nueve estudios de caso modernos del Mar Mediterráneo, el Atlántico ecuatorial, el Golfo de México, el Pacífico Norte, el Océano Índico nororiental (Golfo de Bengala) y el Mar del Este (Corea). El Arenisca Annot (Eoceno-Oligoceno), expuesta en el área de Peira-Cava, sureste de Francia, que sirvió como localidad tipo para la "Secuencia de Bouma", fue reexaminada. Los detalles de campo se documentan cuestionando la validez del modelo, que fue la base para el vínculo entre turbiditas y abanicos. Los 29 modelos relacionados con abanicos que tienen importancia conceptual, desarrollados durante el período 1970–2015, se discuten utilizando sistemas modernos y antiguos. Son: (1) el modelo clásico de abanico submarino con lóbulos adheridos, (2) el modelo de lóbulos desprendidos, (3) el complejo canal-berma sin lóbulos, (4) el modelo de rampa alimentada por delta, (5) el modelo de lóbulo de surco, (6) el modelo de lóbulo suprafánico, (7) el modelo de lóbulo de depósito, (8) el modelo de lóbulo de abanico, (9) el modelo de lóbulo estancado, (10) los nueve modelos basados en tamaño de grano y fuente de sedimento, (11) los cuatro modelos de abanico basados en configuraciones tectónicas, (12) el modelo de debrite Jackfork, (13) el modelo de abanico de fondo de cuenca, (14) abanicos supercríticos y subcríticos, y (15) los tres tipos de reservorios de abanico. Cada modelo es único, y la creencia de larga data de que los abanicos submarinos están compuestos por turbiditas, en particular por turbiditas de alta densidad gravosas y arenosas, es un mito. Esto se debe a que no hay datos empíricos que validen la existencia de corrientes turbidíticas de alta densidad gravosas y arenosas en los ambientes marinos modernos. Además, no hay documentación experimental de corrientes turbidíticas reales que puedan transportar gravas y arenas gruesas en suspensión turbulenta. Los procesos de transporte de masa, que incluyen deslizamientos, hundimientos y flujos de escombros (pero no corrientes turbidíticas), son los mecanismos más viables para transportar gravas y arenas hacia el mar profundo. La noción predominante de que los abanicos submarinos se desarrollan durante períodos de bajamar también es un mito. La realidad geológica es que los eventos frecuentes de corto plazo que duran solo unos minutos a varias horas o días (por ejemplo, terremotos, impactos de meteoritos, tsunamis, ciclones tropicales, etc.) son más importantes en el control del depósito de arenas de aguas profundas que los eventos esporádicos de largo plazo que duran miles a millones de años (por ejemplo, tracts de sistemas de bajamar). Los abanicos submarinos aún están en una etapa de paradigma turbidítico confuso porque el concepto de corrientes turbidíticas de alta densidad es inconmensurable.

@article{doi101016jjop201508011,
    author = "Shanmugam, G.",
    title = "Abanicos submarinos: Una retrospectiva crítica (1950–2015)",
    year = "2016",
    journal = "Journal of Palaeogeography",
    abstract = "Cuando miramos hacia atrás las contribuciones sobre los abanicos submarinos durante los últimos 65 años (1950–2015), los datos empíricos sobre 21 abanicos submarinos modernos y 10 sistemas profundos antiguos, publicados como resultado de la Primera Reunión del COMFAN (Comité sobre Abanicos), de Bouma et al., 1985a, han permanecido como la compilación de datos más significativa sobre abanicos submarinos. Los años 1970 fueron la "edad de oro" de los modelos de abanicos submarinos. En el siglo XXI, el enfoque general se ha desplazado desde los abanicos submarinos hacia los movimientos de masa submarinos, las ondas internas y las mareas, y los contouritas. El propósito de esta revisión es ilustrar la complejidad de los problemas que rodean el origen y la clasificación de los abanicos submarinos. Los elementos principales de los abanicos submarinos, compuestos por cañones, canales y lóbulos, se discuten utilizando nueve estudios de caso modernos del Mar Mediterráneo, el Atlántico ecuatorial, el Golfo de México, el Pacífico Norte, el Océano Índico nororiental (Golfo de Bengala) y el Mar del Este (Corea). La Arenisca Annot (Eoceno-Oligoceno), expuesta en el área de Peira-Cava, sureste de Francia, que sirvió como localidad tipo para la "Secuencia de Bouma", fue reexaminada. Los detalles de campo se documentan cuestionando la validez del modelo, que fue la base para el vínculo entre turbiditas y abanicos. Los 29 modelos relacionados con abanicos que tienen importancia conceptual, desarrollados durante el período 1970–2015, se discuten utilizando sistemas modernos y antiguos. Son: (1) el modelo clásico de abanico submarino con lóbulos adheridos, (2) el modelo de lóbulo desprendido, (3) el complejo canal-berma sin lóbulos, (4) el modelo de rampa alimentada por delta, (5) el modelo de lóbulo de cárcava, (6) el modelo de lóbulo suprafánico, (7) el modelo de lóbulo de depósito, (8) el modelo de lóbulo de abanico, (9) el modelo de lóbulo embalsado, (10) los nueve modelos basados en el tamaño de grano y la fuente de sedimento, (11) los cuatro modelos de abanico basados en configuraciones tectónicas, (12) el modelo de debrite Jackfork, (13) el modelo de abanico de fondo de cuenca, (14) abanicos supercríticos y subcríticos, y (15) los tres tipos de reservorios de abanico. Cada modelo es único, y la creencia de larga data de que los abanicos submarinos están compuestos por turbiditas, en particular por turbiditas de alta densidad gravosas y arenosas, es un mito. Esto se debe a que no hay datos empíricos que validen la existencia de corrientes turbidíticas de alta densidad gravosas y arenosas en los ambientes marinos modernos. Además, no hay documentación experimental de corrientes turbidíticas reales que puedan transportar gravas y arenas gruesas en suspensión turbulenta. Los procesos de transporte de masa, que incluyen deslizamientos, hundimientos y flujos de escombros (pero no corrientes turbidíticas), son los mecanismos más viables para transportar gravas y arenas hacia el mar profundo. La noción predominante de que los abanicos submarinos se desarrollan durante períodos de bajamar del nivel del mar también es un mito. La realidad geológica es que los eventos frecuentes de corto plazo que duran solo desde unos pocos minutos hasta varias horas o días (por ejemplo, terremotos, impactos de meteoritos, tsunamis, ciclones tropicales, etc.) son más importantes en el control del depósito de arenas de aguas profundas que los eventos esporádicos de largo plazo que duran desde miles hasta millones de años (por ejemplo, tracts de sistemas de bajamar). Los abanicos submarinos aún se encuentran en una etapa de paradigma turbidítico confuso porque el concepto de corrientes turbidíticas de alta densidad es inconmensurable.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.jop.2015.08.011",
    doi = "10.1016/j.jop.2015.08.011",
    openalex = "W2309593205",
    references = "behrmann2006rapid, crossref1978gulf, crossref1996the, doi1010160012825286900012, doi10102997rg00426, doi101046j144016142002t01501102ax, doi10108000288306196910420225, doi101111j13653091200700926x, doi101111j13653091200801019x, doi101130081372356655, doi101130g332171, doi101130spe65p1, doi101144gslsp19850180103, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013065ceae13616bb11d78645000102c1865d, doi1043249781912281589, doi105860choice295709, doi105860choice342173, doi105860choice444462, doi107208chicago97802264581060010001, openalexw2267844404"
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Las cuencas captan agua y sedimentos para los sistemas sedimentarios aguas abajo, y estos forman sistemas individuales de fuente a sumidero. Los sistemas de fuente a sumidero comprenden segmentos adyacentes y vinculados, comúnmente cuencas de hinterland, llanuras aluviales y costeras, la plataforma continental, la pendiente continental y el abanico submarino. Las dimensiones de la cuenca y cómo se escalan a los segmentos aguas abajo proporcionan información sobre los controles sedimentarios y tectónicos que influyen en la morfología y los patrones de sedimentación en la evolución de una cuenca. En sucesiones sedimentarias antiguas, donde el sistema de enrutamiento sedimentario está enterrado e inaccesible para el estudio, o fragmentado debido al levantamiento y la erosión, el uso de relaciones de escala puede proporcionar una herramienta poderosa para comprender el sistema sedimentario completo. Los datos observacionales de sistemas sedimentarios modernos ofrecen la oportunidad de crear relaciones de escala morfológicas y sedimentológicas de segmentos en todo el sistema de fuente a sumidero. Sin embargo, los estudios anteriores sobre sistemas de fuente a sumidero modernos globales se han basado típicamente en un número limitado de ejemplos restringidos por los datos disponibles en ese momento y la metodología utilizada para analizar grandes conjuntos de datos. En la última década, el volumen y la calidad de la información obtenida por sensores remotos han mejorado significativamente, por lo que ahora es oportuno revisar las relaciones de escala de las morfologías de segmentos de sistemas de fuente a sumidero modernos y discutir las implicaciones de esos resultados para los parámetros sedimentológicos y su aplicabilidad a sistemas de fuente a sumidero antiguos. Los resultados de este reanálisis muestran que las dimensiones de los segmentos de cuenca y abanico submarino se escalan internamente en términos de ancho, longitud y área del abanico. Además, el área del abanico se escala con el área de su mayor cuenca de hinterland, de acuerdo con estudios anteriores; sin embargo, es importante considerar todas las cuencas que aportan sedimentos a una región del fondo de la cuenca. En configuraciones paleogeográficas, donde los abanicos submarinos individuales son difíciles de vincular a una sola cuenca, y donde los sistemas de fondo de cuenca están amalgamados, la descarga sedimentaria aportada por todas las cuencas puede ser significativa y probablemente influir en la escala de su abanico submarino. La acomodación frente al suministro de sedimentos en relación con el cambio del nivel relativo del mar son controles importantes sobre la posición de la línea de costa que varían considerablemente de un sistema a otro a lo largo del tiempo y el espacio, influyendo así en las relaciones morfológicas entre segmentos de fuente a sumidero. Por lo tanto, la plataforma continental debe considerarse como una característica geomorfológica transitoria en lugar de un segmento de un sistema de fuente a sumidero. Además, la longitud de la pendiente continental no debe utilizarse para escalar otros segmentos del sistema de fuente a sumidero, lo que contradice la investigación anterior. El control tectónico y sedimentológico subyacente en los segmentos de plataforma continental y pendiente, junto con la interpretación subjetiva de sus límites hacia la cuenca, pueden hacer que esos segmentos sean inadecuados para escalar la morfología de otros segmentos. El estudio destaca tanto la variabilidad temporal y la complejidad de los controles que influyen en la morfología y las relaciones de escala de segmentos internos y adyacentes vinculados de fuente a sumidero, como la necesidad de situar esto en un marco de historia tanto tectónica como sedimentológica.

@article{doi101016jsedgeo201806007,
    author = "Nyberg, Björn y Helland‐Hansen, William y Gawthorpe, Rob L. y Sandbakken, Pål y Eide, Christian Haug y Sømme, Tor O. y Hadler-Jacobsen, Frode y Leiknes, Sture",
    title = "Revisitar las relaciones morfológicas de los segmentos modernos de fuente a sumidero como un enfoque de primer orden para escalar sistemas sedimentarios antiguos",
    year = "2018",
    journal = "Sedimentary Geology",
    abstract = "Las cuencas proveen agua y sedimentos a los sistemas sedimentarios aguas abajo, y estos forman sistemas individuales de fuente a sumidero. Los sistemas de fuente a sumidero comprenden segmentos adyacentes y enlazados, comúnmente cuencas de hinterland, llanuras aluviales y costeras, la plataforma continental, la pendiente continental y el abanico submarino. Las dimensiones de la cuenca y cómo se escalan a los segmentos aguas abajo proporcionan información sobre los controles sedimentarios y tectónicos que influyen en la morfología y los patrones de sedimentación en la evolución de una cuenca. En sucesiones sedimentarias antiguas, donde el sistema de enrutamiento sedimentario está enterrado e inaccesible para el estudio, o fragmentado debido al levantamiento y la erosión, el uso de relaciones de escala puede proporcionar una herramienta poderosa para comprender el sistema sedimentario completo. Los datos observacionales de sistemas sedimentarios modernos ofrecen la oportunidad de crear relaciones de escala morfológicas y sedimentológicas de segmentos en todo el sistema de fuente a sumidero. Sin embargo, los estudios anteriores sobre sistemas modernos globales de fuente a sumidero se han basado típicamente en un número limitado de ejemplos restringidos por los datos disponibles en ese momento y la metodología utilizada para analizar grandes conjuntos de datos. En la última década, el volumen y la calidad de la información obtenida por sensores remotos han mejorado significativamente, por lo que ahora es oportuno revisar las relaciones de escala de las morfologías de los segmentos de los sistemas modernos de fuente a sumidero y discutir las implicaciones de esos resultados para los parámetros sedimentológicos y su aplicabilidad a sistemas antiguos de fuente a sumidero. Los resultados de este reanálisis muestran que las dimensiones de los segmentos de la cuenca y el abanico submarino se escalan internamente en términos de ancho, longitud y área del abanico. Además, el área del abanico se escala con su mayor área de cuenca de hinterland, de acuerdo con estudios anteriores; sin embargo, es importante considerar todas las cuencas que contribuyen sedimentos a una región del fondo de la cuenca. En configuraciones paleogeográficas, donde los abanicos submarinos individuales son difíciles de vincular a una sola cuenca, y donde los sistemas del fondo de la cuenca están amalgamados, la descarga sedimentaria contribuida por todas las cuencas puede ser significativa y probablemente influir en la escala de su abanico submarino. La acomodación versus el suministro de sedimentos en relación con el cambio del nivel relativo del mar son controles importantes sobre la posición de la línea de costa que varían considerablemente de un sistema a otro a lo largo del tiempo y el espacio, influyendo así en las relaciones morfológicas entre los segmentos de fuente a sumidero. Por lo tanto, la plataforma continental debe verse como una característica geomorfológica transitoria en lugar de un segmento de un sistema de fuente a sumidero. Además, la longitud de la pendiente continental no debe utilizarse para escalar otros segmentos del sistema de fuente a sumidero, lo que contradice la investigación previa. El control tectónico y sedimentológico subyacente en los segmentos de la plataforma continental y la pendiente, además de la interpretación subjetiva de sus límites hacia la cuenca, pueden hacer que esos segmentos sean inadecuados para escalar la morfología de otros segmentos. El estudio destaca tanto la variabilidad temporal y la complejidad de los controles que influyen en la morfología y las relaciones de escala de los segmentos internos y adyacentes enlazados de fuente a sumidero, como la necesidad de situar esto en un marco de historia tanto tectónica como sedimentológica.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2018.06.007",
    doi = "10.1016/j.sedgeo.2018.06.007",
    openalex = "W2807893319",
    references = "doi101016jjop201508011, doi101017cbo9780511781247, doi1010292008eo100001, doi101046j13652117199601491x, doi101046j13652699200000489x, doi101046j13653091200000008x, doi10108001490410903297766, doi101086628741, doi101086629606, doi101130001676061952631117haaoet20co2, doi101130b310651, doi1013065d25c96516c111d78645000102c1865d, openalexw2883478268"
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La Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio de los Estados Unidos (NASA) ha archivado miles de imágenes satelitales de plumas de densidad en su medio de publicación en línea llamado 'Earth Observatory' desde 1999. Aunque estas imágenes están en el dominio público, no ha existido ninguna compilación sistemática de configuraciones de plumas de densidad asociadas con diversos ambientes y procesos sedimentarios. Este artículo, basado en 45 estudios de caso que abarcan 21 ríos principales (por ejemplo, Amazonas, Betsiboka, Congo [Zaire], Copper, Hugli [Ganges], Mackenzie, Mississippi, Níger, Nilo, Ródano, Río de la Plata, Amarillo, Yangtsé, Zambeze, etc.) y seis ambientes deposicionales diferentes (es decir, marino, lacustre, estuarino, lagunar, bahía y arrecife), es el primer intento de ilustrar la variabilidad natural de las configuraciones de plumas de densidad en ambientes modernos. Existen, al menos, 24 configuraciones de plumas de densidad. Un hallazgo importante de este estudio es que las plumas de densidad están controladas por una gran variedad de 18 factores oceanográficos, meteorológicos y otros externos. Los ejemplos son: 1) Río Amarillo en China por el frente de cizallamiento de marea y por un cambio en el curso del río; 2) Río Yangtsé en China por las corrientes de plataforma y la mezcla vertical por las mareas en los meses de invierno; 3) Estuario del Río de la Plata en Argentina y Uruguay por las corrientes oceánicas; 4) Bahía de San Francisco en California por las corrientes de marea; 5) Golfo de Manner en el Océano Índico por las corrientes monzónicas; 6) Egipto en el Mar Rojo por el polvo eólico; 7) Margen atlántico de los EE. UU. por los ciclones; 8) Sri Lanka por los tsunamis; 9) Río Copper en Alaska por un delta braid de alto gradiente; 10) Lago Erie por seiche; 11) Margen continental frente a Namibia por afloramiento; 12) Mar de Bering por fitoplancton; 13) Gran Banco de las Bahamas en el Océano Atlántico por la actividad de los peces; 14) Indonesia por la actividad volcánica; 15) Groenlandia por el deshielo glaciar; 16) Océano Pacífico Sur por arrecife de coral; 17) Elevación continental de Carolina por pockmarks; y 18) Bahía de Otsuchi en Japón por el bore interno. La tendencia predominante de promover un solo tipo de flujo hiperpícnico desencadenado por inundaciones fluviales es defectuosa porque existen 16 tipos de flujos hiperpícnicos. Los flujos hiperpícnicos derivados de inundaciones fluviales son de textura arcillosa y ocurren cerca de la línea de costa en ambientes de plataforma interna. Los flujos hiperpícnicos no son mecanismos de transporte viables de arena y grava a través de la plataforma hacia el mar profundo. Las observaciones de campo disponibles sugieren que no forman capas de arena de un metro de espesor en configuraciones de agua profunda. Por las razones anteriores, los hiperpícnitos desencadenados por inundaciones fluviales se consideran inadecuados para servir como reservorios de petróleo en ambientes de agua profunda hasta que se demuestre lo contrario.

@article{doi101016s1876380418300697,
    author = "Shanmugam, G.",
    title = "A global satellite survey of density plumes at river mouths and at other environments: Plume configurations, external controls, and implications for deep-water sedimentation",
    year = "2018",
    journal = "Petroleum Exploration and Development",
    abstract = "La Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio de los Estados Unidos (NASA) ha archivado miles de imágenes satelitales de plumas de densidad en su medio de publicación en línea llamado 'Earth Observatory' desde 1999. Aunque estas imágenes están en el dominio público, no ha existido ninguna compilación sistemática de configuraciones de plumas de densidad asociadas con diversos ambientes y procesos sedimentarios. Este artículo, basado en 45 estudios de caso que abarcan 21 ríos principales (por ejemplo, Amazonas, Betsiboka, Congo [Zaire], Copper, Hugli [Ganges], Mackenzie, Mississippi, Níger, Nilo, Ródano, Río de la Plata, Amarillo, Yangtsé, Zambeze, etc.) y seis ambientes deposicionales diferentes (es decir, marino, lacustre, estuarino, lagunar, bahía y arrecife), es el primer intento de ilustrar la variabilidad natural de las configuraciones de plumas de densidad en ambientes modernos. Existen, al menos, 24 configuraciones de plumas de densidad. Un hallazgo importante de este estudio es que las plumas de densidad están controladas por una gran variedad de 18 factores oceanográficos, meteorológicos y otros externos. Los ejemplos son: 1) Río Amarillo en China por el frente de cizallamiento de marea y por un cambio en el curso del río; 2) Río Yangtsé en China por las corrientes de plataforma y la mezcla vertical por las mareas en los meses de invierno; 3) Estuario del Río de la Plata en Argentina y Uruguay por las corrientes oceánicas; 4) Bahía de San Francisco en California por las corrientes de marea; 5) Golfo de Manner en el Océano Índico por las corrientes monzónicas; 6) Egipto en el Mar Rojo por el polvo eólico; 7) Margen atlántico de los EE. UU. por los ciclones; 8) Sri Lanka por los tsunamis; 9) Río Copper en Alaska por un delta braid de alto gradiente; 10) Lago Erie por seiche; 11) Margen continental frente a Namibia por afloramiento; 12) Mar de Bering por fitoplancton; 13) Gran Banco de las Bahamas en el Océano Atlántico por la actividad de los peces; 14) Indonesia por la actividad volcánica; 15) Groenlandia por el deshielo glaciar; 16) Océano Pacífico Sur por arrecife de coral; 17) Elevación continental de Carolina por pockmarks; y 18) Bahía de Otsuchi en Japón por el bore interno. La tendencia predominante de promover un solo tipo de flujo hiperpícnico desencadenado por inundaciones fluviales es defectuosa porque existen 16 tipos de flujos hiperpícnicos. Los flujos hiperpícnicos derivados de inundaciones fluviales son de textura arcillosa y ocurren cerca de la línea de costa en ambientes de plataforma interna. Los flujos hiperpícnicos no son mecanismos de transporte viables de arena y grava a través de la plataforma hacia el mar profundo. Las observaciones de campo disponibles sugieren que no forman capas de arena de un metro de espesor en configuraciones de agua profunda. Por las razones anteriores, los hiperpícnitos desencadenados por inundaciones fluviales se consideran inadecuados para servir como reservorios de petróleo en ambientes de agua profunda hasta que se demuestre lo contrario.",
    url = "https://doi.org/10.1016/s1876-3804(18)30069-7",
    doi = "10.1016/s1876-3804(18)30069-7",
    openalex = "W2883315615",
    references = "doi101016jjop201706004"
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Se estima que se han producido 8.300 millones de toneladas de plástico no biodegradable en los últimos 65 años. Gran parte de este no se recicla ni se elimina «adecuadamente», tiene un tiempo de residencia ambiental prolongado y se acumula en sistemas sedimentarios de todo el mundo, planteando una amenaza para ecosistemas importantes y potencialmente para la salud humana. Sintetizamos el conocimiento existente sobre la distribución de microplásticos en el fondo marino e integramos esto con modelos sedimentológicos basados en procesos de transporte de partículas, para ofrecer nuevas perspectivas y, críticamente, identificar los desafíos de investigación futuros. La compilación de datos publicados muestra que los microplásticos impregnan el fondo marino global, desde las llanuras abisales hasta los cañones submarinos y las fosas oceánicas profundas. Sin embargo, pocos estudios relacionan la acumulación de microplásticos con el transporte y la deposición sedimentaria. Los microplásticos pueden entrar directamente en el mar como basura marina procedente del transporte marítimo y la pesca, o indirectamente a través de sistemas fluviales y eólicos desde entornos terrestres. La naturaleza del punto de entrada es crítica para cómo los microplásticos de origen terrestre se transfieren a sistemas sedimentarios costeros. Presentamos modelos para tipos de conexión de plataforma fisiográfica relacionados con el régimen tectono-sedimentario del margen. Más allá de la plataforma, los agentes principales para el transporte de microplásticos son: i) transporte impulsado por la gravedad en flujos cargados de sedimentos; ii) sedimentación, o transporte a través de procesos biológicos, de material que anteriormente flotaba en la superficie o estaba suspendido en la columna de agua; iii) transporte por corrientes termohalinas, ya sea durante la sedimentación o mediante la reactivación de microplásticos depositados. Comparamos las velocidades de sedimentación de los microplásticos con sedimentos naturales para comprender qué tan adecuados son los modelos existentes de transporte sedimentario para explicar la dispersión de microplásticos. Basándonos en este análisis y en el comportamiento relativamente bien conocido de los tipos de flujo marino profundo, exploramos la distribución esperada de partículas de microplásticos, tanto en depósitos individuales de eventos sedimentarios como dentro de sistemas deposicionales marinos profundos. Se anticipa que el tiempo de residencia dentro de ciertos tipos de depósitos y entornos deposicionales sea variable, lo que tiene implicaciones para la probabilidad de ingestión e incorporación en la cadena alimentaria, transporte adicional o entierro más profundo. Concluimos que la integración del conocimiento sedimentológico y estratigráfico basado en procesos con las perspectivas de los sistemas sedimentarios modernos y la actividad biológica dentro de ellos, proporcionará restricciones esenciales sobre la transferencia de microplásticos a entornos marinos profundos, su distribución y destino final, y las implicaciones que esto tiene para los ecosistemas bentónicos.

@article{doi103389feart201900080,
    author = "Kane, Ian and Clare, Michael",
    title = "Dispersión, acumulación y el destino final de los microplásticos en ambientes marinos profundos: Una revisión y direcciones futuras",
    year = "2019",
    journal = "Frontiers in Earth Science",
    abstract = "Se estima que se han producido 8.300 millones de toneladas de plástico no biodegradable en los últimos 65 años. Gran parte de este no se recicla ni se elimina 'adecuadamente', tiene un tiempo de residencia ambiental prolongado y se acumula en sistemas sedimentarios en todo el mundo, planteando una amenaza para ecosistemas importantes y potencialmente para la salud humana. Sintetizamos el conocimiento existente sobre la distribución de microplásticos en el fondo marino e integramos esto con modelos sedimentológicos basados en procesos de transporte de partículas, para ofrecer nuevas perspectivas y, críticamente, identificar los desafíos de investigación futuros. La compilación de datos publicados muestra que los microplásticos impregnan el fondo marino global, desde las llanuras abisales hasta los cañones submarinos y las fosas oceánicas profundas. Sin embargo, pocos estudios relacionan la acumulación de microplásticos con el transporte y la deposición sedimentaria. Los microplásticos pueden entrar directamente en el mar como basura marina procedente del transporte marítimo y la pesca, o indirectamente a través de sistemas fluviales y eólicos desde entornos terrestres. La naturaleza del punto de entrada es crítica para cómo los microplásticos de origen terrestre se transfieren a los sistemas sedimentarios costeros. Presentamos modelos para tipos de conexión de plataforma fisiográfica relacionados con el régimen tectono-sedimentario del margen. Más allá de la plataforma, los agentes principales para el transporte de microplásticos son: i) transporte impulsado por la gravedad en flujos cargados de sedimentos; ii) sedimentación, o transporte a través de procesos biológicos, de material que anteriormente flotaba en la superficie o estaba suspendido en la columna de agua; iii) transporte por corrientes termohalinas, ya sea durante la sedimentación o mediante la reactivación de microplásticos depositados. Comparamos las velocidades de sedimentación de los microplásticos con sedimentos naturales para comprender qué tan adecuados son los modelos existentes de transporte sedimentario para explicar la dispersión de microplásticos. Basándonos en este análisis y en el comportamiento relativamente bien conocido de los tipos de flujo marino profundo, exploramos la distribución esperada de partículas de microplásticos, tanto en depósitos individuales de eventos sedimentarios como dentro de sistemas deposicionales marinos profundos. Se anticipa que el tiempo de residencia dentro de ciertos tipos de depósitos y ambientes deposicionales sea variable, lo que tiene implicaciones para la probabilidad de ingestión e incorporación en la cadena alimentaria, transporte adicional o entierro más profundo. Concluimos que la integración del conocimiento sedimentológico y estratigráfico basado en procesos con las perspectivas de los sistemas sedimentarios modernos y la actividad biológica dentro de ellos, proporcionará restricciones esenciales sobre la transferencia de microplásticos a los ambientes marinos profundos, su distribución y destino final, y las implicaciones que esto tiene para los ecosistemas bentónicos.",
    url = "https://doi.org/10.3389/feart.2019.00080",
    doi = "10.3389/feart.2019.00080",
    openalex = "W2942579012",
    references = "doi101016jenvpol201302031, doi101016jmarpetgeo200301003, doi101016jmarpolbul201105030, doi101016jmarpolbul201109025, doi101021es201811s, doi101038ncomms15611, doi101098rstb20080205, doi101111j13653091201201353x, doi101126sciadv1700782, doi101126science1094559, doi101126science1260352, doi1013062f9182e316ce11d78645000102c1865d, doi101371journalpone0111913, nardin1979a"
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El registro del Cretácico tardío fuera de la costa de Argentina comprende un extenso sistema de depósito mixto (turbidita-corrientes de contorno) de más de 280.000 km². Esto ofrece un sitio clave para investigar conjuntos complejos de características morfosedimentarias y sus procesos de depósito durante uno de los principales eventos tectónicos en el hemisferio sur: la ruptura de Gondwana (125 Ma) y la apertura del Océano Atlántico Sur. El sistema de depósito mixto se estudió utilizando un nuevo conjunto de datos sísmicos de reflexión multicanal 2D y datos de pozos. Este sistema se desarrolló a lo largo de la pendiente continental y el abanico entre 3500 y 6500 m SSL con diecinueve drifts abultados de 300–500 m de espesor, separados por dieciséis canales submarinos de 2–5 km de ancho. La interpretación sísmica y las correlaciones sugieren cuatro etapas evolutivas principales: a) la etapa pre-drift (~125–89.8 Ma) desde el Aptiano hasta el Coniaciano marca el hundimiento térmico del margen seguido por la iniciación de un sistema de depósito de turbiditas; b) la etapa de inicio (~89.8–81 Ma) desde el Coniaciano hasta el Campaniano registra el primer intercambio entre flujos de turbidita del SE y débiles corrientes de fondo del SW; c) la etapa de crecimiento (~81–66 Ma) registra el crecimiento máximo desde el Campaniano hasta el Maastrichtiano, caracterizada por la progradación y expansión del sistema mixto hacia el SW debido a interacciones más frecuentes entre turbiditas y corrientes de fondo a lo largo de la pendiente; y d) la etapa de enterramiento (~66 Ma) marca la cesación del sistema mixto en el Paleoceno debido al intensificamiento de las corrientes de fondo y la transición a un sistema puro de corrientes de contorno, que persiste hasta el día de hoy. Estas cuatro fases evolutivas registran las fluctuaciones paleoceanográficas del Mesozoico al Cenozoico, asociadas con la apertura hacia el norte del Océano Atlántico Sur y el establecimiento de un nuevo régimen de circulación de aguas profundas. Los factores de control para este sistema de depósito mixto vinculan estructuras morfológicas heredadas, eventos tectónicos regionales, una circulación oceánica mutable y procesos recurrentes impulsados por la gravedad. Los resultados actuales también se compararon con otros sistemas mixtos de edad geológica similar o diferente para contextualizar las implicaciones paleoceanográficas y conceptuales para los ambientes sedimentarios marinos profundos. Esta comparación nos permitió identificar dos extremos de migración de drift y canales (aguarrriba versus abajoflujo), diferenciados por la dominancia de corrientes de fondo a lo largo de la pendiente versus corrientes de turbidita hacia abajo. La distribución de los elementos morfológicos y su migración lateral refleja la huella del proceso más influyente y la energía cambiante, velocidad, frecuencia y cronología entre los dos procesos. Un desafío futuro será determinar el espectro completo de sistemas mixtos/híbridos, desde entornos dominados por turbiditas hasta entornos dominados por corrientes de contorno, y cómo difieren vertical y espacialmente en el registro sedimentario.

@article{doi101016jmarpetgeo2020104768,
    author = "Rodrigues, Sara and Hernández‐Molina, F. Javier y Kirby, Adam",
    title = "Un sistema mixto (turbidita-contourita) del Cretácico Tardío a lo largo del margen argentino: implicaciones paleoceanográficas y conceptuales",
    year = "2020",
    journal = "Marine and Petroleum Geology",
    abstract = "El registro del Cretácico Tardío en alta mar de Argentina comprende un extenso sistema de depósito mixto (turbidita-contourita) de más de 280.000 km2. Esto ofrece un sitio clave para investigar complejos conjuntos de características morfosedimentarias y sus procesos de depósito durante uno de los principales eventos tectónicos en el hemisferio sur: la ruptura de Gondwana (125 Ma) y la apertura del Océano Atlántico Sur. El sistema de depósito mixto se estudió utilizando un nuevo conjunto de datos sísmicos de reflexión multicanal 2D y datos de pozos. Este sistema se desarrolló a lo largo del talud y el abanico continental entre 3500 y 6500 m SSL con diecinueve drifts abultados de 300–500 m de espesor, separados por dieciséis canales submarinos de 2–5 km de ancho. La interpretación sísmica y las correlaciones sugieren cuatro etapas evolutivas principales: a) la etapa pre-drift (~125–89.8 Ma) desde el Aptiano hasta el Coniaciano marca el hundimiento térmico del margen seguido de la iniciación de un sistema de depósito de turbiditas; b) la etapa de inicio (~89.8–81 Ma) desde el Coniaciano hasta el Campaniano registra el primer intercambio entre flujos de turbiditas del SE y débiles corrientes de fondo del SW; c) la etapa de crecimiento (~81–66 Ma) registra el crecimiento máximo desde el Campaniano hasta el Maastrichtiano, caracterizado por la progradación y expansión del sistema mixto hacia el SW debido a interacciones más frecuentes entre turbiditas y corrientes de fondo a lo largo del talud; y d) la etapa de enterramiento (~66 Ma) marca la cesación del sistema mixto en el Paleoceno debido a la intensificación de las corrientes de fondo y la transición a un sistema puro de contouritas, que persiste hasta el día de hoy. Estas cuatro fases evolutivas registran las fluctuaciones paleoceanográficas del Mesozoico al Cenozoico, asociadas con la apertura hacia el norte del Océano Atlántico Sur y el establecimiento de un nuevo régimen de circulación de aguas profundas. Los factores de control para este sistema de depósito mixto vinculan estructuras morfológicas heredadas, eventos tectónicos regionales, una circulación oceánica mutable y procesos recurrentes impulsados por la gravedad. Los resultados actuales también se compararon con otros sistemas mixtos de edad geológica similar o diferente para contextualizar las implicaciones paleoceanográficas y conceptuales para los ambientes sedimentarios marinos profundos. Esta comparación nos permitió identificar dos extremos de migración de drift y canales (aguarrriba versus aguanabajo), diferenciados por la dominancia de corrientes de fondo a lo largo del talud versus corrientes de turbiditas hacia abajo del talud. La distribución de los elementos morfológicos y su migración lateral refleja la huella del proceso más influyente y la energía, velocidad, frecuencia y cronología cambiante entre los dos procesos. Un desafío futuro será determinar el espectro completo de sistemas mixtos/híbridos, desde entornos dominados por turbiditas hasta entornos dominados por contouritas, y cómo difieren vertical y espacialmente en el registro sedimentario.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2020.104768",
    doi = "10.1016/j.marpetgeo.2020.104768",
    openalex = "W3093646028",
    references = "doi101016s187638041730023x"
}

Resumen Las huellas y las marcas de herramientas son estructuras sedimentarias comúnmente observadas en las bases de areniscas en sucesiones de aguas profundas. Estas estructuras de suela se utilizan universalmente como indicadores de paleocorrientes, pero, en marcado contraste con la mayoría de las estructuras sedimentarias, no se utilizan en reconstrucciones paleohidráulicas ni para ayudar a predecir la distribución espacial de los sedimentos. Desde el famoso artículo de 1953 de Kuenen, las huellas y las marcas de herramientas en sistemas de aguas profundas se han vinculado a corrientes turbidas, como se refleja en la secuencia estándar de Bouma enseñada a generaciones de geólogos. Sin embargo, estas estructuras presentan una serie de enigmas no abordados. Estudios de campo detallados en la década de 1960 y principios de la década de 1970 observaron que las huellas suelen asociarse con capas más gruesas y más proximales, mientras que las herramientas son generalmente prevalentes en capas más delgadas y más distales. Además, las huellas y las marcas de herramientas rara vez se observan en las mismas superficies, y las huellas se ven cambiar aguas abajo de formas parabólicas más grandes y anchas a formas en forma de huso más pequeñas y estrechas. No se ha propuesto ningún modelo que explique estas observaciones basadas en el campo. Esta contribución realiza un examen radical de las condiciones de flujo formativas de las huellas y las marcas de herramientas, y demuestra que son el producto de una amplia gama de flujos gravitacionales de sedimentos, desde flujos turbulentos, pasando por flujos transicionales ricos en arcilla, hasta flujos de escombros. Las huellas no son únicamente el producto de flujos turbulentos, sino que pueden continuar formándose en flujos transicionales. Se demuestra que las surcos se forman por flujos de escombros, deslizamientos y deslizamientos, no por corrientes turbidas, y en muchos casos los flujos de escombros están vinculados al componente detrítico de flujos híbridos. Las marcas de herramientas discontinuas, incluidas las marcas de skim (rebote), marcas de prod y marcas de skip, se muestran que se forman por flujos transicionales ricos en lodo. En consecuencia, la distribución espacial observada de huellas y marcas de herramientas puede explicarse por un aumento progresivo de la cohesividad del flujo aguas abajo. Este modelo de huellas y marcas de herramientas encaja con modelos de flujos híbridos que predicen tal aumento longitudinal de la cohesividad del flujo. Sin embargo, algunos depósitos muestran surcos preferentemente asociados con capas Bouma T A, y estos probablemente se forman por flujos que se transforman de mayor a menor cohesividad, y están presentes en cuencas donde las capas híbridas están ausentes o son raras. El reconocimiento de que las estructuras de suela pueden no tener un vínculo genético con los depósitos de corrientes turbidas superpuestos posteriores, y pueden formarse por una amplia gama de tipos de flujo, indica que la descripción pictórica existente de la secuencia de Bouma es incorrecta. Aquí se propone una secuencia de Bouma modificada que aborda estos puntos. Al utilizar los avances en dinámica de fluidos desde la investigación pionera de Kuenen, este estudio demuestra que es posible utilizar huellas y marcas de herramientas para interpretar el tipo de flujo en el punto de formación, la naturaleza de las transformaciones del flujo y la mecánica de la capa basal. Estos avances sugieren que entonces es posible predecir la naturaleza del tipo de depósito aguas abajo. Este nuevo entendimiento, en combinación con más pruebas en afloramiento de las relaciones propuestas entre marcas de suela y paleohidráulica, abre un gran número de posibilidades para mejorar la comprensión de los ambientes clásticos de aguas profundas, con implicaciones para desarrollar modelos de facies más completos, evaluar geopeligros subacuáticos y la resiliencia de la infraestructura del fondo marino, y avanzar en nuestra comprensión de los sedimentos de aguas profundas como archivos de cambios paleoambientales.

@article{doi101111sed12727,
    author = "Peakall, Jeff y Best, Jim y Baas, Jaco H. y Hodgson, David M. y Clare, Michael y Talling, Peter J. y Dorrell, R. M. y Lee, David R.",
    title = "Un modelo integrado basado en procesos de surcos y marcas de herramientas en ambientes de aguas profundas: implicaciones para la paleohidráulica, la secuencia de Bouma y las capas híbridas de eventos",
    year = "2020",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Resumen Los surcos y las marcas de herramientas son estructuras sedimentarias comúnmente observadas en las bases de areniscas en sucesiones de aguas profundas. Estas estructuras de suela se utilizan universalmente como indicadores de paleocorriente, pero, en marcado contraste con la mayoría de las estructuras sedimentarias, no se utilizan en reconstrucciones paleohidráulicas ni para ayudar a predecir la distribución espacial de los sedimentos. Desde el famoso artículo de Kuenen de 1953, los surcos y las marcas de herramientas en sistemas de aguas profundas se han vinculado a corrientes turbidas, como se refleja en la secuencia de Bouma estándar enseñada a generaciones de geólogos. Sin embargo, estas estructuras presentan una serie de enigmas sin abordar. Estudios de campo detallados en la década de 1960 y principios de la década de 1970 observaron que los surcos suelen asociarse con capas más gruesas y más proximales, mientras que las herramientas son generalmente prevalentes en capas más delgadas y más distales. Además, los surcos y las marcas de herramientas rara vez se observan en las mismas superficies, y los surcos se ven cambiar aguas abajo de formas parabólicas más grandes y anchas a formas en forma de huso más pequeñas y estrechas. No se ha propuesto ningún modelo que explique estas observaciones basadas en el campo. Esta contribución realiza un examen radical de las condiciones de flujo formativas de los surcos y las marcas de herramientas, y demuestra que son el producto de una amplia gama de flujos gravitacionales de sedimentos, desde flujos turbulentos, a través de flujos transicionales ricos en arcilla, hasta flujos de escombros. Los surcos no son únicamente el producto de flujos turbulentos, sino que pueden continuar formándose en flujos transicionales. Se demuestra que las ranuras se forman por flujos de escombros, deslizamientos y deslizamientos, no por corrientes turbidas, y en muchos casos los flujos de escombros están vinculados al componente detrítico de flujos híbridos. Las marcas de herramientas discontinuas, incluidas las marcas de skim (rebote), prod y skip, se muestran que se forman por flujos transicionales ricos en lodo. En consecuencia, la distribución espacial observada de surcos y marcas de herramientas puede explicarse por un aumento progresivo de la cohesividad del flujo aguas abajo. Este modelo de surcos y marcas de herramientas encaja con modelos de flujos híbridos que predicen tal aumento longitudinal de la cohesividad del flujo. Sin embargo, algunos depósitos muestran ranuras preferentemente asociadas con capas Bouma T A, y estas probablemente se forman por flujos que se transforman de mayor a menor cohesividad, y están presentes en cuencas donde las capas híbridas están ausentes o son raras. El reconocimiento de que las estructuras de suela pueden no tener vínculo genético con los depósitos de corrientes turbidas superpuestos posteriores, y pueden formarse por una amplia gama de tipos de flujo, indica que la descripción pictórica existente de la secuencia de Bouma es incorrecta. Aquí se propone una secuencia de Bouma modificada que aborda estos puntos. Al utilizar los avances en dinámica de fluidos desde la investigación pionera de Kuenen, este estudio demuestra que es posible utilizar surcos y marcas de herramientas para interpretar el tipo de flujo en el punto de formación, la naturaleza de las transformaciones del flujo y la mecánica de la capa basal. Estos avances sugieren que entonces es posible predecir la naturaleza del tipo de depósito aguas abajo. Este nuevo entendimiento, en combinación con más pruebas en afloramiento de las relaciones propuestas entre marcas de suela y paleohidráulica, abre un gran número de posibilidades para mejorar la comprensión de los ambientes clásticos de aguas profundas, con implicaciones para desarrollar modelos de facies más completos, evaluar geopeligros subacuáticos y la resiliencia de la infraestructura del fondo marino, y avanzar nuestra comprensión de los sedimentos de aguas profundas como archivos de cambios paleoambientales.",
    url = "https://doi.org/10.1111/sed.12727",
    doi = "10.1111/sed.12727",
    openalex = "W3011315171",
    references = "doi101016jgeomorph201512008, doi101016jmarpetgeo201402016, doi101016jsedgeo201603008, doi101111bre12150, doi101111sed12376, doi101130b309961, doi101130ges007931"
}

@article{doi101016jearscirev2021103531,
    author = "Fisher, William L. y Galloway, William E. y Steel, Ronald J. y Olariu, Cornel y Kerans, Charles y Mohrig, David",
    title = "Sistemas de depósito de aguas profundas suministrados por cañones submarinos que incisan la plataforma: Reconocimiento e importancia en el registro geológico",
    year = "2021",
    journal = "Earth-Science Reviews",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2021.103531",
    doi = "10.1016/j.earscirev.2021.103531",
    openalex = "W3124143180",
    references = "doi101016003707389290052s, doi101016jearscirev200810003, doi101016jmarpetgeo201704008, doi10102997eo00356, doi101038s41598018246306, doi1013060c9b2907171011d78645000102c1865d, doi10130610210505018, doi101306111302730367, doi1013065d25c2d316c111d78645000102c1865d, doi101306703c9af5170711d78645000102c1865d, doi101306bdff8876171811d78645000102c1865d, doi101306m26490c6, doi102110pec88010039, doi102110pec88010125, kolla1990lowstand, openalexw106150921, paine1968stratigraphy"
}

Las interacciones entre las corrientes de fondo a lo largo de la pendiente y los flujos turbidíticos a lo largo de la pendiente pueden crear una multitud de características y depósitos. A pesar de los numerosos esfuerzos para diferenciar los contouritas de los turbiditas y las características mixtas, aún faltan criterios diagnósticos fiables desde los puntos de vista estratigráfico y sedimentológico. El objetivo principal de este estudio es desarrollar criterios para diferenciar elementos mixtos, generados a lo largo de la pendiente y a lo largo de la pendiente, de otros depósitos de aguas profundas a través de datos batimétricos, sísmicos y de núcleos sedimentarios. Los sistemas mixtos (turbidita-contourita) pueden clasificarse en tres grupos principales basados en su ubicación, dimensiones, elongación, migración lateral, variabilidad espacial y temporal: 1) sistemas mixtos dominados por turbiditas, 2) sistemas sincrónicos y 3) sistemas mixtos dominados por contouritas. La persistencia de las corrientes de fondo —además de su velocidad, dirección y fluctuaciones hidrodinámicas— es responsable de arrastrar y redistribuir partículas de grano fino, transportadas en suspensión por flujos turbidíticos coetáneos, y de reworking sedimentos previamente depositados. Los cambios en la velocidad, frecuencia y duración de los flujos turbidíticos condicionan el suministro de sedimentos y el desarrollo de turbiditas a lo largo de los sistemas mixtos. En este estudio también se proponen varios modelos preliminares, con el fin de mejorar nuestra comprensión de la distribución lateral y vertical de los sistemas mixtos a través del registro sedimentario. Las interacciones entre procesos a lo largo de la pendiente y a lo largo de la pendiente pueden ser sincrónicas, asincrónicas o pasivas. Las interacciones sincrónicas típicamente ocurren dentro del mismo entorno fisiográfico y los dos procesos interactúan coetáneamente en el espacio y el tiempo. Las interacciones asincrónicas también son comunes en los registros sedimentarios modernos y antiguos, ya que las corrientes de fondo barren los entornos de aguas profundas durante las pausas de los flujos turbidíticos. Las interacciones pasivas ocurren a lo largo de los márgenes distales de los sistemas mixtos, o cuando los dos procesos ocurren cerca uno del otro pero no se cruzan en el tiempo. Se considera que otros factores de control influyen en la evolución de los sistemas mixtos a corto y largo plazo; los grados variables de confinamiento, suministro de sedimentos o fluctuaciones climáticas pueden generar patrones de apilamiento cíclico y afectar sus dimensiones generales. En consecuencia, los sistemas mixtos presentan geometrías más complejas de lo que se creía anteriormente, ya que las interacciones pueden generar nuevos procesos secundarios y características. Tales sistemas forman yacimientos potenciales y pueden convertirse en futuros objetivos para las geoenergías y otros campos de investigación.

@article{doi101016jearscirev2022104030,
    author = "Rodrigues, Sara and Hernández-Molina, F.J. and Fonnesu, Marco and Miramontes, Elda and Rebesco, Michele and Campbell, D C",
    title = "A new classification system for mixed (turbidite-contourite) depositional systems: Examples, conceptual models and diagnostic criteria for modern and ancient records",
    year = "2022",
    journal = "Earth-Science Reviews",
    abstract = "Interacciones entre las corrientes de fondo a lo largo de la pendiente y los flujos turbidíticos a lo largo de la pendiente pueden crear una multitud de características y depósitos. A pesar de los numerosos esfuerzos para diferenciar los contouritas de los turbiditas y las características mixtas, aún faltan criterios diagnósticos fiables desde los puntos de vista estratigráfico y sedimentológico. El objetivo principal de este estudio es desarrollar criterios para diferenciar elementos mixtos, generados a lo largo de la pendiente y a lo largo de la pendiente, de otros depósitos de aguas profundas a través de datos batimétricos, sísmicos y de núcleos sedimentarios. Los sistemas mixtos (turbidita-contourita) pueden clasificarse en tres grupos principales basados en su ubicación, dimensiones, elongación, migración lateral, variabilidad espacial y temporal: 1) sistemas mixtos dominados por turbiditas, 2) sistemas sincrónicos y 3) sistemas mixtos dominados por contouritas. La persistencia de las corrientes de fondo —además de su velocidad, dirección y fluctuaciones hidrodinámicas— es responsable de arrastrar y redistribuir partículas de grano fino, transportadas en suspensión por flujos turbidíticos coetáneos, y de reworking sedimentos previamente depositados. Los cambios en la velocidad, frecuencia y duración de los flujos turbidíticos condicionan el suministro de sedimentos y el desarrollo de turbiditas a lo largo de los sistemas mixtos. En este estudio también se proponen varios modelos preliminares, con el fin de mejorar nuestra comprensión de la distribución lateral y vertical de los sistemas mixtos a través del registro sedimentario. Las interacciones entre procesos a lo largo de la pendiente y a lo largo de la pendiente pueden ser sincrónicas, asincrónicas o pasivas. Las interacciones sincrónicas típicamente ocurren dentro del mismo entorno fisiográfico y los dos procesos interactúan coetáneamente en el espacio y el tiempo. Las interacciones asincrónicas también son comunes en los registros sedimentarios modernos y antiguos, ya que las corrientes de fondo barren los entornos de aguas profundas durante las pausas de los flujos turbidíticos. Las interacciones pasivas ocurren a lo largo de los márgenes distales de los sistemas mixtos, o cuando los dos procesos ocurren cerca uno del otro pero no se cruzan en el tiempo. Se considera que otros factores de control influyen en la evolución de los sistemas mixtos a corto y largo plazo; los grados variables de confinamiento, suministro de sedimentos o fluctuaciones climáticas pueden generar patrones de apilamiento cíclico y afectar sus dimensiones generales. En consecuencia, los sistemas mixtos presentan geometrías más complejas de lo que se creía anteriormente, ya que las interacciones pueden generar nuevos procesos secundarios y características. Tales sistemas forman yacimientos potenciales y pueden convertirse en futuros objetivos para las geoenergías y otros campos de investigación.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2022.104030",
    doi = "10.1016/j.earscirev.2022.104030",
    openalex = "W4224871650",
    references = "doi101016jmarpetgeo201506007, doi101016jmarpetgeo201812023, doi101016s187638041730023x, doi101111sed12772, doi101130b309961, doi102110jsr202036, doi103390geosciences10020068"
}

Se ha llevado a cabo un metainforme basado en una base de datos de 294 cañones submarinos distribuidos globalmente con el objetivo de elucidar el papel del contexto tectónico en la geomorfología de los cañones submarinos. Para lograr esto, se han analizado estadísticamente datos de estudios del fondo marino y subsuperficie derivados de 136 publicaciones revisadas por pares y de conjuntos de datos de batimetría mundial de código abierto. En particular, se han evaluado las relaciones entre el tipo de margen (activo vs. pasivo) o el tipo de límite de placa (convergente vs. transformante vs. complejo) para los parámetros morfométricos clave de los cañones submarinos, incluyendo: longitud a lo largo del cauce, ancho máximo y promedio y profundidad, sinuosidad del cañón, gradiente medio del talweg del cañón y máxima inclinación de la pared lateral del cañón. Además, se han evaluado posibles relaciones de escala entre los parámetros morfométricos del cañón y las características de la cuenca terrestre asociada, la plataforma continental y la pendiente, y del contexto fisiográfico más amplio para los cañones a lo largo de márgenes activos y pasivos. Los siguientes hallazgos principales surgen: 1) la geomorfología general del cañón no difiere notablemente entre los contextos tectónicos; 2) el deslizamiento de ladera podría ser más importante en los cañones de margen pasivo en comparación con los activos, posiblemente debido al endurecimiento sísmico en estos últimos; 3) algunos aspectos de la geomorfología del cañón escalan con los atributos del sistema fuente-sumidero y el entorno, pero la fuerza y el signo en la escala pueden diferir entre márgenes activos y pasivos, lo que sugiere que el grado en que la geomorfología del cañón puede predecirse depende del contexto tectónico. Los conocimientos derivados de nuestro análisis complementan y mejoran los modelos conceptuales, experimentales y numéricos de sistemas de ladera a la escala de cañones individuales y sistemas fuente-sumidero, y aumentan nuestra comprensión del papel complejo desempeñado por el contexto tectónico en la formación de sistemas de aguas profundas.

@article{doi103389feart2022836823,
    author = "Bührig, Laura y Colombera, Luca y Patacci, Marco y Mountney, Nigel P. y McCaffrey, William D.",
    title = "Influencia tectónica en la geomorfología de cañones submarinos: Implicaciones para los sistemas sedimentarios de aguas profundas",
    year = "2022",
    journal = "Frontiers in Earth Science",
    abstract = "Se ha llevado a cabo un metainforme basado en una base de datos de 294 cañones submarinos distribuidos globalmente con el objetivo de elucidar el papel del contexto tectónico en la geomorfología de los cañones submarinos. Para lograr esto, se han analizado estadísticamente datos de estudios del fondo marino y subsuperficie derivados de 136 publicaciones revisadas por pares y de conjuntos de datos de batimetría mundial de código abierto. En particular, se han evaluado las relaciones entre el tipo de margen (activo vs. pasivo) o el tipo de límite de placa (convergente vs. transformante vs. complejo) para los parámetros morfométricos clave de los cañones submarinos, incluyendo: longitud a lo largo del cauce, ancho máximo y promedio y profundidad, sinuosidad del cañón, gradiente medio del talweg del cañón y máxima inclinación de la pared lateral del cañón. Además, se han evaluado posibles relaciones de escala entre los parámetros morfométricos del cañón y las características de la cuenca terrestre asociada, la plataforma continental y la pendiente, y del contexto fisiográfico más amplio para los cañones a lo largo de márgenes activos y pasivos. Los siguientes hallazgos principales surgen: 1) la geomorfología general del cañón no difiere notablemente entre los contextos tectónicos; 2) el deslizamiento de ladera podría ser más importante en los cañones de margen pasivo en comparación con los activos, posiblemente debido al endurecimiento sísmico en estos últimos; 3) algunos aspectos de la geomorfología del cañón escalan con los atributos del sistema fuente-sumidero y el entorno, pero la fuerza y el signo en la escala pueden diferir entre márgenes activos y pasivos, lo que sugiere que el grado en que la geomorfología del cañón puede predecirse depende del contexto tectónico. Los conocimientos derivados de nuestro análisis complementan y mejoran los modelos conceptuales, experimentales y numéricos de sistemas de ladera a la escala de cañones individuales y sistemas fuente-sumidero, y aumentan nuestra comprensión del papel complejo desempeñado por el contexto tectónico en la formación de sistemas de aguas profundas.",
    url = "https://doi.org/10.3389/feart.2022.836823",
    doi = "10.3389/feart.2022.836823",
    openalex = "W4281768821",
    references = "doi101016jmarpetgeo201812023, doi101016jsedgeo201806007"
}

La geomorfología sísmica y el análisis estratigráfico pueden revelar cómo los sistemas de fuente a sumidero responden dinámicamente a la forzante climática y tectónica. Este estudio utiliza datos de reflexión sísmica del Mar de Noruega para investigar la respuesta estratigráfica a un periodo de cambio climático de corta duración (0,2 Ma) durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), superpuesto a un periodo de levantamiento de la tierra interior de larga duración (∼8 Ma). Los datos muestran que el levantamiento a largo plazo resultó en una caída del nivel del mar relativo de ∼300 m, forzando la regresión y la formación de valles incisos durante el Paleoceno tardío-inicio del Eoceno. La perturbación climática del PETM de corta duración a ∼56 Ma cambió la dinámica de transporte del sistema, permitiendo que el sedimento fuera desviado a complejos de canales anchos en el fondo del cuenca, alimentando un gran abanico rico en lodo en el fondo del cuenca más de 50 km dentro del cuenca. Nuestro análisis también sugiere que el suministro de sedimento fue hasta cuatro veces mayor durante el PETM en comparación con periodos anteriores y posteriores. La regresión máxima a ∼55,5 Ma resultó en la formación de una discordancia subaérea. El estilo de incisión subaérea fue dictado por la acomodación de la plataforma y la proximidad al área de entrada directa de sedimento. Las plataformas y pendientes fuera de grado y alimentadas por deriva litoral eran propensas a la incisión, pero las plataformas y pendientes alimentadas directamente y graduadas no lo eran. A pesar de la regresión máxima, los sedimentos no fueron transportados significativamente más allá de los abanicos del pie de pendiente, sugiriendo que el cambio climático rápido fue más eficiente en desviar sedimento al agua profunda que los niveles bajos del mar. A medida que la acomodación a largo plazo aumentó después del PETM, los deltas aún pudieron alcanzar el borde de la plataforma, pero los periodos de regresión máxima no se asociaron con incisiones profundas a lo largo de la plataforma externa y solo se formaron cañones y surcos más pequeños. El cuña plataforma-pendiente finalmente fue transgresada a ∼51 Ma. La edad de las incisiones de valles profundos se superpone con el tiempo de erosión subaérea en los cuencas de las Shetland Orientales y Faroe-Shetland, sugiriendo un mecanismo común para el levantamiento del Atlántico Norte alrededor de 55–56 Ma. Otras superficies estratigráficas sísmicas no parecen ser regionalmente equivalentes en tiempo, destacando la importancia de los controles locales en la arquitectura interna de las cuñas plataforma-pendiente. Este estudio demuestra la respuesta estratigráfica de alta resolución a la forzante externa a largo y corto plazo junto con procesos intrínsecos y puede ayudar a identificar relaciones similares en otras áreas.

@article{doi103389feart20231082203,
    author = "Sømme, Tor O. and Huwe, Simone Isabelle and Martinsen, Ole J. and Sandbakken, Pål and Skogseid, Jakob and Valore, Lucas Albanese",
    title = "Expresión estratigráfica del evento climático del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno durante el levantamiento transitorio de larga duración—Un ejemplo de un sistema clástico de mar somero a profundo en el Mar de Noruega",
    year = "2023",
    journal = "Frontiers in Earth Science",
    abstract = "La geomorfología sísmica y el análisis estratigráfico pueden revelar cómo los sistemas de fuente a sumidero responden dinámicamente a la forzante climática y tectónica. Este estudio utiliza datos de reflexión sísmica del Mar de Noruega para investigar la respuesta estratigráfica a un periodo de cambio climático de corta duración (0,2 Ma) durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), superpuesto a un periodo de levantamiento de la tierra interior de larga duración (∼8 Ma). Los datos muestran que el levantamiento a largo plazo resultó en una caída del nivel del mar relativo de ∼300 m, forzando la regresión y la formación de valles incisos durante el Paleoceno tardío-inicio del Eoceno. La perturbación climática del PETM de corta duración a ∼56 Ma cambió la dinámica de transporte del sistema, permitiendo que el sedimento fuera desviado a complejos de canales anchos en el fondo del cuenca, alimentando un gran abanico rico en lodo en el fondo del cuenca más de 50 km dentro del cuenca. Nuestro análisis también sugiere que el suministro de sedimento fue hasta cuatro veces mayor durante el PETM en comparación con periodos anteriores y posteriores. La regresión máxima a ∼55,5 Ma resultó en la formación de una discordancia subaérea. El estilo de incisión subaérea fue dictado por la acomodación de la plataforma y la proximidad al área de entrada directa de sedimento. Las plataformas y pendientes fuera de grado y alimentadas por deriva litoral eran propensas a la incisión, pero las plataformas y pendientes alimentadas directamente y graduadas no lo eran. A pesar de la regresión máxima, los sedimentos no fueron transportados significativamente más allá de los abanicos del pie de pendiente, sugiriendo que el cambio climático rápido fue más eficiente en desviar sedimento al agua profunda que los niveles bajos del mar. A medida que la acomodación a largo plazo aumentó después del PETM, los deltas aún pudieron alcanzar el borde de la plataforma, pero los periodos de regresión máxima no se asociaron con incisiones profundas a lo largo de la plataforma externa y solo se formaron cañones y surcos más pequeños. El cuña plataforma-pendiente finalmente fue transgresada a ∼51 Ma. La edad de las incisiones de valles profundos se superpone con el tiempo de erosión subaérea en los cuencas de las Shetland Orientales y Faroe-Shetland, sugiriendo un mecanismo común para el levantamiento del Atlántico Norte alrededor de 55–56 Ma. Otras superficies estratigráficas sísmicas no parecen ser regionalmente equivalentes en tiempo, destacando la importancia de los controles locales en la arquitectura interna de las cuñas plataforma-pendiente. Este estudio demuestra la respuesta estratigráfica de alta resolución a la forzante externa a largo y corto plazo junto con procesos intrínsecos y puede ayudar a identificar relaciones similares en otras áreas.",
    url = "https://doi.org/10.3389/feart.2023.1082203",
    doi = "10.3389/feart.2023.1082203",
    openalex = "W4321377687",
    references = "doi101016jearscirev2021103531, doi101016jmarpetgeo201812023"
}

Se presenta una síntesis única de datos de tamaño de grano-distancia, comparando, por primera vez, las tendencias de tamaño de grano y finamiento en una amplia gama de sistemas modernos y antiguos de dispersión axial de sedimentos, y rastreando el tamaño de grano desde la fuente hasta el sumidero a través de varios cuencas sedimentarias. En general, el tamaño de grano disminuye exponencialmente con la distancia a lo largo del sistema, y los ejemplos modernos y antiguos se afinan a tasas ampliamente comparables en configuraciones deposicionales similares. Las tasas lineales de finamiento varían en ocho órdenes de magnitud, siendo más altas en configuraciones de grano más grueso. Muy pocos conjuntos de datos tienen un tamaño de grano mediano entre 1 y 5 mm de diámetro, apoyando la idea que el material de este calibre es raro. Los abanicos aluviales se afinan a las tasas más altas, hasta 450 cm/km (216%/km) en ejemplos modernos y 115 cm/km (427%/km) en ejemplos antiguos, pero típicamente alrededor de 1 a 12 mm/km (87 a 1%/km), mientras que los gravas fluviales se afinan de 0.8 a 4 mm/km (0.4 a 5%/km). Los sistemas propensos a arena se afinan más lentamente, por unas decenas de micras por kilómetro o menos: 1 a 23 μm/km (0.25 a 2.5%/km) en sistemas fluviales distributivos, ~1 a 8 μm/km (~1 a 6%/km) en canales fluvio-deltaicos, 0.2 a 44 μm/km (0.08 a 14%/km) en ergs, y de 0.45 a 29 μm/km (0.18 a 7%/km) en turbiditas de llanura de cuenca. A escala de cuenca, las tasas de finamiento aumentan donde las gravas se estrechan a lo largo del sistema en la transición de grava a arena fluvial, y donde las arenas se estrechan en el pie de la plataforma costera. Las transiciones de grava a arena fluviales modernas están relativamente bien caracterizadas, con tasas de finamiento que van de 71 a 0.2 mm/km (483 a 2%/km), y tasas más bajas y transiciones más amplias en ríos más anchos y largos, conocimientos que parecen aplicables al registro de rocas. El finamiento aguas abajo refleja predominantemente la deposición selectiva de material más grueso y el transporte preferencial de granos más finos, con el hundimiento aumentando las tasas de finamiento a medida que los granos más gruesos son extraídos preferencialmente aguas arriba para formar estratigrafía. A través de segmentos cortos, el tamaño de grano puede aumentar a lo largo del sistema como resultado de la selección, el desvío o la entrada lateral de sedimentos. La comminution se considera en gran medida un factor secundario en los ríos, pero importante en los ergs, donde la entrada lateral de sedimentos puede abrumar los efectos de finamiento aguas abajo, y la clasificación del tamaño de grano a través de las dunas puede oscurecer las tendencias a lo largo del viento más largas. En aguas profundas, cuando la pendiente es desviada, los abanicos de fondo de cuenca pueden afinarse a tasas comparables a los canales fluviales contemporáneos aguas arriba, de 30 μm/km (5%/km), pero si el sedimento se deposita en la pendiente, las tasas de finamiento aumentan (225 μm/km 75%/km) ya que las distancias son más cortas. Las líneas de flujo axial a través de turbiditas de llanura de cuenca con diverso tamaño de grano y dimensión pueden ser muy comparables en gráficos de balance de masa, sugiriendo que las propiedades de un lecho podrían informar las predicciones de las de otro. Hasta ahora no hay estudios de tasas de finamiento en sistemas de aguas profundas conglomeráticos, donde la transición de sistemas conglomeráticos a dominados por arena es de particular interés, dada su importancia para las tasas de finamiento en sistemas fluviales. El conjunto de datos tiene el potencial de restringir los modelos de simulación por computadora del calibre de sedimento, y los modelos de subsuelo que abordan, por ejemplo, el flujo de acuíferos y la migración de petróleo.

@article{doi101016jearscirev2024104699,
    author = "Reynolds, Tony",
    title = "Tamaño de grano desde la fuente hasta el sumidero – tasas de finamiento modernas y antiguas",
    year = "2024",
    journal = "Earth-Science Reviews",
    abstract = "Se presenta una síntesis única de datos de tamaño de grano y distancia, comparando, por primera vez, las tendencias de tamaño de grano y finamiento en una amplia gama de sistemas modernos y antiguos de dispersión axial de sedimentos, y rastreando el tamaño de grano desde la fuente hasta el sumidero a través de varios cuencas sedimentarias. En general, el tamaño de grano disminuye exponencialmente con la distancia a lo largo del sistema, y los ejemplos modernos y antiguos se afinan a tasas ampliamente comparables en configuraciones deposicionales similares. Las tasas lineales de finamiento varían en ocho órdenes de magnitud, siendo más altas en configuraciones de grano más grueso. Muy pocos conjuntos de datos tienen un tamaño de grano mediano entre 1 y 5 mm de diámetro, lo que respalda la idea de que el material de este calibre es raro. Los abanicos aluviales se afinan a las tasas más altas, hasta 450 cm/km (216\%/km) en ejemplos modernos y 115 cm/km (427\%/km) en ejemplos antiguos, pero típicamente alrededor de 1 a 12 mm/km (87 a 1\%/km), mientras que los gravas fluviales se afinan de 0.8 a 4 mm/km (0.4 a 5\%/km). Los sistemas propensos a arena se afinan más lentamente, por unas decenas de micras por kilómetro o menos: 1 a 23 μm/km (0.25 a 2.5\%/km) en sistemas fluviales distributivos, \textasciitilde 1 a 8 μm/km (\textasciitilde 1 a 6\%/km) en canales fluvio-deltaicos, 0.2 a 44 μm/km (0.08 a 14\%/km) en ergs, y de 0.45 a 29 μm/km (0.18 a 7\%/km) en turbiditas de llanura de cuenca. A escala de cuenca, las tasas de finamiento aumentan donde las gravas se estrechan a lo largo del sistema en la transición de grava a arena fluvial, y donde las arenas se estrechan en el pie de la plataforma costera. Las transiciones grava-arena fluviales modernas están relativamente bien caracterizadas, con tasas de finamiento que van de 71 a 0.2 mm/km (483 a 2\%/km), y tasas más bajas y transiciones más amplias en ríos más anchos y largos, hallazgos que parecen aplicables al registro de rocas. El finamiento aguas abajo refleja predominantemente la deposición selectiva de material más grueso y el transporte preferencial de granos más finos, con el hundimiento aumentando las tasas de finamiento a medida que los granos más gruesos se extraen preferentemente aguas arriba para formar estratigrafía. A través de segmentos cortos, el tamaño de grano puede aumentar a lo largo del sistema como resultado del lavado, el desvío o la entrada lateral de sedimentos. La comminution se considera en gran medida un factor secundario en los ríos, pero importante en los ergs, donde la entrada lateral de sedimentos puede abrumar los efectos de finamiento aguas abajo, y la clasificación del tamaño de grano a través de las dunas puede oscurecer las tendencias a lo largo del viento más largas. En aguas profundas, cuando la pendiente se desvía, los abanicos de fondo de cuenca pueden afinarse a tasas comparables a los canales fluviales contemporáneos aguas arriba, de 30 μm/km (5\%/km), pero si el sedimento se deposita en la pendiente, las tasas de finamiento aumentan (225 μm/km 75\%/km) ya que las distancias son más cortas. Las líneas de flujo axial a través de turbiditas de llanura de cuenca con diverso tamaño de grano y dimensión pueden ser muy comparables en gráficos de balance de masa, sugiriendo que las propiedades de un lecho podrían informar las predicciones de las de otro. Hasta ahora no hay estudios de tasas de finamiento en sistemas de aguas profundas conglomeráticos, donde la transición de sistemas conglomeráticos a sistemas dominados por arena es de particular interés, dada su importancia para las tasas de finamiento en sistemas fluviales. El conjunto de datos tiene el potencial de restringir los modelos de simulación por computadora del calibre del sedimento, y los modelos de subsuelo que abordan, por ejemplo, el flujo de acuíferos y la migración de petróleo.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2024.104699",
    doi = "10.1016/j.earscirev.2024.104699",
    openalex = "W4391483031",
    references = "doi101016jearscirev2021103531"
}

Las relaciones entre sedimentos eólicos en campos de dunas y los ambientes sedimentarios adyacentes son críticas para comprender los paisajes áridos. Proporcionan proxies valiosos para las reconstrucciones paleoclimáticas, como se ha demostrado en diversas regiones desérticas de todo el mundo. Los estudios han destacado cómo los ambientes eólicos modulan el transporte de sedimentos en sistemas fluviales, actuando como amortiguadores (por ejemplo, East et al., 2015), una consideración esencial para los presupuestos integrales de sedimentos desde la fuente hasta el sumidero. Si bien la investigación se ha centrado principalmente en las interacciones fluvio-eólicas, los estudios sobre las interacciones entre abanicos aluviales y ambientes eólicos son limitados. Los abanicos aluviales, cuando no son desviados, son excelentes archivos sedimentarios para reconstruir los paleoclimas en regiones áridas. Se sabe que el aumento de la aridez tiende a expandir la cobertura eólica sobre las superficies de los abanicos, mientras que el aumento de la actividad de escorrentía restringe los ambientes eólicos a las áreas distales del abanico, que luego sirven como fuentes de sedimentos para los campos de dunas. Sin embargo, existe una brecha en la comprensión de cómo interactúan los abanicos y los sedimentos eólicos cuando ambos operan simultáneamente, independientemente de la variabilidad climática. Para abordar esto, estudiamos abanicos aluviales en el Desierto de Atacama, donde la aridez prolongada proporciona un laboratorio natural para explorar las interacciones entre los procesos eólicos y los de abanicos aluviales, con una preservación excepcional de las morfologías superficiales. Las raras tormentas episódicas generan escorrentía que transporta sedimentos desde las cuencas hasta los abanicos aluviales, los cuales pueden estar parcialmente o totalmente cubiertos por arenas eólicas. Los abanicos seleccionados exhiben lóbulos de flujo de escombros en todos los segmentos del abanico, no solo en la cúspide. Nuestro estudio investiga cómo la morfología del abanico (por ejemplo, rugosidad y relieve) (Cook y Pelletier, 2007) controla los procesos y trayectorias del transporte por saltación, y examina las interacciones entre la formación de dunas y los lóbulos de flujo de escombros. Al analizar el tamaño de grano superficial y la topografía y aprovechar los datos de intensidad de retrodispersión de Radar de Apertura Sintética (SAR) de las bandas C y L, calibrados con distribuciones de tamaño de grano de campo y análisis de laboratorio, automatizamos el mapeo de la cobertura de sedimentos del abanico. Nuestros hallazgos revelan que las coberturas eólicas, incluidas las dunas barchan, no impiden que los flujos de escombros lleguen a las áreas medias y distales del abanico en abanicos con gradientes de \textasciitilde 10°. Esto contrasta con las observaciones de los abanicos del suroeste de EE. UU., donde las dunas estrelladas pueden obstruir las trayectorias de los flujos de escombros (Anderson y Anderson, 1990). Las interacciones que hemos identificado son relevantes para mejorar la modelización de la distancia de parada de los flujos de escombros, interpretar los arreglos sedimentarios pasados de los abanicos y comprender la evolución de los abanicos y los flujos de sedimentos en ambientes áridos. Estos conocimientos tienen implicaciones más amplias para la evolución de los paisajes áridos, arrojan luz sobre la interacción dinámica entre los procesos eólicos y los de abanicos aluviales.

@misc{cabré2025interactions,
    author = "Cabré, Albert and Mather, Anne and Bufe, Aaron and Lang, Andreas",
    title = "Interacciones entre campos de dunas eólicas y flujos de escombros en abanicos aluviales.",
    year = "2025",
    abstract = "Las relaciones entre sedimentos eólicos en campos de dunas y los ambientes sedimentarios adyacentes son críticas para comprender los paisajes áridos. Proporcionan proxies valiosos para las reconstrucciones paleoclimáticas, como se ha demostrado en diversas regiones desérticas de todo el mundo. Los estudios han destacado cómo los ambientes eólicos modulan el transporte de sedimentos en sistemas fluviales, actuando como amortiguadores (por ejemplo, East et al., 2015), una consideración esencial para los presupuestos integrales de sedimentos de fuente a sumidero. Si bien la investigación se ha centrado principalmente en las interacciones fluvio-eólicas, los estudios sobre las interacciones abanico aluvial-eólicas son limitados. Los abanicos aluviales, cuando no son desbordados, son excelentes archivos sedimentarios para reconstruir los paleoclimas en regiones áridas. Se sabe que el aumento de la aridez tiende a expandir la cobertura eólica sobre las superficies de los abanicos, mientras que el aumento de la actividad de escorrentía restringe los ambientes eólicos a las áreas distales del abanico, que luego sirven como fuentes de sedimentos para los campos de dunas de arena. Sin embargo, existe una brecha en la comprensión de cómo interactúan los abanicos y los sedimentos eólicos cuando ambos operan simultáneamente, independientemente de la variabilidad climática. Para abordar esto, estudiamos abanicos aluviales en el Desierto de Atacama, donde la aridez prolongada proporciona un laboratorio natural para explorar las interacciones entre los procesos eólicos y de abanicos aluviales, con una preservación excepcional de las morfologías superficiales. Las raras tormentas episódicas generan escorrentía que transporta sedimentos desde las cuencas hasta los abanicos aluviales, que pueden estar parcialmente o totalmente cubiertos por arenas eólicas. Los abanicos seleccionados exhiben lóbulos de flujo de escombros en todos los segmentos del abanico, no solo en la cúspide. Nuestro estudio investiga cómo la morfología del abanico (por ejemplo, rugosidad y relieve) (Cook y Pelletier, 2007) controla los procesos y trayectorias del transporte por saltación, y examina las interacciones entre la formación de dunas y los lóbulos de flujo de escombros. Al analizar el tamaño de grano superficial y la topografía y aprovechar los datos de intensidad de retrodispersión de Radar de Apertura Sintética (SAR) de las bandas C y L, calibrados con distribuciones de tamaño de grano de campo y análisis de laboratorio, automatizamos el mapeo de la cobertura de sedimentos del abanico. Nuestros hallazgos revelan que las coberturas eólicas, incluidas las dunas barchan, no impiden que los flujos de escombros lleguen a las áreas medias y distales del abanico en abanicos con gradientes de \textasciitilde 10\&\#176;. Esto contrasta con las observaciones de los abanicos del suroeste de EE. UU., donde las dunas estrelladas pueden obstruir las trayectorias de los flujos de escombros (Anderson y Anderson, 1990). Las interacciones que hemos identificado son relevantes para mejorar la modelización de la distancia de parada de los flujos de escombros, interpretar los arreglos sedimentarios pasados de los abanicos y comprender la evolución de los abanicos y los flujos de sedimentos en ambientes áridos. Estos conocimientos tienen implicaciones más amplias para la evolución de los paisajes áridos, arrojan luz sobre la interacción dinámica entre los procesos eólicos y de abanicos aluviales.",
    url = "https://doi.org/10.5194/egusphere-egu25-13192",
    doi = "10.5194/egusphere-egu25-13192",
    openalex = "W4408431134"
}