Flysch

@book{bouma1962sedimentology1,
    author = "Bouma, A. H",
    title = "Sedimentología de algunos depósitos flysch",
    year = "1962",
    publisher = "Ámsterdam, Elsevier, 168 p",
    note = "talkorigins_source = {true}; raw_reference = {Bouma, A. H., 1962, Sedimentología de algunos depósitos flysch: Ámsterdam, Elsevier, 168 p.}"
}

@book{openalexw1570283708,
    author = "Bouma, Arnold H. y Kuenen, Philip Henry y Shepard, Francis P.",
    title = "Sedimentología de algunos depósitos Flysch: un enfoque gráfico para la interpretación de facies",
    year = "1962",
    url = "https://openalex.org/W1570283708",
    openalex = "W1570283708"
}

@book{openalexw3120543430,
    author = "Bouma, Arnold H.",
    title = "Sedimentología de algunos depósitos flysch",
    year = "1962",
    journal = "Entomología médica y zoología",
    url = "https://openalex.org/W3120543430",
    openalex = "W3120543430"
}

Resumen La composición, modo de aparición y alternancia en los depósitos flysch de las Dinaridas yugoslavas indican que son de origen orogénico, formados durante un período de emergencia de cordilleras y depresiones sinclinales hundidas. El material terrígeno procedió de la tierra que bordeaba el mar y de las rocas del basamento y los depósitos superpuestos de la cordillera. La deposición flysch fue precedida por un período de plegamiento. Los depósitos de molasa (Eoceno a Mioceno) se formaron en la fase final del geosinclinal. Las diferencias y similitudes entre los depósitos de molasa y flysch indican que la molasa es fósilífera y usualmente contiene carbón y lutitas bituminosas, mientras que el flysch no tiene macrofauna y una microfauna escasa. La serie de conglomerados en el flysch no se reconoce en la molasa. Las formaciones flysch en la zona son Anisiano, Albiano-Cenomaniano, Maestrichtiano-Daniense y Eoceno superior.

@article{doi102113gssgfbulls7vii3499,
    author = "Ciric, Branislav",
    title = "Sur les flyschs et les molasses du cycle alpin dans les Dinarides yougoslaves",
    year = "1965",
    journal = "Bulletin de la Société Géologique de France",
    abstract = "Resumen La composición, modo de aparición y alternancia en los depósitos flysch de las Dinaridas yugoslavas indican que son de origen orogénico, formados durante un período de emergencia de cordilleras y depresiones sinclinales hundidas. El material terrígeno procedió de la tierra que bordeaba el mar y de las rocas del basamento y los depósitos superpuestos de la cordillera. La deposición flysch fue precedida por un período de plegamiento. Los depósitos de molasa (Eoceno a Mioceno) se formaron en la fase final del geosinclinal. Las diferencias y similitudes entre los depósitos de molasa y flysch indican que la molasa es fósilífera y usualmente contiene carbón y lutitas bituminosas, mientras que el flysch no tiene macrofauna y una microfauna escasa. La serie de conglomerados en el flysch no se reconoce en la molasa. Las formaciones flysch en la zona son Anisiano, Albiano-Cenomaniano, Maestrichtiano-Daniense y Eoceno superior.",
    url = "https://doi.org/10.2113/gssgfbull.s7-vii.3.499",
    doi = "10.2113/gssgfbull.s7-vii.3.499",
    openalex = "W2530972056"
}

RESUMEN Tras una breve revisión de la estructura, la estratigrafía y las facies de la zona de flysch de los Carpatos orientales rumanos, los autores analizan las principales direcciones de paleocorriente en las facies internas del flysch paleógeno. Las corrientes más importantes y numerosas fueron longitudinales y entraron en el valle del flysch desde una zona de salida situada en la región del arco carpatiano. Por esta razón, se infiere que la fuente principal del material detrítico estaba representada por el macizo interno panónico-transilvano. El núcleo cristalino de los Carpatos orientales proporcionó solo una pequeña cantidad de clásticos, que fueron transportados al trinchera mediante corrientes transversales, relativamente débiles. Se discute brevemente el papel de los diferentes elementos estructurales (plataformas, cordilleras, macizos internos) en la provisión de material detrítico. Finalmente, se intenta esbozar la evolución paleogeográfica de los Carpatos orientales durante el Paleógeno.

@article{doi101111j136530911966tb01297x,
    author = "Contescu, Lorin R. y Jipa, Dan C. y Mihailescu, N y Panin, Nicolae",
    title = "EL FLYSCH PALEÓGENO INTERNO DE LOS CARPATOS ORIENTALES: CORRIENTES PALEOCORRIENTES, ÁREAS DE ORIGEN Y SIGNIFICACIÓN DE LAS FACIES",
    year = "1966",
    journal = "Sedimentología",
    abstract = "RESUMEN Tras una breve revisión de la estructura, la estratigrafía y las facies de la zona de flysch de los Carpatos orientales rumanos, los autores analizan las principales direcciones de paleocorriente en las facies internas del flysch paleógeno. Las corrientes más importantes y numerosas fueron longitudinales y entraron en el valle del flysch desde una zona de salida situada en la región del arco carpatiano. Por esta razón, se infiere que la fuente principal del material detrítico estaba representada por el macizo interno panónico-transilvano. El núcleo cristalino de los Carpatos orientales proporcionó solo una pequeña cantidad de clásticos, que fueron transportados al trinchera mediante corrientes transversales, relativamente débiles. Se discute brevemente el papel de los diferentes elementos estructurales (plataformas, cordilleras, macizos internos) en la provisión de material detrítico. Finalmente, se intenta esbozar la evolución paleogeográfica de los Carpatos orientales durante el Paleógeno.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.1966.tb01297.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.1966.tb01297.x",
    openalex = "W2088134820"
}

Los depósitos cuaternarios del Mar de Alborán y los patrones asociados de dispersión sedimentaria, así como la configuración geográfica y tectónica de la región, son muy similares a los de algunas cuencas flysch antiguas conservadas en el registro geológico.

@article{doi101038228979a0,
    author = "Stanley, D J y Gehin, C E y Bartolini, C",
    title = "Sedimentación de tipo flysch en el Mar de Alborán, Mediterráneo occidental.",
    year = "1970",
    journal = "Nature",
    abstract = "Los depósitos cuaternarios del Mar de Alborán y los patrones asociados de dispersión sedimentaria, así como la configuración geográfica y tectónica de la región, son muy similares a los de algunas cuencas flysch antiguas conservadas en el registro geológico.",
    url = "https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/16059023/",
    doi = "10.1038/228979a0",
    openalex = "W2085079624",
    pmid = "16059023",
    references = "doi101016002532276690003x, doi101016s0070457108709543, doi101130001676061959701089tifotp20co2, doi10113000167606195970291smitao20co2, doi10113000167606196071843peotca20co2, doi101130001676061965761251spitds20co2, doi101130001676061965761261sottap20co2, doi101785bssa0590010369"
}

@article{arkhipov1972contrast,
    author = "Arkhipov, I.V.",
    title = "Contraste entre depósitos flysch y no flysch",
    year = "1972",
    journal = "International Geology Review",
    url = "https://doi.org/10.1080/00206817209475754",
    doi = "10.1080/00206817209475754",
    number = "7",
    openalex = "W2086645927",
    pages = "720-728",
    volume = "14",
    references = "doi1010079783642948992, doi101016s0016787863800280, doi101016s0070457109062128, doi1010970001069419650700000019, doi101111j136530911966tb01297x, doi10113000167606194758979fam20co2, doi10113000167606195768543fs20co2, doi102113gssgfbulls7vii3499"
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@incollection{dumitriu1972monte,
    author = "Dumitriu, Mircea y Dumitriu, Cristina",
    title = "Simulación Monte Carlo de Algunos Depósitos Flysch de los Cárpatos Orientales",
    year = "1972",
    booktitle = "Aplicaciones de la Computación en las Ciencias de la Tierra",
    url = "https://doi.org/10.1007/978-1-4684-1995-5\_5",
    doi = "10.1007/978-1-4684-1995-5\_5",
    openalex = "W201330629",
    pages = "115-123",
    references = "openalexw1590525445, openalexw571657687, openalexw630529900"
}

RESUMEN Debe hacerse una distinción clara entre sistemas licuados y fluidizados. En lechos y flujos licuados, los sólidos se asientan hacia abajo a través del fluido, desplazándolo hacia arriba, mientras que, en lechos fluidizados, el fluido se mueve hacia arriba a través de los sólidos, los cuales están temporalmente suspendidos sin movimiento neto hacia abajo. Muchas referencias recientes a flujos gravitacionales de sedimentos fluidizados se refieren, de hecho, a flujos de escombros licuados. La mayoría de los lechos uniformemente licuados de sedimentos de tamaño arena o grava bien clasificados se resedimentarán como sistemas de dos capas simples. Los flujos licuados pueden originarse ya sea por licuación seguida de falla, como en muchos deslizamientos de flujo retrogresivos, o por falla seguida de licuación, como en el caso de algunos deslizamientos. Las estimaciones empíricas y teóricas de la velocidad del flujo, el espesor y la distancia de recorrido sugieren que los flujos laminares licuados naturales de arena de grano fino generalmente se resedimentarán después de mover un kilómetro o menos. Los flujos laminares de arena de grano grueso se resedimentarán después de mover solo unos pocos metros. Se piensa que la presión dispersiva de los granos es de poca importancia en el desarrollo o mantenimiento de flujos licuados. Muchos lechos superficiales de arena submarina son aparentemente susceptibles a la licuación, incluyendo depósitos de cañones submarinos y elevación continental. Dentro de los cañones submarinos y fiordos estrechos, las pendientes pronunciadas y los canales promueven la evolución de flujos licuados desde deslizamientos mediante licuación después de la falla y de corrientes turbidas de alta densidad desde flujos licuados mediante el desarrollo de turbulencia. Al moverse hacia las partes inferiores de los cañones submarinos o hacia los canales de abanico proximales, los flujos licuados se resedimentarán y las corrientes turbidas de alta densidad tenderán a disminuir a flujos transicionales entre flujos licuados y corrientes turbidas. El detrito licuado, más grueso, dentro de tales flujos transicionales se depositará mientras que los escombros de grano más fino permanecerán en suspensión y continuarán bajando la pendiente como corrientes turbidas diluidas. La resedimentación de las partes licuadas de tales flujos puede ser responsable de la deposición de la subdivisión A de muchos turbiditas y de muchos espesos, sin estructura 'turbiditas proximales' o 'fluxoturbiditas'. Unidades similares pueden originarse por licuación de los depósitos de tracción de corrientes turbidas normales. Los flujos fluidizados probablemente son poco comunes, delgados y, cuando se forman, originan a través de la fluidización de las partes superiores de grano fino de lechos estratificados licuados.

@article{doi101111j136530911976tb00051x,
    author = "Lowe, Donald R.",
    title = "Subaqueous liquefied and fluidized sediment flows and their deposits",
    year = "1976",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "RESUMEN Debe hacerse una distinción clara entre sistemas licuados y fluidizados. En lechos y flujos licuados, los sólidos se asientan hacia abajo a través del fluido, desplazándolo hacia arriba, mientras que, en lechos fluidizados, el fluido se mueve hacia arriba a través de los sólidos, los cuales están temporalmente suspendidos sin movimiento neto hacia abajo. Muchas referencias recientes a flujos gravitacionales de sedimentos fluidizados se refieren, de hecho, a flujos de escombros licuados. La mayoría de los lechos uniformemente licuados de sedimentos de tamaño arena o grava bien clasificados se resedimentarán como sistemas de dos capas simples. Los flujos licuados pueden originarse ya sea por licuación seguida de falla, como en muchos deslizamientos de flujo retrogresivos, o por falla seguida de licuación, como en el caso de algunos deslizamientos. Las estimaciones empíricas y teóricas de la velocidad del flujo, el espesor y la distancia de recorrido sugieren que los flujos laminares licuados naturales de arena de grano fino generalmente se resedimentarán después de mover un kilómetro o menos. Los flujos laminares de arena de grano grueso se resedimentarán después de mover solo unos pocos metros. Se piensa que la presión dispersiva de los granos es de poca importancia en el desarrollo o mantenimiento de flujos licuados. Muchos lechos superficiales de arena submarina son aparentemente susceptibles a la licuación, incluyendo depósitos de cañones submarinos y elevación continental. Dentro de los cañones submarinos y fiordos estrechos, las pendientes pronunciadas y los canales promueven la evolución de flujos licuados desde deslizamientos mediante licuación después de la falla y de corrientes turbidas de alta densidad desde flujos licuados mediante el desarrollo de turbulencia. Al moverse hacia las partes inferiores de los cañones submarinos o hacia los canales de abanico proximales, los flujos licuados se resedimentarán y las corrientes turbidas de alta densidad tenderán a disminuir a flujos transicionales entre flujos licuados y corrientes turbidas. El detrito licuado, más grueso, dentro de tales flujos transicionales se depositará mientras que los escombros de grano más fino permanecerán en suspensión y continuarán bajando la pendiente como corrientes turbidas diluidas. La resedimentación de las partes licuadas de tales flujos puede ser responsable de la deposición de la subdivisión A de muchos turbiditas y de muchos espesos, sin estructura 'turbiditas proximales' o 'fluxoturbiditas'. Unidades similares pueden originarse por licuación de los depósitos de tracción de corrientes turbidas normales. Los flujos fluidizados probablemente son poco comunes, delgados y, cuando se forman, originan a través de la fluidización de las partes superiores de grano fino de lechos estratificados licuados.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.1976.tb00051.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.1976.tb00051.x",
    openalex = "W2066663496",
    references = "doi101002aic690120343, doi1010160016003268900380, doi1010160032591069800872, doi1010160095852251900360, doi101016s0263876297800068, doi101061jsfeaq0000913, doi101111j136530911975tb00290x, doi101130001676061959701089tifotp20co2, doi102475ajs25012849, doi102475ajss525148325, openalexw1587261652"
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Las relaciones estratigráficas indican que el outwash cuaternario tardío cerca de Ottawa, Canadá, se depositó cerca del frente glaciar y por debajo de la base de las olas en el Mar de Champlain y/o un lago anterior bloqueado por hielo. Están presentes facies de arena y grava gruesa distintas, esta última con ejes largos de clastos paralelos al flujo, lo que indica deposición desde una corriente de alta energía con alta concentración de clastos. La facies de arena contiene canales de hasta 10 m de profundidad y 40 m de ancho, llenos de arena esencialmente masiva. En algunos casos, la base y el relleno basal están contorsionados en estructuras de bola y almohada, y los canales contienen estructuras de plato y guijarros dispersos. Características similares ocurren en las arenas canalizadas de los valles de abanicos submarinos de mar profundo, y se cree que indican deposición rápida por un mecanismo de flujo masivo, con alta concentración de sedimentos y baja turbulencia. En el presente caso, la deformación en las bases de los canales probablemente resultó de la licuefacción debido a la carga rápida de sedimentos; la deshidratación dio lugar a estructuras de plato en niveles superiores. Posibles mecanismos para iniciar flujos masivos incluyen ondas de choque generadas por el desprendimiento de icebergs, y los efectos de cambios rápidos en el nivel del agua y la salinidad a medida que el Mar de Champlain invadió la zona.

@article{doi101139e77020,
    author = "Rust, Brian R.",
    title = "Depósitos de flujo masivo en una sucesión cuaternaria cerca de Ottawa, Canadá: criterios diagnósticos para el outwash subacuático",
    year = "1977",
    journal = "Canadian Journal of Earth Sciences",
    abstract = "Las relaciones estratigráficas indican que el outwash cuaternario tardío cerca de Ottawa, Canadá, se depositó cerca del frente glaciar y por debajo de la base de las olas en el Mar de Champlain y/o un lago anterior bloqueado por hielo. Están presentes facies de arena y grava gruesa distintas, esta última con ejes largos de clastos paralelos al flujo, lo que indica deposición desde una corriente de alta energía con alta concentración de clastos. La facies de arena contiene canales de hasta 10 m de profundidad y 40 m de ancho, llenos de arena esencialmente masiva. En algunos casos, la base y el relleno basal están contorsionados en estructuras de bola y almohada, y los canales contienen estructuras de plato y guijarros dispersos. Características similares ocurren en las arenas canalizadas de los valles de abanicos submarinos de mar profundo, y se cree que indican deposición rápida por un mecanismo de flujo masivo, con alta concentración de sedimentos y baja turbulencia. En el presente caso, la deformación en las bases de los canales probablemente resultó de la licuefacción debido a la carga rápida de sedimentos; la deshidratación dio lugar a estructuras de plato en niveles superiores. Posibles mecanismos para iniciar flujos masivos incluyen ondas de choque generadas por el desprendimiento de icebergs, y los efectos de cambios rápidos en el nivel del agua y la salinidad a medida que el Mar de Champlain invadió la zona.",
    url = "https://doi.org/10.1139/e77-020",
    doi = "10.1139/e77-020",
    openalex = "W2036512612",
    references = "coleman1965sedimentary, doi101086627725, doi101130001676061959701089tifotp20co2, doi10113000167606197586737gfmfrc20co2"
}

Resumen Este artículo sirve como introducción a los artículos que tratan sobre depósitos de ríos entrelazados en este volumen. Un código de litofacies erigido anteriormente por el autor se amplía para incluir grava soportada por matriz, arena estratificada cruzada de bajo ángulo, superficies de erosión con conglomerados intraclásticos y depósitos masivos de lodo. Los cuatro modelos de perfil vertical erigidos por el autor se amplían a seis. Se propone un nuevo modelo, el "tipo Trollheim", para incluir depósitos gravales caracterizados por abundantes flujos de escombros. El tipo de secuencia Donjek se restringe a depósitos cíclicos dominados por grava y se erige un nuevo modelo, el "tipo South Saskatchewan", para depósitos cíclicos dominados por arena. Los modelos Scott, Platte y Bijou Creek permanecen esencialmente sin cambios.

@article{openalexw1912927042,
    author = "Miall, Andrew D.",
    title = "Tipos de litofacies y modelos de perfiles verticales en depósitos de ríos entrelazados: Un resumen",
    year = "1977",
    abstract = "Resumen Este artículo sirve como introducción a los artículos que tratan sobre depósitos de ríos entrelazados en este volumen. Un código de litofacies erigido anteriormente por el autor se amplía para incluir grava soportada por matriz, arena estratificada cruzada de bajo ángulo, superficies de erosión con conglomerados intraclásticos y depósitos masivos de lodo. Los cuatro modelos de perfil vertical erigidos por el autor se amplían a seis. Se propone un nuevo modelo, el "tipo Trollheim", para incluir depósitos gravales caracterizados por abundantes flujos de escombros. El tipo de secuencia Donjek se restringe a depósitos cíclicos dominados por grava y se erige un nuevo modelo, el "tipo South Saskatchewan", para depósitos cíclicos dominados por arena. Los modelos Scott, Platte y Bijou Creek permanecen esencialmente sin cambios.",
    openalex = "W1912927042",
    references = "doi1010160037073878900015, doi101086627271, doi101111j136530911972tb00013x, doi101111j136530911973tb01615x, doi101111j136530911977tb01915x, doi101111j146783061963tb00464x, doi10113000167606195465175goafis20co2, doi101139e76010, doi10130674d71cf32b2111d78648000102c1865d, doi102475ajs2668609"
}

@incollection{doi102110pec79270075,
    author = "Lowe, Donald R.",
    title = "FLUJOS DE SEDIMENTOS POR GRAVEDAD: SU CLASIFICACIÓN Y ALGUNOS PROBLEMAS DE APLICACIÓN A FLUJOS Y DEPÓSITOS NATURALES",
    year = "1979",
    booktitle = "SEPM (Society for Sedimentary Geology) eBooks",
    url = "https://doi.org/10.2110/pec.79.27.0075",
    doi = "10.2110/pec.79.27.0075",
    openalex = "W1589890367"
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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 a través de contacto friccional o fuerzas cohesivas, respectivamente, y se depositan colectivamente, usualmente mediante la formación de tapones. 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 puede estar completamente suspendida 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 canto con concentraciones mayores al 10 por ciento hasta el 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 tengan 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 sedimento 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 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 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 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 turbidíticas 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 congelamiento friccional y congelamiento cohesivo interactúan mediante 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 turbidíticas 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 puede estar completamente suspendida 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 del 10 al 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 turbidíticas 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 turbidíticas 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 de granos individuales 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 congelamiento friccional mixto 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 turbidítica residual de baja densidad compuesta en gran parte de granos de la población 1. En sus extremos distales, las corrientes turbidíticas 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 turbididades 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 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.",
    url = "https://doi.org/10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    doi = "10.1306/212f7f31-2b24-11d7-8648000102c1865d",
    openalex = "W2087125749"
}

La alteración hidrotermal asociada con un depósito de sulfuros masivos volcanogénicos estratiformes arcaico ha convertido riodacita afírica a cloritita. Además de los componentes normales de clorita (MgO, FeO, Al 2 O 3, SiO 2), la cloritita está enriquecida en TiO 2, Zr, Y y Nb. Estos elementos y Al 2 O 3 se muestran como inmoviles mediante gráficos binarios de análisis que producen arreglos lineales, con coeficientes de correlación altos, que pasan por la composición total y el origen. Al 2 O 3 es el más inmovil, seguido por Zr, Nb, TiO 2 y Y. La inmovilidad requiere que estos elementos se enriquecieron por concentración residual in situ. Esto fue causado principalmente por la lixiviación inicial masiva de sílice--principalmente cuarzo--seguida por la lixiviación de SiO 2 y Fe 2 O (super [whitesunwithrays]) 3 (hierro total como Fe 2 O 3) de la clorita. La alteración de riodacita procedió desde una etapa inicial de silicificación y cloritización (adición de MgO y Fe 2 O (super [whitesunwithrays]) 3) de vidrio y feldespato (pérdida de Na 2 O y CaO) hasta una etapa de lixiviación de cuarzo en la que se perdió más del 50 por ciento de la masa de la unidad. En la etapa final, la lixiviación de Fe 12 Si 8 O 20 (OH) 16 representó una pérdida adicional del 10 por ciento, dejando clorita rica en Mg y Al como esencialmente el único componente de la roca cloritita.

@article{doi102113gsecongeo824951,
    author = "MacLean, W. H. y Kranidiotis, P.",
    title = "Elementos inmoviles como monitores de transferencia de masa en alteración hidrotermal; depósito de sulfuros masivos volcanogénicos de Phelps Dodge, Matagami, Quebec",
    year = "1987",
    journal = "Economic Geology",
    abstract = "La alteración hidrotermal asociada con un depósito de sulfuros masivos volcanogénicos estratiformes arcaico ha convertido riodacita afírica a cloritita. Además de los componentes normales de clorita (MgO, FeO, Al 2 O 3, SiO 2), la cloritita está enriquecida en TiO 2, Zr, Y y Nb. Estos elementos y Al 2 O 3 se muestran como inmoviles mediante gráficos binarios de análisis que producen arreglos lineales, con coeficientes de correlación altos, que pasan por la composición total y el origen. Al 2 O 3 es el más inmovil, seguido por Zr, Nb, TiO 2 y Y. La inmovilidad requiere que estos elementos se enriquecieron por concentración residual in situ. Esto fue causado principalmente por la lixiviación inicial masiva de sílice--principalmente cuarzo--seguida por la lixiviación de SiO 2 y Fe 2 O (super [whitesunwithrays]) 3 (hierro total como Fe 2 O 3) de la clorita. La alteración de riodacita procedió desde una etapa inicial de silicificación y cloritización (adición de MgO y Fe 2 O (super [whitesunwithrays]) 3) de vidrio y feldespato (pérdida de Na 2 O y CaO) hasta una etapa de lixiviación de cuarzo en la que se perdió más del 50 por ciento de la masa de la unidad. En la etapa final, la lixiviación de Fe 12 Si 8 O 20 (OH) 16 representó una pérdida adicional del 10 por ciento, dejando clorita rica en Mg y Al como esencialmente el único componente de la roca cloritita.",
    url = "https://doi.org/10.2113/gsecongeo.82.4.951",
    doi = "10.2113/gsecongeo.82.4.951",
    openalex = "W2166873451"
}

@article{doi1010160012825289900020,
    author = "Caron, Christian y Homewood, Peter y Wildi, Walter",
    title = "The original Swiss flysch: a reappraisal of the type deposits in the Swiss prealps",
    year = "1989",
    journal = "Earth-Science Reviews",
    url = "https://doi.org/10.1016/0012-8252(89)90002-0",
    doi = "10.1016/0012-8252(89)90002-0",
    openalex = "W2003433354",
    references = "doi1010160012825283900016, doi1010160040195181902857, doi101029jb075i014p02625, doi101086625710, doi101126science23547931156, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi102973dsdpproc321151975, openalexw3120543430, openalexw574151162, openalexw586757543"
}

Los modelos numéricos que resuelven las ecuaciones gobernantes para el flujo y transporte de fluidos en el subsuelo se aplican comúnmente para analizar cuantitativamente los efectos de la heterogeneidad. Estos modelos requieren mapas de propiedades hidráulicas variables espacialmente. Dado que la información tridimensional completa sobre las propiedades hidráulicas nunca es obtenible, se han desarrollado numerosos métodos para interpolar entre valores de datos y utilizar información geológica, hidrogeológica y geofísica para crear imágenes de las propiedades de los acuíferos. Los enfoques de creación de imágenes se dividen en tres categorías generales: imitación de estructura, imitación de procesos y descriptivos. Los métodos de imitación de estructura se basan en uno o más de los siguientes para restringir la geometría de los patrones espaciales en los medios geológicos: campos aleatorios correlacionados, reglas probabilísticas y restricciones deterministas desarrolladas a partir de relaciones de facies. Los métodos de imitación de estructura incluyen algoritmos estadísticos espaciales y enfoques de coincidencia de patrones de sedimentación basados en la geología. Los modelos de imitación de procesos incluyen métodos de calibración de modelos de acuífero y modelos de procesos geológicos. Los métodos de calibración de modelos de acuífero utilizan las ecuaciones gobernantes para el flujo y transporte de fluidos en el subsuelo para relacionar las propiedades hidráulicas con los niveles piezométricos y la información de solutos mediante la coincidencia de datos históricos y de estado estacionario. Los modelos de procesos geológicos combinan las leyes fundamentales de conservación de masa y momento con ecuaciones de transporte de sedimentos para simular patrones espaciales en las distribuciones de tamaño de grano. A la escala de cuenca sedimentaria, los modelos multiproceso incluyen los mecanismos termomecánicos de subsidencia de la cuenca. Los métodos descriptivos acoplan las observaciones geológicas con las relaciones de facies para dividir un acuífero en zonas de propiedades hidráulicas características. Todos los enfoques son capaces de reproducir la heterogeneidad en un rango de escalas y considerar algunos tipos de información geológica. Algunos enfoques son estrictamente espaciales, mientras que otros están vinculados a la evolución temporal de la sedimentación. Algunos enfoques pueden condicionarse a mediciones. Los avances recientes destinados a infundir información geológica en las imágenes del subsuelo incluyen extraer más información de los modelos de facies sedimentológicas, incorporar información geológica cualitativa en generadores de campos aleatorios y simular procesos de deposición. Las clases de investigación faltantes en la literatura incluyen modelos multiproceso que incorporan la diagénesis y el flujo de agua superficial tridimensional, métodos híbridos que combinan características de los enfoques existentes y enfoques que pueden hacer uso de todos los datos geológicos, geofísicos e hidrológicos disponibles.

@article{doi10102996wr00025,
    author = "Koltermann, Christine E. y Gorelick, Steven M.",
    title = "Heterogeneidad en depósitos sedimentarios: Una revisión de enfoques que imitan la estructura, el proceso y la descripción",
    year = "1996",
    journal = "Water Resources Research",
    abstract = "Los modelos numéricos que resuelven las ecuaciones gobernantes del flujo y transporte de fluidos en el subsuelo se aplican comúnmente para analizar cuantitativamente los efectos de la heterogeneidad. Estos modelos requieren mapas de propiedades hidráulicas espacialmente variables. Dado que la información tridimensional completa sobre las propiedades hidráulicas nunca es obtenible, se han desarrollado numerosos métodos para interpolar entre valores de datos y utilizar información geológica, hidrogeológica y geofísica para crear imágenes de las propiedades del acuífero. Los enfoques de creación de imágenes se dividen en tres categorías generales: imitación de la estructura, imitación del proceso y descripción. Los métodos de imitación de la estructura se basan en uno o más de los siguientes para restringir la geometría de los patrones espaciales en los medios geológicos: campos aleatorios correlacionados, reglas probabilísticas y restricciones deterministas desarrolladas a partir de relaciones de facies. Los métodos de imitación de la estructura incluyen algoritmos estadísticos espaciales y enfoques de coincidencia de patrones de sedimentación basados en la geología. Los modelos de imitación del proceso incluyen métodos de calibración de modelos de acuífero y modelos de procesos geológicos. Los métodos de calibración de modelos de acuífero utilizan las ecuaciones gobernantes del flujo y transporte de fluidos en el subsuelo para relacionar las propiedades hidráulicas con los niveles piezométricos y la información de solutos mediante la coincidencia de datos históricos y de estado estacionario. Los modelos de procesos geológicos combinan las leyes fundamentales de conservación de la masa y el momento con las ecuaciones de transporte de sedimentos para simular patrones espaciales en las distribuciones del tamaño de grano. A la escala de cuenca sedimentaria, los modelos multiproceso incluyen los mecanismos termomecánicos de subsidencia de la cuenca. Los métodos descriptivos acoplan las observaciones geológicas con las relaciones de facies para dividir un acuífero en zonas de propiedades hidráulicas características. Todos los enfoques son capaces de reproducir la heterogeneidad en un rango de escalas y considerar algunos tipos de información geológica. Algunos enfoques son estrictamente espaciales, mientras que otros están vinculados a la evolución temporal de la sedimentación. Algunos enfoques pueden condicionarse a mediciones. Los avances recientes destinados a incorporar información geológica en las imágenes del subsuelo incluyen extraer más información de los modelos de facies sedimentológicas, incorporar información geológica cualitativa en generadores de campos aleatorios y simular procesos de deposición. Las clases de investigación que faltan en la literatura incluyen modelos multiproceso que incorporan la diagénesis y el flujo superficial tridimensional, métodos híbridos que combinan características de los enfoques existentes y enfoques que pueden utilizar todos los datos geológicos, geofísicos e hidrológicos disponibles.",
    url = "https://doi.org/10.1029/96wr00025",
    doi = "10.1029/96wr00025",
    openalex = "W2083583624",
    references = "doi10100797814612378841, doi1010079783642814983, doi1010160012825277900551, doi1010160012825285900017, doi1010160012825287900419, doi1010160037073878900027, doi101111j136530911965tb01561x, doi101111j136530911979tb00935x, doi10130603b599f416d111d78645000102c1865d, doi101306mth7510, doi102110pec88010039, doi1023073514634, doi105860choice295709"
}

RESUMEN Se describen los efectos de la licuefacción en cuerpos de arena saturada bajo una variedad de fuerzas impulsoras a partir de experimentos en mesas de vibración, y se presentan estructuras del registro geológico que son análogas a las estructuras experimentales. El colapso de montículos inclinados de arena estratificada cruzada bajo una fuerza de cuerpo gravitacional genera estratificación de bajo ángulo, esencialmente no contorsionada. Puede estar presente una zona basal de cizallamiento, con foresets empinados y plegados. El estiramiento de los foresets puede acomodarse en fallas normales, y los bottomsets pueden contorsionarse en pliegues inclinados. En sistemas naturales, el sustrato también puede licuarse, causando deformación impulsada por una carga confinante distribuida de manera desigual. La estratificación en la forma de lecho superficial se aplanada, y la estratificación en el sustrato se contorsiona. Los experimentos no produjeron desplazamiento relativo en la interfaz entre cuerpos de arena apilados. La licuefacción de sistemas gravitacionalmente inestables en arenas genera estructuras de carga comparables a las de sistemas arena-lodo. El cross-bedding deformado plegado recumbente se forma por cizallamiento de corriente sobre un lecho licuado, como se ha inferido de análisis de campo y teóricos. El cizallamiento de arena no licuada forma pliegues angulares. Otros mecanismos de deformación, como la fluidización o la filtración, pueden generar estructuras similares a todas estas. Estructuras locales de escape de agua impulsadas por fluidización ocurren en las partes superiores de algunos cuerpos de arena licuados. Incluyen cúspides, volcanes de arena y diques clásticos. Cavidades transitorias formadas en algunos experimentos y que parecían preservarse como cúspides rotas. Aunque los experimentos intentaron aislar fuerzas impulsoras individuales, las fuerzas impulsoras pueden operar juntas, y puede haber un continuo entre la deformación impulsada por el escape de agua y la deformación impulsada por la carga. Estructuras diferentes a las descritas aquí pueden formarse donde la licuefacción se desarrolla en una capa enterrada en lugar de en la superficie del sedimento.

@article{doi101046j136530911996d015x,
    author = "Owen, Geraint",
    title = "Experimental soft‐sediment deformation: structures formed by the liquefaction of unconsolidated sands and some ancient examples",
    year = "1996",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "RESUMEN Se describen los efectos de la licuefacción en cuerpos de arena saturada bajo una variedad de fuerzas impulsoras a partir de experimentos en mesas de vibración, y se presentan estructuras del registro geológico que son análogas a las estructuras experimentales. El colapso de montículos inclinados de arena estratificada cruzada bajo una fuerza de cuerpo gravitacional genera estratificación de bajo ángulo, esencialmente no contorsionada. Puede estar presente una zona basal de cizallamiento, con foresets empinados y plegados. El estiramiento de los foresets puede acomodarse en fallas normales, y los bottomsets pueden contorsionarse en pliegues inclinados. En sistemas naturales, el sustrato también puede licuarse, causando deformación impulsada por una carga confinante distribuida de manera desigual. La estratificación en la forma de lecho superficial se aplanada, y la estratificación en el sustrato se contorsiona. Los experimentos no produjeron desplazamiento relativo en la interfaz entre cuerpos de arena apilados. La licuefacción de sistemas gravitacionalmente inestables en arenas genera estructuras de carga comparables a las de sistemas arena-lodo. El cross-bedding deformado plegado recumbente se forma por cizallamiento de corriente sobre un lecho licuado, como se ha inferido de análisis de campo y teóricos. El cizallamiento de arena no licuada forma pliegues angulares. Otros mecanismos de deformación, como la fluidización o la filtración, pueden generar estructuras similares a todas estas. Estructuras locales de escape de agua impulsadas por fluidización ocurren en las partes superiores de algunos cuerpos de arena licuados. Incluyen cúspides, volcanes de arena y diques clásticos. Cavidades transitorias formadas en algunos experimentos y que parecían preservarse como cúspides rotas. Aunque los experimentos intentaron aislar fuerzas impulsoras individuales, las fuerzas impulsoras pueden operar juntas, y puede haber un continuo entre la deformación impulsada por el escape de agua y la deformación impulsada por la carga. Estructuras diferentes a las descritas aquí pueden formarse donde la licuefacción se desarrolla en una capa enterrada en lugar de en la superficie del sedimento.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.1996.d01-5.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.1996.d01-5.x",
    openalex = "W2171167339",
    references = "doi1010160012825283900223, doi101111j136530911975tb00290x, doi101111j136530911976tb00051x"
}

Resumen Se revisa la literatura sobre la estructura y el comportamiento de las corrientes gravitatorias, con énfasis en algunos estudios recientes y con atención particular a las corrientes turbidas, aunque también se hace referencia a comportamientos comparables en flujos piroclásticos. Se discuten cuestiones de definición, en particular la distinción entre corrientes densas, que pueden depositarse en masa, y corrientes más diluidas. Las dispersiones de alta densidad pueden existir como una capa discreta e independiente que se mueve por debajo de un flujo más diluido, como la parte basal de una distribución continua de densidad o posiblemente como una capa de depósito transitoria. La teoría existente parece insuficiente para explicar el comportamiento de algunas dispersiones de alta densidad. Las corrientes de tipo surge se contrastan con las corrientes cuasi-estacionarias, que pueden generarse mediante una variedad de mecanismos, incluida la alimentación directa por ríos en crecida. Tales corrientes generadas fluvialmente proporcionan un medio para generar corrientes con flotabilidad inversa. Las corrientes turbidas geológicamente significativas son imprácticas para su estudio directo debido a su gran escala y (a menudo) naturaleza destructiva. Las corrientes de laboratorio a pequeña escala ofrecen una gran cantidad de conocimientos sobre el comportamiento de las corrientes turbidas. Este artículo resume estudios experimentales recientes que se centran en la estructura física de las corrientes gravitatorias, con énfasis en la velocidad y la estructura de la turbulencia, la distribución vertical de la densidad y la estabilidad de la estratificación. La cuantificación preliminar de la estructura de la turbulencia (incluyendo los controles sobre la incorporación turbulenta, la energía cinética turbulenta, las tensiones de Reynolds y la producción de turbulencia) ha sido facilitada por desarrollos tecnológicos recientes que han permitido la medición de fluctuaciones instantáneas tanto en velocidad como en concentración. Sin embargo, los modelos de laboratorio generalmente implican una simplificación sustancial y requieren compromisos en algunos parámetros para lograr una escalación adecuada de los parámetros de mayor interés. La modelización matemática también proporciona conocimientos importantes sobre el comportamiento de las corrientes turbidas. Discutimos varios enfoques de modelización, que van desde simples ecuaciones hidráulicas hasta sistemas de ecuaciones diferenciales parciales que tratan explícitamente la conservación del momento, la masa de fluido y sedimento, y la energía cinética turbulenta. La aplicación para la que está diseñado el modelo (es decir, calcular la velocidad media de la cresta o crear un mapa de contorno instantáneo bidimensional de la velocidad aguas abajo en una corriente) determina la complejidad del modelo matemático requerido. El comportamiento de las corrientes de suspensión alrededor de la topografía es complejo y depende de la altura relativa de la topografía y de la estructura de densidad y velocidad de la corriente. Muchas interacciones con la topografía están bien descritas por el número de Froude interno, Fr i. Tanto la reflexión como la desviación de corrientes pueden ocurrir en el lado aguas arriba de la topografía, dependiendo de Fr i. En el lado aguas abajo de la topografía, pueden ocurrir la separación del flujo, ondas de sotavento o saltos hidráulicos.

@article{doi101046j136530912000047s1062x,
    author = "Kneller, Ben and Buckee, Clare",
    title = "La estructura y la mecánica de fluidos de las corrientes turbidez: una revisión de algunos estudios recientes y sus implicaciones geológicas",
    year = "2000",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Resumen Se revisa la literatura sobre la estructura y el comportamiento de las corrientes de gravedad, con énfasis en algunos estudios recientes, y con especial atención a las corrientes turbidez, aunque también se hace referencia a comportamientos comparables en flujos piroclásticos. Se discuten cuestiones de definición, en particular la distinción entre corrientes densas, que pueden depositarse en masa, y corrientes más diluidas. Las dispersiones de alta densidad pueden existir como una capa discreta e independiente que se mueve por debajo de un flujo más diluido, como la parte basal de una distribución de densidad continua o posiblemente como una capa de depósito transitoria. La teoría existente parece insuficiente para explicar el comportamiento de algunas dispersiones de alta densidad. Se contrastan las corrientes de tipo surge con las corrientes cuasi-estacionarias, que pueden generarse mediante una variedad de mecanismos, incluida la alimentación directa por ríos en crecida. Tales corrientes generadas fluvialmente proporcionan un medio para generar corrientes con flotabilidad inversa. Las corrientes turbidez geológicamente significativas son imprácticas para su estudio directo debido a su gran escala y (a menudo) naturaleza destructiva. Las corrientes de laboratorio a pequeña escala ofrecen una gran cantidad de conocimientos sobre el comportamiento de las corrientes turbidez. Este artículo resume estudios experimentales recientes que se centran en la estructura física de las corrientes de gravedad, con énfasis en la velocidad y la estructura de la turbulencia, la distribución vertical de la densidad y la estabilidad de la estratificación. La cuantificación preliminar de la estructura de la turbulencia (incluyendo los controles sobre la turbulencia de entrada, la energía cinética turbulenta, las tensiones de Reynolds y la producción de turbulencia) ha sido facilitada por desarrollos tecnológicos recientes que han permitido la medición de fluctuaciones instantáneas tanto en velocidad como en concentración. Sin embargo, los modelos de laboratorio generalmente implican una simplificación sustancial y requieren compromisos en algunos parámetros para lograr una escalación adecuada de los parámetros de mayor interés. La modelización matemática también proporciona conocimientos importantes sobre el comportamiento de las corrientes turbidez. Discutimos varios enfoques de modelización, que van desde simples ecuaciones hidráulicas hasta sistemas de ecuaciones diferenciales parciales que tratan explícitamente la conservación del momento, la masa de fluido y sedimento, y la energía cinética turbulenta. La aplicación para la que está diseñado el modelo (es decir, calcular la velocidad media de la cabeza o crear un mapa de contorno bidimensional instantáneo de la velocidad aguas abajo en una corriente) determina la complejidad del modelo matemático requerido. El comportamiento de las corrientes de suspensión alrededor de la topografía es complejo y depende de la altura relativa de la topografía y de la estructura de densidad y velocidad de la corriente. Muchas interacciones con la topografía están bien descritas por el número de Froude interno, Fr i. Tanto la reflexión como la desviación de las corrientes pueden ocurrir en el lado aguas arriba de la topografía, dependiendo de Fr i. En el lado aguas abajo de la topografía, pueden ocurrir la separación del flujo, ondas de estela o saltos hidráulicos.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2000.047s1062.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.2000.047s1062.x",
    openalex = "W1587200101",
    references = "dejong1972flysch, doi10100797814684827682, doi10100797814684827684, doi1010160012825275900987, doi1010160012825283900223, doi1010160025322764900489, doi101016b9780124822504x50012, doi101017s0022112059000738, doi101029rg020i004p00851, doi101086625710, doi101086629747, doi1013061d9bc5d9172d11d78645000102c1865d, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi101306bdff8e16171811d78645000102c1865d, doi1023071794727, doi107551mitpress30140010001, openalexw2540891886, openalexw3128664696, openalexw3166868886"
}

La complejidad del flujo y la amplia variedad de procesos de deposición que operan en flujos de densidad subacuáticos, combinados con la consolidación post‐deposicional y la deformación de sedimentos blandos, a menudo dificultan interpretar las características del flujo original a partir del registro sedimentario. Esto ha llevado a una considerable confusión en la nomenclatura de la literatura. Este artículo intenta aclarar esta situación presentando una clasificación simple de flujos de densidad sedimentaria, basada en las propiedades físicas del flujo y los mecanismos de soporte de grano, y discute brevemente las características probables de los sedimentos depositados. Los flujos cohesivos se refieren comúnmente como flujos de escombros y flujos de lodo y se definen en función de las características del sedimento. El límite entre flujos de densidad cohesivos y no cohesivos (flujos friccionales) está mal delimitado, pero los números adimensionales pueden ser útiles para definir los umbrales de flujo. Los flujos friccionales incluyen una serie continua desde deslizamientos de sedimento hasta corrientes turbidas. La subdivisión de estos flujos se realiza en función de los mecanismos dominantes de soporte de partícula, que incluyen la resistencia de la matriz (en flujos cohesivos), empuje, presión de poro, interacción grano‐a‐grano (causando presión dispersiva), tensiones de Reynolds (turbulencia) y soporte del lecho (partículas movidas sobre el lecho estacionario). El mecanismo dominante de soporte de partícula depende de las condiciones de flujo, la concentración de partículas, la distribución del tamaño de grano y el tipo de partícula. En flujos de densidad hiperconcentrados, las muy altas concentraciones de sedimento (>25% en volumen) hacen que las interacciones de partículas sean de importancia mayor. La diferencia entre flujos de densidad hiperconcentrados y flujos cohesivos es que los primeros son dominados por la fricción. Con la disminución de la concentración de sedimento, la clasificación vertical de partículas puede resultar de la sedimentación diferencial, y los flujos en los que esto puede ocurrir se denominan flujos de densidad concentrados. El límite entre flujos de densidad hiperconcentrados y concentrados se define por un cambio en el comportamiento de las partículas, de modo que los granos más densos o grandes ya no están completamente soportados por la interacción de granos, permitiendo así una clasificación normal del colá (o colá de grano denso). La concentración en la que ocurre este cambio depende del tamaño de partícula, clasificación, composición y densidad relativa, por lo que no se puede definir una concentración umbral única. Los flujos de densidad concentrados pueden ser altamente erosivos y posteriormente depositar secuencias completas o incompletas de Lowe y Bouma. Por el contrario, el deslizamiento hidrodinámico en la base de los flujos de escombros, y posiblemente también en algunos flujos hiperconcentrados, puede reducir la resistencia del fluido, permitiendo así altas velocidades de flujo mientras se evita la erosión a gran escala. Los flujos con concentraciones <9% en volumen son verdaderas corrientes turbidas (sensu Bagnold, 1962), en las que la turbulencia del fluido es el principal mecanismo de soporte de partículas. Las corrientes turbidas y los flujos de densidad concentrados pueden subdividirse en función de la duración del flujo en surgidas instantáneas, flujos similares a surgidas de mayor duración y corrientes cuasi‐estacionarias. Se muestra que la duración del flujo controla la naturaleza de los depósitos resultantes. Las corrientes turbidas similares a surgidas tienden a producir secuencias clásicas de Bouma, cuya naturaleza en cualquier sitio depende de factores como el tamaño del flujo, el tipo de sedimento y la proximidad a la fuente. En contraste, las corrientes turbidas cuasi‐estacionarias, generadas por el efluente fluvial hiperpícnico, pueden depositar unidades de engrosamiento hacia arriba coronadas por unidades de adelgazamiento hacia arriba (debido a las condiciones de crecimiento y decrecimiento respectivamente) y también pueden incluir unidades gruesas de carácter uniforme (resultado de períodos prolongados de condiciones casi estacionarias). Cualquier tipo de flujo puede cambiar progresivamente su carácter a lo largo de la ruta de transporte, con la transformación resultando principalmente de reducciones en la concentración de sedimento mediante el arrastre progresivo del fluido circundante y/o la deposición de sedimento. La tasa de arrastre de fluido, y consecuentemente la transformación del flujo, depende de factores que incluyen la pendiente del gradiente, el confinamiento lateral, la rugosidad del lecho, el espesor del flujo y la profundidad del agua. Los flujos con altas y bajas concentraciones de sedimento pueden coexistir en un solo evento de transporte debido a transformaciones a lo largo del flujo, estratificación del flujo o desarrollo de la capa de cizalla de la interfaz de mezcla con el agua subyacente (formación de nubes de mezcla). Los depósitos de un evento de flujo individual en un sitio pueden formarse a partir de una sucesión de diferentes tipos de flujo, y esto introduce una considerable complejidad en la clasificación del evento de flujo o los tipos de flujo componentes a partir de los depósitos.

@article{doi101046j13653091200100360x,
    author = "Mulder, Thierry and Alexander, Jan",
    title = "El carácter físico de las corrientes de densidad sedimentarias subacuáticas y sus depósitos",
    year = "2001",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "La complejidad del flujo y la amplia variedad de procesos de deposición que operan en las corrientes de densidad subacuáticas, combinados con la consolidación post‐deposicional y la deformación de sedimentos blandos, a menudo dificultan interpretar las características del flujo original a partir del registro sedimentario. Esto ha llevado a una considerable confusión en la nomenclatura de la literatura. Este artículo intenta aclarar esta situación presentando una clasificación simple de las corrientes de densidad sedimentarias, basada en las propiedades físicas del flujo y los mecanismos de soporte de granos, y discute brevemente las características probables de los sedimentos depositados. Las corrientes cohesivas se refieren comúnmente como flujos de escombros y flujos de lodo, y se definen en función de las características del sedimento. El límite entre las corrientes de densidad cohesivas y no cohesivas (flujos friccionales) está mal delimitado, pero los números adimensionales pueden ser útiles para definir los umbrales de flujo. Los flujos friccionales incluyen una serie continua desde deslizamientos de sedimento hasta corrientes turbidas. La subdivisión de estos flujos se realiza en función de los mecanismos dominantes de soporte de partículas, que incluyen la resistencia de la matriz (en flujos cohesivos), la flotabilidad, la presión de poro, la interacción grano‐a‐grano (causando presión dispersiva), las tensiones de Reynolds (turbulencia) y el soporte del lecho (partículas movidas sobre el lecho estacionario). El mecanismo dominante de soporte de partículas depende de las condiciones de flujo, la concentración de partículas, la distribución de tamaños de grano y el tipo de partícula. En las corrientes de densidad hiperconcentradas, las muy altas concentraciones de sedimento (>25 volumen\%) hacen que las interacciones de partículas sean de importancia mayor. La diferencia entre las corrientes de densidad hiperconcentradas y las cohesivas es que las primeras son dominadas por la fricción. Con la disminución de la concentración de sedimento, la clasificación vertical de partículas puede resultar de la sedimentación diferencial, y los flujos en los que esto puede ocurrir se denominan corrientes de densidad concentradas. El límite entre las corrientes de densidad hiperconcentradas y concentradas se define por un cambio en el comportamiento de las partículas, de modo que los granos más densos o grandes ya no están completamente soportados por la interacción de granos, permitiendo así la clasificación normal del colá de grano grueso (o colá de grano denso). La concentración en la que ocurre este cambio depende del tamaño de partícula, clasificación, composición y densidad relativa, por lo que no se puede definir una concentración umbral única. Las corrientes de densidad concentradas pueden ser altamente erosivas y posteriormente depositar secuencias completas o incompletas de Lowe y Bouma. Por el contrario, el deslizamiento hidrodinámico en la base de los flujos de escombros, y posiblemente también en algunos flujos hiperconcentrados, puede reducir la resistencia del fluido, permitiendo así altas velocidades de flujo mientras se evita la erosión a gran escala. Los flujos con concentraciones <9\% en volumen son verdaderas corrientes turbidas (sensu Bagnold, 1962), en las que la turbulencia del fluido es el principal mecanismo de soporte de partículas. Las corrientes turbidas y las corrientes de densidad concentradas pueden subdividirse en función de la duración del flujo en surges instantáneos, flujos similares a surges de mayor duración y corrientes cuasi‐estacionarias. Se muestra que la duración del flujo controla la naturaleza de los depósitos resultantes. Las corrientes turbidas similares a surges tienden a producir secuencias clásicas de Bouma, cuya naturaleza en cualquier sitio depende de factores como el tamaño del flujo, el tipo de sedimento y la proximidad a la fuente. En contraste, las corrientes turbidas cuasi‐estacionarias, generadas por el efluente fluvial hiperpícnico, pueden depositar unidades de engrosamiento hacia arriba coronadas por unidades de adelgazamiento hacia arriba (debido a las condiciones de crecimiento y decrecimiento respectivamente) y también pueden incluir unidades gruesas de carácter uniforme (resultado de períodos prolongados de condiciones casi estacionarias). Cualquier tipo de flujo puede cambiar progresivamente su carácter a lo largo de la ruta de transporte, con la transformación resultando principalmente de reducciones en la concentración de sedimento mediante la incorporación progresiva del fluido circundante y/o la deposición de sedimento. La tasa de incorporación de fluido, y consecuentemente la transformación del flujo, depende de factores que incluyen la pendiente del gradiente, el confinamiento lateral, la rugosidad del lecho, el espesor del flujo y la profundidad del agua. Los flujos con altas y bajas concentraciones de sedimento pueden coexistir en un solo evento de transporte debido a las transformaciones a lo largo del flujo, la estratificación del flujo o el desarrollo de la capa de cizalla de la interfaz de mezcla con el agua subyacente (formación de nubes de mezcla). Los depósitos de un evento de flujo individual en un sitio pueden formarse a partir de una sucesión de diferentes tipos de flujo, y esto introduce una considerable complejidad en la clasificación del evento de flujo o los tipos de flujo componentes a partir de los depósitos.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00360.x",
    doi = "10.1046/j.1365-3091.2001.00360.x",
    openalex = "W2120162798",
    references = "doi101007bf00301484, doi101016s0012825297818582, doi101017s0022112089000340, doi10102997rg00426, doi101046j136530912000047s1062x, doi101086626171, doi101086627725, doi101086629747, doi101098rspa19540186, doi101111j136530911983tb00702x, doi101130reg7p1, doi101146annurevearth25185, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013065ceadd7616bb11d78645000102c1865d, doi1013065d25cc7916c111d78645000102c1865d, doi10130674d723b52b2111d78648000102c1865d, doi10130674d7262b2b2111d78648000102c1865d, doi102110scn8403, doi102475ajs25012849, nardin1979a, normark1978fan, openalexw1570283708"
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Resumen El concepto de turbidita ha evolucionado tanto desde su definición original por Kuenen y Migliorini en 1950 –es decir, el depósito de corrientes turbiditas ejemplificado por las sucesiones de flysch arenoso de los Apeninos del Norte– que ahora se utiliza para definir una variedad de depósitos, algunos de los cuales tienen poco en común con las formaciones de flysch arenoso en términos de facies, geometría y significado geológico. La extensión del concepto a otros contextos geodinámicos y depósitos de composición no siliciclástica se considera brevemente en las secciones finales. Con la difusión del concepto de corriente turbidita, en la década de 1950 y principios de la de 1960, surgió una rama completamente nueva de la sedimentología, preocupada por el inventario de estructuras sedimentarias, mediciones de paleocorrientes y patrones de estratificación. La expresión más representativa de esta rama provino de la «escuela holandesa» de Philip H. Kuenen y sus estudiantes. Entre finales de la década de 1960 y mediados de la de 1970, hubo un nuevo desarrollo: el análisis de facies, en términos de ambientes modernos y sistemas de deposición. Este desarrollo llevó a la introducción y discusión de «modelos de abanico» que se convirtieron en un problema cada vez más espinoso con la acumulación de datos de contextos marinos profundos modernos. En particular, la mayoría de los investigadores enfatizaron la importancia de los elementos de canal y lóbulo y sus relaciones mutuales en el espacio y el tiempo. Estos modelos pueden diferir en términos de características específicas, por ejemplo, configuraciones de rampa alimentadas por cañón versus alimentadas por delta y terminología, pero la distinción básica entre canales (vías de sedimentación), lóbulos y llanuras de cuenca (características de deposición tipo lámina) se mantuvo y sigue manteniéndose ampliamente –un modelo que simplemente se refiere a un sistema donde un canal distribuidor pasa aguas abajo hacia una zona de deposición, como en la mayoría de los sistemas fluvio-deltaicos. Debe ejercerse gran precaución, sin embargo, al comparar abanicos modernos y antiguos –un problema discutido en detalle en el Comité sobre Abanicos Submarinos I convocado por A.H. Bouma y celebrado en Pittsburgh en 1982. Diferentes conjuntos de datos y contextos geológicos, problemas de escala y terminología siguen generando dudas sobre qué tan significativa puede ser tal comparación. A pesar de los muchos problemas encontrados, el enfoque elemental proporciona una herramienta fácil, esencialmente descriptiva, para comparar significativamente sistemas recientes con antiguos, recientes con recientes y antiguos con antiguos. A partir de la década de 1970, el análisis de facies orientado a procesos llevó a esquemas de clasificación de facies cada vez más complejos, que mostraron desviaciones sustanciales de la secuencia clásica de Bouma e introdujeron muchos nuevos conceptos: sedimentación proximal versus distal, bypass de sedimentos y eficiencia de flujo, además de desviación, reflexión y estancamiento de corrientes turbiditas en cuencas confinadas. Durante las últimas dos décadas, ha habido un interés creciente en intentar interpretar los increíbles paisajes submarinos detallados obtenidos a través de avances en geología marina, tecnología y datos sísmicos tridimensionales de alta resolución proporcionados por la industria petrolera. Los «análogos» de afloramiento derivados de cinturones orogénicos se utilizan comúnmente para mejorar la interpretación de facies de reflexión sísmica, aunque su valor real puede ser cuestionado en muchos casos. Los conceptos sísmico-estratigráficos se utilizan rutinariamente para describir e interpretar sistemas de turbiditas de cuencas de márgenes continentales donde se cree que las variaciones cíclicas del nivel del mar están esencialmente controladas por la eustasia. Estos conceptos son difíciles de aplicar a cuencas de flysch, donde el control tectónico sobre el desarrollo de ciclos de variaciones del nivel relativo del mar parece ser dominante. En particular, los enormes volúmenes de sedimento involucrados en el relleno de cuencas de flysch implican cantidades de levantamiento de las áreas de origen y subsidencia de las cuencas receptoras que claramente superan las de márgenes continentales divergentes controladas por eustasia y subsidencia térmica. Los ciclos de levantamiento tectónico y denudación (ciclos de tipo Davisiano en el sentido de Mutti et al., 1996) aparentemente juegan un papel importante aquí. La mayoría de los intentos recientes para entender la deposición de turbiditas están relacionados con la creciente importancia económica de los cuerpos arenosos de turbidita como reservorios de hidrocarburos en muchas cuencas offshore (por ejemplo, Golfo de México, África Occidental, Brasil, Mar del Norte). Los muchos problemas inherentes a esta situación han sido revisados extensamente en un taller celebrado en Parma en 2002; solo algunos de estos problemas son reconsiderados brevemente en este artículo. Los sistemas de turbidita arenosa pueden generarse por la resedimentación de depósitos deltaicos a través de deslizamientos submarinos o derivarse directamente de flujos hiperpícnicos generados por inundaciones; en este último caso, las variaciones climáticas deben haber jugado un papel fundamental en controlar la frecuencia y magnitud de las inundaciones a lo largo del tiempo. Reconocer estos dos tipos diferentes de sistema no siempre es fácil y requiere un buen entendimiento del contexto geológico de la cuenca bajo consideración y particularmente del papel de los sistemas fluvio-deltaicos marginales de los cuales las turbiditas derivan finalmente. Desafortunadamente, este tipo de análisis integrado aún está en sus etapas iniciales. Hay otros tipos de depósitos de turbidita, como el flysch calcáreo de los Alpes Occidentales y los Apeninos del Norte, cuyo origen sigue siendo materia de debate en términos de fuente de sedimento y mecanismos de desencadenamiento de corrientes turbiditas de gran volumen esencialmente cargadas con sedimento biogénico de grano fino. Algunos autores han referido a estos sedimentos ya sea como «megaturbiditas» o «seismoturbiditas». La importancia del control tectónico y el contexto geodinámico se enfatiza para los sistemas de turbidita de cuencas de cinturones orogénicos, lo cual está justificado tanto por razones históricas (las turbiditas fueron incluidas desde su reconocimiento en la definición de flysch) como por estudios recientes de cinturones de empuje. El momento es ahora propicio para reconsiderar estos sedimentos dentro de un marco más amplio que tenga en cuenta la enorme cantidad de datos y conceptos que se han desarrollado en los últimos 50 años; esto por sí mismo plantea un problema, y no uno pequeño.ne: la precisión y calidad de los datos recopilados en el campo y la formación de jóvenes científicos. ¿Cuántos geólogos de campo se están produciendo en estos tiempos de geología cada vez más informatizada; y qué tan buenos son?

@article{doi101111j13653091200801019x,
    author = "Mutti, Emiliano and Bernoulli, Daniel and Lucchi, Franco Ricci and Tinterri, Roberto",
    title = "Turbidites and turbidity currents from Alpine ‘flysch’ to the exploration of continental margins",
    year = "2008",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Abstract The concept of turbidite has evolved so much since its original definition by Kuenen and Migliorini in 1950 – i.e. the deposit of turbidity currents exemplified by the sandy flysch successions of the Northern Apennines – that it is now used to define a variety of deposits, some of which have little in common with sandy flysch formations in terms of facies, geometry and geological significance. The extension of the concept to other geodynamic settings and deposits of non‐siliciclastic composition is considered only briefly in the concluding sections. With the diffusion of the concept of turbidity current, in the 1950s and early 1960s, an entirely new branch of sedimentology came into being, concerned with the inventory of sedimentary structures, palaeocurrent measurements and bedding patterns. The most representative expression of this branch came from the ‘Dutch school’ of Philip H. Kuenen and his students. Between the late 1960s and the mid‐1970s, there was a new development: facies analysis, in terms of modern environments and depositional systems. This development led to the introduction and discussion of ‘fan models’ that became an increasingly thorny issue with the accumulation of data from modern deep‐marine settings. In particular, most researchers emphasized the importance of channel and lobe elements and their mutual relationships in space and time. These models may differ in terms of specific features, e.g. canyon‐fed versus delta‐fed ramp settings and terminology, but the basic distinction between channels (sediment pathways), lobes and basin plains (sheet‐like depositional features) was and still is widely retained – a model that simply refers to a system where a distributary channel passes downstream to a depositional zone, like in most fluvio‐deltaic systems. Great caution should, however, be exercised when comparing modern and ancient fans – a problem discussed at length in the Committee on Submarine Fans I convened by A.H. Bouma and held in Pittsburgh in 1982. Different data sets and geological contexts, scaling problems and terminology still cast doubt over how meaningful such a comparison may be. Despite the many problems encountered, the elemental approach provides an easy, essentially descriptive tool to significantly compare recent with ancient, recent with recent, and ancient with ancient systems. Beginning in the 1970s, process‐oriented facies analysis led to increasingly complex facies classification schemes, which showed substantial departures from the classic Bouma sequence and introduced many new concepts: proximal versus distal sedimentation, sediment bypass and flow efficiency, in addition to deflection, reflection and ponding of turbidity currents in confined basins. During the last two decades, there has been an increased interest in attempting to interpret the incredibly detailed submarine landscapes obtained through advances in marine geology, technology and high‐resolution three‐dimensional seismic data provided by the oil industry. Outcrop ‘analogues’ derived from orogenic belts are used commonly to improve the interpretation of seismic‐reflection facies, although their actual value may be questioned in many cases. Seismic–stratigraphic concepts are used routinely to describe and interpret turbidite systems of continental margin basins where cyclic sea‐level variations are thought to be essentially controlled by eustasy. These concepts are difficult to apply to flysch basins, where the tectonic control on the development of cycles of relative sea‐level variations appears to be dominant. In particular, the huge volumes of sediment involved in the infill of flysch basins imply amounts of uplift of the source areas and subsidence of the receiving basins that clearly outstrip those of divergent continental margins controlled by eustasy and thermal subsidence. Cycles of tectonic uplift and denudation (Davisian‐type cycles in the sense of Mutti et al., 1996) apparently play a major role here. Most recent attempts to understand turbidite deposition are related to the increased economic importance of turbidite sandbodies as hydrocarbon reservoirs in many offshore basins (e.g. Gulf of Mexico, West Africa, Brazil, the North Sea). The many problems inherent to this situation have been reviewed extensively in a workshop held in Parma in 2002; only some of these problems are reconsidered briefly in this paper. Sandy turbidite systems can be generated by the resedimentation of deltaic deposits through submarine slides or be derived directly from flood‐generated hyperpycnal flows; in the latter case, climatic variations must have played a fundamental role in controlling flood frequency and magnitude with time. Recognizing these two different types of system is not always easy and requires a good understanding of the geological context of the basin under consideration and particularly of the role of marginal fluvio‐deltaic systems from which turbidites are ultimately derived. Unfortunately, this kind of integrated analysis is still in its infancy. There are other types of turbidite deposits, such as the calcareous flysch of the Western Alps and the Northern Apennines, whose origin still remains a matter of debate in terms of sediment source and triggering mechanisms of large‐volume turbidity currents essentially loaded with fine‐grained biogenic sediment. Some authors have referred to these sediments either as ‘megaturbidites’ or ‘seismoturbidites’. The importance of tectonic control and geodynamic setting is stressed for turbidite systems of orogenic belt basins, which is justified both by historical reasons (turbidites were from their recognition included in the definition of flysch) and recent studies of thrust belts. The time is now ripe for reconsidering these sediments within a broader framework that takes into account the enormous quantity of data and concepts that have been developed in the last 50 years; this in itself raises a problem, and no small one: the accuracy and quality of data collected in the field and the training of young scientists. How many field geologists are being produced in these times of increasingly computerized geology; and how good are they?",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2008.01019.x",
    doi = "10.1111/j.1365-3091.2008.01019.x",
    openalex = "W2126274779",
    references = "doi1010160012825286900012, doi1010160012825289900020, doi101016jmargeo200410001, doi101016jmarpetgeo200309001, doi101016s0070457108709543, doi10102995rg03287, doi101086629606, doi101086629747, doi101111j13653091200801016x, doi101130001676061959701089tifotp20co2, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi101306mth7510, doi102110pec88010039, doi102110pec88010109, doi105860choice295709, openalexw1570283708, openalexw3160761443"
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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 capa) de un complejo de un solo lóbulo (Fan 3) en un área de 15 km por 8 km ha ayudado a definir una jerarquía de cuatro niveles de elementos de depósito, desde la capa 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 de capa delgada 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 e 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 capa) de un complejo de un solo lóbulo (Fan 3) en un área de 15 km por 8 km ha ayudado a definir una jerarquía de cuatro niveles de elementos de depósito, desde la capa 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 de capa delgada 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 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 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 lodo cohesivo fino aseguran que la deposición de lodo sea compleja, y grandes volúmenes de lodo a veces pueden estancarse o drenar hacia atrás por largas distancias en las zonas bajas de cuenca. La deposición de lodo no clasificado (T E‐3) más probablemente resulta finalmente de la consolidación en masa en flujos relativamente delgados y densos, aunque la clasificación inicial por tamaño del lodo indica etapas anteriores de flujo diluido y expandido. El lodo clasificado (T E‐2) y el lodo finamente laminado (T E‐1) más probablemente resultan de la sedimentación de flocos a concentraciones de lodo más bajas. Las rupturas de tamaño de grano debajo de los intervalos de lodo son comunes y registran el desvío de tamaños de grano intermedios debido al comportamiento del lodo coloidal. El silt no cohesivo o la arena fina laminados planarmente (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 desacelerador espacial (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 planarmente 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 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 pueden contener clastos. Los debrites cohesivos gruesos tienden a ocurrir en configuraciones más proximales y se extienden desde una falla de pendiente inicial. 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 lodo cohesivo (D M‐1). El mapeo de depósitos de flujo individuales (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 lodo fino cohesivo 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. and Masson, Douglas G. and Sumner, E. J. and Malgesini, G.",
    title = "Flujos de sedimentos subacuáticos: procesos de deposición y tipos de depósito",
    year = "2012",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Abstract 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 siliciclástico no cohesivo finamente laminado (T D) y el siliciclástico finamente laminado con crestas (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 de crestas cruzadas (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 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 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 contra 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 de flujo individuales (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. Hay mucho por aprender sobre estos flujos notables.",
    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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Derivado de la Conferencia AAPG Hedberg de 2008 sobre la Transferencia de Sedimentos desde la Plataforma hasta el Agua Profunda, Estudios en Geología 61 fue diseñado específicamente para explorar el creciente interés en los flujos hiperpícnicos y asociados y los hiperpícnitos como contribuyentes significativos al registro sedimentario de aguas profundas. El tema de los flujos hiperpícnicos y sus depósitos, los hiperpícnitos, ha surgido recientemente como el último en una larga lista de temas muy debatidos sobre los procesos, entornos y depósitos sedimentarios de aguas profundas. Esta colección de capítulos ofrece importantes nuevas perspectivas sobre el sistema de suministro de sedimentos a las aguas marinas profundas.

@incollection{doi10130613271349st613438,
    author = "Zavala, Carlos y Arcuri, Mariano y Meglio, Mariano Di y Diaz, Helena Gamero y Contreras, Carmen",
    title = "Un Tracto de Facies Genético para el Análisis de Depósitos de Flujo Hiperpícnico Sostenido",
    year = "2012",
    booktitle = "eBooks de la Asociación Americana de Geólogos del Petróleo",
    abstract = "Derivado de la Conferencia AAPG Hedberg de 2008 sobre la Transferencia de Sedimentos desde la Plataforma hasta el Agua Profunda, Estudios en Geología 61 fue diseñado específicamente para explorar el creciente interés en los flujos hiperpícnicos y asociados y los hiperpícnitos como contribuyentes significativos al registro sedimentario de aguas profundas. El tema de los flujos hiperpícnicos y sus depósitos, los hiperpícnitos, ha surgido recientemente como el último en una larga lista de temas muy debatidos sobre los procesos, entornos y depósitos sedimentarios de aguas profundas. Esta colección de capítulos ofrece importantes nuevas perspectivas sobre el sistema de suministro de sedimentos a las aguas marinas profundas.",
    url = "https://doi.org/10.1306/13271349st613438",
    doi = "10.1306/13271349st613438",
    openalex = "W2224832301",
    references = "doi101016jmarpetgeo200301003, doi101046j13653091200100360x, doi101086629747, doi101111j136530911995tb00395x, doi101111j13653091200801019x, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi1013065ceadd7616bb11d78645000102c1865d, doi102110scn7502, doi102110scn8209, doi104324978020337108412, harms1982structure, openalexw1570283708"
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Los flujos híbridos que comprenden tanto corrientes turbidas como flujos de escombros submarinos representan un cambio significativo respecto a muchos modelos anteriores influyentes para flujos de densidad de sedimentos submarinos. Los lechos híbridos que contienen debrita cohesiva y turbidita son comunes en ambientes deposicionales distales, como lo demuestran observaciones detalladas de más de 20 sistemas modernos y antiguos en todo el mundo. Los flujos híbridos, y los flujos de escombros cohesivos en general, se clasifican mejor en términos de un continuo de disminución de la fuerza de los flujos de escombros cohesivos. Los flujos de escombros cohesivos de alta fuerza tienden a ser ricos en clastos y relativamente gruesos, y su depósito se extiende hacia atrás hasta cerca del sitio del fallo original de la pendiente. Suelen estar confinados a pendientes continentales de mayor gradiente, pero ocasionalmente pueden formar megalechos en llanuras de cuenca, en ambos casos cubiertos por una turbidita delgada. Los flujos de escombros cohesivos de fuerza intermedia típicamente contienen clastos, pero sus depósitos pueden tener <1 o 2 m de espesor en los bordes de abanicos de bajo gradiente, y están encapsulados en arena y lodo de turbidita. Los clastos pueden viajar largas distancias, y los clastos de tamaño de metro pueden ser arrastrados largas distancias a través de gradientes muy bajos si son menos densos que el flujo circundante. Los flujos de escombros cohesivos de baja fuerza generalmente carecen de clastos de lodo, y a medida que la fuerza cohesiva disminuye aún más, hay una transición hacia capas de lodo fluido que no soportan arena. Los debritas de fuerza intermedia y baja están consistentemente ausentes en las partes más proximales de los sistemas submarinos, donde los flujos cargados de sedimentos que se mueven más rápido es más probable que sean turbulentos. Los flujos de escombros de fuerza intermedia pueden recorrer largas distancias en gradientes bajos sin deslizar sobre una capa de agua. Los flujos de escombros cohesivos de muy baja fuerza probablemente se forman a través de transformaciones de etapa tardía cerca del sitio de deposición del debrita, y se emplazan suavemente para evitar la mezcla con el agua de mar circundante. La ubicación y geometría de los debritas cohesivos en los lechos híbridos están controladas fuertemente por la morfología del fondo marino y pequeños cambios en el gradiente. Los debritas ocurren como bordes alrededor de crestas de canal-escarpa elevadas, o en las partes central y más bajas de las llanuras de cuenca que carecen de tales crestas. Pequeñas variaciones en la fracción de lodo producen cambios profundos en la fuerza cohesiva, la viscosidad del flujo, la permeabilidad y el tiempo necesario para que se disipen las presiones de poro excesivas que abarcan múltiples órdenes de magnitud. La reducción de la velocidad del flujo también puede causar aumentos sustanciales en la viscosidad y la resistencia al corte en fluidos lodosos que adelgazan al cortarse. Pequeñas cantidades de sedimento pueden amortiguar o extinguir la turbulencia, especialmente a medida que el flujo desacelera, afectando cómo se soporta o deposita el sedimento. Esto asegura que los flujos de escombros cohesivos y los flujos híbridos tengan una rica variedad de comportamientos.

@article{doi101130ges007931,
    author = "Talling, Peter J.",
    title = "Flujos submarinos híbridos que comprenden corriente turbidítica y flujo de escombros cohesivos: Depósitos, análisis teóricos y experimentales, y modelos generalizados",
    year = "2013",
    journal = "Geosphere",
    abstract = "Los flujos híbridos que comprenden tanto corriente turbidítica como flujo de escombros submarinos representan una desviación significativa de muchos modelos anteriores influyentes para flujos de densidad de sedimentos submarinos. Los lechos híbridos que contienen debrite cohesivo y turbidita son comunes en ambientes deposicionales distales, como lo demuestran observaciones detalladas de más de 20 sistemas modernos y antiguos en todo el mundo. Los flujos híbridos, y los flujos de escombros cohesivos en general, se clasifican mejor en términos de un continuo de disminución de la fuerza del flujo de escombros cohesivos. Los flujos de escombros cohesivos de alta fuerza tienden a ser ricos en clastos y relativamente gruesos, y su depósito se extiende hacia atrás hasta cerca del sitio del fallo original de la pendiente. Suelen estar confinados a pendientes continentales de mayor gradiente, pero ocasionalmente pueden formar megalechos en llanuras de cuenca, en ambos casos cubiertos por una turbidita delgada. Los flujos de escombros cohesivos de fuerza intermedia típicamente contienen clastos, pero sus depósitos pueden ser <1 o 2 m de espesor en los bordes de abanicos de bajo gradiente, y están encapsulados en arena y lodo turbidítico. Los clastos pueden viajar largas distancias, y los clastos de tamaño de metro pueden ser arrastrados largas distancias a través de gradientes muy bajos si son menos densos que el flujo circundante. Los flujos de escombros cohesivos de baja fuerza generalmente carecen de clastos de lodo, y a medida que la fuerza cohesiva disminuye aún más, hay una transición hacia capas de lodo fluido que no soportan arena. Los debrites de fuerza intermedia y baja están consistentemente ausentes en las partes más proximales de los sistemas submarinos, donde los flujos cargados de sedimentos que se mueven más rápido es más probable que sean turbulentos. Los flujos de escombros de fuerza intermedia pueden recorrer largas distancias en gradientes bajos sin hidrodinamizar. Los flujos de escombros cohesivos de muy baja fuerza probablemente se forman a través de transformaciones de etapa tardía cerca del sitio de deposición del debrite, y se emplazan suavemente para evitar la mezcla con el agua de mar circundante. La ubicación y geometría de los debrites cohesivos en los lechos híbridos están controladas fuertemente por la morfología del fondo marino y pequeños cambios en el gradiente. Los debrites ocurren como bordes alrededor de crestas de canal-leva elevadas, o en las partes central y más bajas de las llanuras de cuenca que carecen de tales crestas. Pequeñas variaciones en la fracción de lodo producen cambios profundos en la fuerza cohesiva, la viscosidad del flujo, la permeabilidad y el tiempo necesario para que las presiones de poro excesivas se disipen que abarcan múltiples órdenes de magnitud. La reducción en la velocidad del flujo también puede causar aumentos sustanciales en la viscosidad y la resistencia al corte en fluidos lodosos que adelgazan al cortarse. Pequeñas cantidades de sedimento pueden amortiguar o extinguir la turbulencia, especialmente a medida que el flujo desacelera, afectando cómo el sedimento es soportado o depositado. Esto asegura que los flujos de escombros cohesivos y los flujos híbridos tengan una rica variedad de comportamientos.",
    url = "https://doi.org/10.1130/ges00793.1",
    doi = "10.1130/ges00793.1",
    openalex = "W2122272026",
    references = "doi101016jmarpetgeo200902012, doi1010292009jf001514, doi101038nature06273, doi101046j13653091199900204x, doi101046j13653091200100360x, doi101111j136530911995tb00395x, doi101111j13653091201201353x, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi102475ajs25012849, openalexw1570283708"
}

Las corrientes de turbidez y otros tipos de flujo de densidad de sedimentos submarinos redistribuyen más sedimentos sobre la superficie de la Tierra que cualquier otro proceso de flujo de sedimentos, sin embargo, su concentración de sedimentos nunca ha sido medida directamente en el océano profundo. Los depósitos de estos flujos son de importancia social como registros imperfectos de terremotos pasados y deslizamientos de tierra generadores de tsunamis, y como rocas reservorio para muchas acumulaciones de petróleo en aguas profundas. Se identificaron direcciones clave de investigación futura sobre estos flujos y sus depósitos en un taller informal en septiembre de 2013. Esta contribución resume las conclusiones de ese taller y compromete a la comunidad más amplia en este debate. Se necesitan esfuerzos internacionales para una iniciativa que monitoree y comprenda una serie de sitios de prueba donde los flujos ocurren con frecuencia, lo cual requiere coordinación para optimizar el intercambio de equipos y la interpretación de datos. Las observaciones de monitoreo directo deben combinarse con núcleos y datos sísmicos para vincular el carácter del flujo y del depósito, mientras que los modelos experimentales y numéricos juegan un papel clave en la comprensión de las observaciones de campo. Tal iniciativa puede ser oportuna y factible debido a los recientes avances tecnológicos en sensores de monitoreo, boyas y recuperación autónoma de datos. Esto se ilustra aquí con datos recientemente recopilados del delta del río Squamish, el cañón de Monterey, el cañón del Congo y la plataforma continental al sureste de Taiwán. Luego se destacan una serie de otros temas clave. Consideraciones teóricas sugieren que los flujos supersónicos pueden ocurrir a menudo en gradientes mayores que??0,6°. Recientemente se han mapeado trenes de formas de lecho migratorias hacia arriba en una amplia gama de entornos marinos y de agua dulce. Pueden resultar de saltos hidráulicos repetidos en flujos supersónicos, y pueden ser necesarias capas cercanas al lecho densas (mayores que aproximadamente 10% en volumen) para explicar el transporte de bloques pesados (25 a 1.000 kg). El trabajo futuro necesita comprender cómo se transporta el sedimento en estas formas de lecho, la estructura interna y el potencial de preservación de sus depósitos, y su uso en la predicción de facies. El amortiguamiento de la turbulencia puede ser generalizado y común en los flujos de densidad de sedimentos submarinos, particularmente a medida que los flujos desaceleran, porque puede ocurrir a concentraciones de volumen bajas (&lt;?0,1%). Esto podría tener implicaciones importantes para la evolución del flujo y las geometrías de los depósitos. Se necesitan mejores restricciones cuantitativas sobre lo que controla la capacidad y la competencia del flujo, junto con restricciones mejoradas sobre la erosión del lecho y la resuspensión de sedimentos. Los avances recientes en la comprensión de flujos diluidos o principalmente salinos en canales submarinos deben extenderse para explorar cómo cambia el comportamiento del flujo a medida que aumentan las concentraciones de sedimento. La industria petrolera requiere modelos predictivos del comportamiento a largo plazo de los sistemas de canales y la arquitectura de los depósitos resultantes, y para estos propósitos es importante distinguir entre superficies geomorfológicas y estratigráficas en los conjuntos de datos sísmicos. La validación de modelos, incluida la contra datos de campo a escala completa, requiere un diseño experimental inteligente de modelos físicos y programas de campo dirigidos.

@article{doi102110jsr201503,
    author = "Talling, Peter J. y Allin, Joshua R. y Armitage, David y Arnott, R. W. C. y Cartigny, Matthieu y Clare, Michael y Felletti, F. y Covault, Jacob A. y Girardclos, Stéphanie y Hansen, Emily y Hill, Philip R. y Hiscott, Richard N. y Hogg, Andrew J. y Clarke, J. H. y Jobe, Zane y Malgesini, G. y Mozzato, Alessandro y Naruse, Hajime y Parkinson, S. y Peel, Frank y Piper, David J. W. y Pope, Ed y Postma, George y Rowley, Pete y Sguazzini, A. y Stevenson, C. J. y Sumner, E. J. y Sylvester, Zoltán y Watts, C. y Xu, Jingping",
    title = "Direcciones Futuras Clave Para La Investigación Sobre Corrientes Turbidas y Sus Depósitos",
    year = "2015",
    journal = "Journal of Sedimentary Research",
    abstract = "Las corrientes turbidas, y otros tipos de flujo de densidad de sedimentos submarinos, redistribuyen más sedimento a través de la superficie de la Tierra que cualquier otro proceso de flujo de sedimentos, sin embargo, su concentración de sedimento nunca ha sido medida directamente en el océano profundo. Los depósitos de estos flujos son de importancia social como registros imperfectos de terremotos pasados y deslizamientos de tierra generadores de tsunamis, y como rocas reservorio para muchas acumulaciones de petróleo en aguas profundas. Las direcciones de investigación futura clave sobre estos flujos y sus depósitos fueron identificadas en un taller informal en septiembre de 2013. Esta contribución resume las conclusiones de ese taller, y compromete a la comunidad más amplia en este debate. Se necesitan esfuerzos internacionales para una iniciativa que monitoree y comprenda una serie de sitios de prueba donde los flujos ocurren con frecuencia, lo cual requiere coordinación para optimizar el intercambio de equipos y la interpretación de datos. Las observaciones de monitoreo directo deben combinarse con núcleos y datos sísmicos para vincular el carácter del flujo y del depósito, mientras que los modelos experimentales y numéricos juegan un papel clave en la comprensión de las observaciones de campo. Tal iniciativa puede ser oportuna y factible, debido a los recientes avances tecnológicos en sensores de monitoreo, boyas y recuperación autónoma de datos. Esto se ilustra aquí con datos recientemente recopilados del delta del río Squamish, el cañón de Monterey, el cañón del Congo y la costa sureste de Taiwán. Luego se destacan una serie de otros temas clave. Consideraciones teóricas sugieren que los flujos supersónicos pueden ocurrir a menudo en gradientes mayores que??0.6°. Recientemente se han mapeado trenes de formas de lecho migratorias hacia arriba en una amplia gama de entornos marinos y de agua dulce. Pueden resultar de saltos hidráulicos repetidos en flujos supersónicos, y capas cercanas al lecho densas (mayores que aproximadamente 10% de volumen) pueden necesitar ser invocadas para explicar el transporte de bloques pesados (25 a 1,000 kg). El trabajo futuro necesita comprender cómo se transporta el sedimento en estas formas de lecho, la estructura interna y el potencial de preservación de sus depósitos, y su uso en la predicción de facies. El amortiguamiento de la turbulencia puede ser generalizado y común en los flujos de densidad de sedimentos submarinos, particularmente a medida que los flujos desaceleran, porque puede ocurrir a bajas concentraciones de volumen (<?0.1%). Esto podría tener implicaciones importantes para la evolución del flujo y las geometrías de los depósitos. Se necesitan mejores restricciones cuantitativas sobre lo que controla la capacidad y competencia del flujo, junto con restricciones mejoradas sobre la erosión del lecho y la resuspensión de sedimentos. Los avances recientes en la comprensión de flujos diluidos o principalmente salinos en canales submarinos deben extenderse para explorar cómo cambia el comportamiento del flujo a medida que aumentan las concentraciones de sedimento. La industria petrolera requiere modelos predictivos del comportamiento a largo plazo de los sistemas de canales y la arquitectura de los depósitos resultantes, y para estos propósitos es importante distinguir entre superficies geomorfológicas y estratigráficas en los conjuntos de datos sísmicos. La validación de modelos, incluida la contra datos de campo a escala completa, requiere un diseño experimental inteligente de modelos físicos y programas de campo dirigidos.",
    url = "https://doi.org/10.2110/jsr.2015.03",
    doi = "10.2110/jsr.2015.03",
    openalex = "W2171856802",
    references = "doi101016jmarpetgeo200608001, doi101016jmarpetgeo200902012, doi101016jmarpetgeo201005002, doi101016jmarpetgeo201005012, doi101016jmarpetgeo201007008, doi101017s0022112086001404, doi1010292010gl044638, doi101038nature06273, doi101046j13653091199900204x, doi101086625710, doi101111j13653091200700926x, doi101111j13653091201201353x, doi101130b309961, doi101130ges007931, doi101146annurevfluid121108145618, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d"
}

El propósito de esta revisión crítica es abordar los principios fundamentales asociados con las contouritas y otros depósitos de corrientes de fondo. Los cuatro tipos básicos de corrientes de fondo de mar profundo son: (1) corrientes de contorno geostróficas inducidas termohalinas, (2) corrientes de fondo impulsadas por el viento, (3) corrientes de fondo impulsadas por las mareas, principalmente en cañones submarinos, y (4) corrientes baroclínicas impulsadas por ondas internas/mareas. Las contouritas son depósitos de corrientes de contorno geostróficas impulsadas termohalinamente. Las contouritas pueden tener textura arcillosa o arenosa y composición siliciclástica o calciclástica. Las estructuras de tracción son comunes en los depósitos de los cuatro tipos de corrientes de fondo. Sin embargo, no existen criterios sedimentológicos o sísmicos diagnósticos para distinguir las contouritas antiguas de los otros tres tipos. El Golfo de Cádiz es la localidad tipo para el modelo de facies de contouritas basado en litofacies arcillosas. Sin embargo, este sitio está afectado no solo por corrientes de contorno asociadas con el Agua de Salida del Mediterráneo (MOW), sino también por otros factores, como ondas internas y mareas, corrientes turbidez, tsunamis, ciclones, volcanismo de lodo, filtración de metano, suministro de sedimentos, ventilación de agua de poro y topografía del fondo. Los núcleos 339 del Programa de Perforación Oceánica Integrada (IODP) del Golfo de Cádiz no muestran estructuras sedimentarias primarias, que son necesarias para interpretar los procesos de deposición. Por lo tanto, el modelo de facies de contouritas es sedimentológicamente obsoleto. Las arenas reworked por corrientes de fondo de los cuatro tipos tienen el potencial de desarrollar yacimientos de petróleo. Las contouritas carbonáticas arenosas modernas tienen una porosidad máxima medida del 40% y una permeabilidad máxima de 9881 mD debido al arrastre de lodos desde los poros primarios intergranulares por corrientes de contorno vigorosas. Estas contouritas carbonáticas son cuerpos de forma hemicono que tienen hasta 600 m de espesor y casi 60 km de longitud. Los datos empíricos de las contouritas modernas también muestran potencial para el desarrollo de sellos y rocas madre. Por lo tanto, la futura exploración y desarrollo de petróleo debe centrar la atención en estos a menudo ignorados yacimientos de mar profundo siliciclásticos y calciclásticos.

@article{doi101016s187638041730023x,
    author = "Shanmugam, G.",
    title = "Contouritas: Oceanografía física, sedimentología de procesos y geología del petróleo",
    year = "2017",
    journal = "Exploración y Desarrollo de Petróleo",
    abstract = "El propósito de esta revisión crítica es abordar los principios fundamentales asociados con las contouritas y otros depósitos de corrientes de fondo. Los cuatro tipos básicos de corrientes de fondo de mar profundo son: (1) corrientes de contorno geostróficas inducidas termohalinas, (2) corrientes de fondo impulsadas por el viento, (3) corrientes de fondo impulsadas por las mareas, principalmente en cañones submarinos, y (4) corrientes baroclínicas impulsadas por ondas internas/mareas. Las contouritas son depósitos de corrientes de contorno geostróficas impulsadas termohalinamente. Las contouritas pueden tener textura arcillosa o arenosa y composición siliciclástica o calciclástica. Las estructuras de tracción son comunes en los depósitos de los cuatro tipos de corrientes de fondo. Sin embargo, no existen criterios sedimentológicos o sísmicos diagnósticos para distinguir las contouritas antiguas de los otros tres tipos. El Golfo de Cádiz es la localidad tipo para el modelo de facies de contouritas basado en litofacies arcillosas. Sin embargo, este sitio está afectado no solo por corrientes de contorno asociadas con el Agua de Salida del Mediterráneo (MOW), sino también por otros factores, como ondas internas y mareas, corrientes turbidez, tsunamis, ciclones, volcanismo de lodo, filtración de metano, suministro de sedimentos, ventilación de agua de poro y topografía del fondo. Los núcleos 339 del Programa de Perforación Oceánica Integrada (IODP) del Golfo de Cádiz no muestran estructuras sedimentarias primarias, que son necesarias para interpretar los procesos de deposición. Por lo tanto, el modelo de facies de contouritas es sedimentológicamente obsoleto. Las arenas reworked por corrientes de fondo de los cuatro tipos tienen el potencial de desarrollar yacimientos de petróleo. Las contouritas carbonáticas arenosas modernas tienen una porosidad máxima medida del 40% y una permeabilidad máxima de 9881 mD debido al arrastre de lodos desde los poros primarios intergranulares por corrientes de contorno vigorosas. Estas contouritas carbonáticas son cuerpos de forma hemicono que tienen hasta 600 m de espesor y casi 60 km de longitud. Los datos empíricos de las contouritas modernas también muestran potencial para el desarrollo de sellos y rocas madre. Por lo tanto, la futura exploración y desarrollo de petróleo debe centrar la atención en estos a menudo ignorados yacimientos de mar profundo siliciclásticos y calciclásticos.",
    url = "https://doi.org/10.1016/s1876-3804(17)30023-x",
    doi = "10.1016/s1876-3804(17)30023-x",
    openalex = "W2606036022",
    references = "crossref1974the, doi1010160141118783900391, doi101016jjop201508011, doi101016jjop201606002, doi10102994jc00530, doi101038nature02494, doi10113000917613198614535scaia20co2, doi101306212f7f312b2411d78648000102c1865d, doi102110pec88010071, doi105670oceanog199107, doi105670oceanog201307, openalexw1570283708"
}

Resumen Los lechos de eventos híbridos se forman cuando las corrientes turbidíticas que transportan o adquieren localmente cantidades significativas de lodo se desaceleran. El lodo amortigua la turbulencia que impulsa las transformaciones del flujo, permitiendo que tanto el lodo como la arena se asienten en capas fluidas densas cercanas al lecho y flujos de escombros. Cuantificar los detalles de la distribución vertical del lodo en depósitos a menudo complejos y estratificados es crítico para reconstruir los procesos de flujo y explicar los diversos tipos de lechos dejados por flujos gravitacionales que transportan lodo. El escaneo continuo de núcleos por fluorescencia de rayos X de alta resolución proporciona perfiles composicionales verticales continuos que pueden ayudar a restringir la distribución del lodo a escala submilimétrica, ofreciendo una mejora significativa sobre la muestreo discreto. El enfoque se aplica aquí a núcleos adquiridos de la Formación de Arenisca Ross del Pérmico Inferior, Irlanda occidental, donde se han identificado una variedad de lechos de eventos híbridos. Los conteos brutos de fluorescencia de rayos X se calibran contra concentraciones de elementos y abundancias minerales determinadas en tapones de núcleo coincidentes, utilizando razones logarítmicas de elementos y elementos como sustitutos para rastrear cambios verticales en las abundancias de cuarzo, illita (incluyendo mica), clorita y cemento de calcita. Los nuevos conocimientos incluyen cambios verticales en el contenido de lodo «en escalones» (hacia valores más altos) en lugar de «dientes de sierra» y la presencia de bandeo composicional que de otro modo pasaría desapercibido. Los lechos de eventos híbridos en láminas de fondo de cuenca que llegaron antes del sistema de abanico progradante tienen componentes arenosos significativamente más limpios que los de los lóbulos del abanico medio. Estos últimos pueden implicar que las cabezas de las corrientes emergentes de los canales del abanico medio incorporaron lodo significativo inmediatamente antes de colapsar. Muchos de los debrites H3 son bipartitos, con una división H3a más arenosa atribuida a la re-incorporación y mezcla de un flujo de escombros o lodo fluido remolque (H3b) con la arena dejada por la parte delantera del flujo. La estructura del lecho de evento híbrido puede reflejar parcialmente la interacción con el sustrato y la mezcla durante la deposición, y la textura de las divisiones del lecho puede no simplemente reflejar las de las suspensiones de las que se formaron.

@article{doi101111sed12722,
    author = "Hussain, Arif y Haughton, Peter D. W. y Shannon, Patrick M. y Turner, Jonathan y Pierce, Colm y Obradors‐Latre, Arnau y Barker, Simon P. y Martinsen, Ole J.",
    title = "Perfilado de alta resolución por fluorescencia de rayos X de lechos de eventos híbridos: Implicaciones para el comportamiento de flujos gravitacionales de sedimentos y la estructura del depósito",
    year = "2020",
    journal = "Sedimentology",
    abstract = "Resumen Los lechos de eventos híbridos se forman cuando las corrientes turbidíticas que transportan o adquieren localmente cantidades significativas de lodo se desaceleran. El lodo amortigua la turbulencia que impulsa las transformaciones del flujo, permitiendo que tanto el lodo como la arena se asienten en capas fluidas densas cercanas al lecho y flujos de escombros. Cuantificar los detalles de la distribución vertical del lodo en depósitos a menudo complejos y estratificados es crítico para reconstruir los procesos de flujo y explicar los diversos tipos de lechos dejados por flujos gravitacionales que transportan lodo. El escaneo continuo de núcleos por fluorescencia de rayos X de alta resolución proporciona perfiles composicionales verticales continuos que pueden ayudar a restringir la distribución del lodo a escala submilimétrica, ofreciendo una mejora significativa sobre la muestreo discreto. El enfoque se aplica aquí a núcleos adquiridos de la Formación de Arenisca Ross del Pérmico Inferior, Irlanda occidental, donde se han identificado una variedad de lechos de eventos híbridos. Los conteos brutos de fluorescencia de rayos X se calibran contra concentraciones de elementos y abundancias minerales determinadas en tapones de núcleo coincidentes, utilizando razones logarítmicas de elementos y elementos como sustitutos para rastrear cambios verticales en las abundancias de cuarzo, illita (incluyendo mica), clorita y cemento de calcita. Los nuevos conocimientos incluyen cambios verticales en el contenido de lodo «en escalones» (hacia valores más altos) en lugar de «dientes de sierra» y la presencia de bandeo composicional que de otro modo pasaría desapercibido. Los lechos de eventos híbridos en láminas de fondo de cuenca que llegaron antes del sistema de abanico progradante tienen componentes arenosos significativamente más limpios que los de los lóbulos del abanico medio. Estos últimos pueden implicar que las cabezas de las corrientes emergentes de los canales del abanico medio incorporaron lodo significativo inmediatamente antes de colapsar. Muchos de los debrites H3 son bipartitos, con una división H3a más arenosa atribuida a la re-incorporación y mezcla de un flujo de escombros o lodo fluido remolque (H3b) con la arena dejada por la parte delantera del flujo. La estructura del lecho de evento híbrido puede reflejar parcialmente la interacción con el sustrato y la mezcla durante la deposición, y la textura de las divisiones del lecho puede no simplemente reflejar las de las suspensiones de las que se formaron.",
    url = "https://doi.org/10.1111/sed.12722",
    doi = "10.1111/sed.12722",
    openalex = "W3008935814",
    references = "doi101111sed12376"
}

Resumen Un flujo hiperpícnico se forma cuando un flujo gravitacional derivado de la tierra relativamente denso entra en un reservorio de agua marino o lacustre. Como consecuencia de su exceso de densidad, el flujo entrante se precipita en las zonas costeras, generando un subflujo denso altamente dinámico y a menudo de larga duración. Dependiendo de las características del flujo progenitor (duración del flujo y reología del flujo) y la salinidad del cuenca, los depósitos resultantes (hiperpícnitos) pueden ser muy variables. Según la duración del flujo, los flujos gravitacionales derivados de la tierra pueden clasificarse en flujos de corta duración o de larga duración. Los flujos gravitacionales de corta duración duran minutos u horas, y están principalmente relacionados con descargas de ríos montañosos pequeños, abanicos aluviales, colapso de presas naturales, deslizamientos de tierra, erupciones volcánicas, jökulhlaups, etc. Los flujos gravitacionales de larga duración duran días, semanas o incluso meses, y están principalmente asociados con descargas de ríos de tamaño medio a grande. En cuanto a la reología del flujo entrante, los flujos hiperpícnicos pueden ser iniciados por flujos no newtonianos (flujos de escombros cohesivos), flujos newtonianos supercríticos (lahares, flujos hiperconcentrados y flujos concentrados) o flujos newtonianos subcríticos (flujos turbulentos cargados de sedimentos con guijarros, arena o lodo). Una vez precipitados, los flujos no newtonianos y newtonianos supercríticos requieren pendientes pronunciadas para acelerarse, permitir la incorporación de agua ambiental y desarrollar transformaciones del flujo con el fin de evolucionar en una corriente turbida y viajar más hacia el interior de la cuenca. Sus depósitos resultantes son difíciles de diferenciar de los relacionados con turbiditas intracuenca. Por el contrario, los flujos newtonianos subcríticos de larga duración son capaces de transferir enormes volúmenes de sedimento, agua dulce y materia orgánica lejos de la costa incluso a lo largo de pendientes suaves o planas. En entornos marinos, el efecto de flotabilidad del agua dulce intersticial en los flujos hiperpícnicos con guijarros y arena puede resultar en elevación debido a la inversión de densidad del flujo. Dado que el exceso de densidad en los flujos hiperpícnicos con lodo es proporcionado por sedimentos de limo-arcilla en suspensión turbulenta, la elevación no es posible incluso en cuencas marinas/salinas. Los flujos hiperpícnicos con lodo también pueden erosionar el fondo de la cuenca durante su viaje hacia el interior de la cuenca, permitiendo la incorporación y transferencia de sedimentos y materia orgánica intracuenca. Los depósitos de flujos hiperpícnicos de larga duración exhiben características típicas que permiten una diferenciación clara respecto a los relacionados con turbiditas intracuenca. Las características principales incluyen (1) lechos compuestos con cambios graduales y recurrentes en el tamaño de grano del sedimento y las estructuras sedimentarias, (2) mezcla de componentes extracuenca e intracuenca, (3) superficies erosivas internas y discontinuas, y (4) ritmitas de elevación en cuencas marinas/salinas.

@article{doi101186s4250102000065x,
    author = "Zavala, Carlos",
    title = "Flujos y depósitos hiperpícnicos (de exceso de densidad)",
    year = "2020",
    journal = "Journal of Palaeogeography",
    abstract = "Resumen Un flujo hiperpícnico se forma cuando un flujo gravitacional derivado de la tierra relativamente denso entra en un reservorio de agua marino o lacustre. Como consecuencia de su exceso de densidad, el flujo entrante se precipita en las zonas costeras, generando un subflujo denso altamente dinámico y a menudo de larga duración. Dependiendo de las características del flujo progenitor (duración del flujo y reología del flujo) y la salinidad del cuenca, los depósitos resultantes (hiperpícnitos) pueden ser muy variables. Según la duración del flujo, los flujos gravitacionales derivados de la tierra pueden clasificarse en flujos de corta duración o de larga duración. Los flujos gravitacionales de corta duración duran minutos u horas, y están principalmente relacionados con descargas de ríos montañosos pequeños, abanicos aluviales, colapso de presas naturales, deslizamientos de tierra, erupciones volcánicas, jökulhlaups, etc. Los flujos gravitacionales de larga duración duran días, semanas o incluso meses, y están principalmente asociados con descargas de ríos de tamaño medio a grande. En cuanto a la reología del flujo entrante, los flujos hiperpícnicos pueden ser iniciados por flujos no newtonianos (flujos de escombros cohesivos), flujos newtonianos supercríticos (lahares, flujos hiperconcentrados y flujos concentrados) o flujos newtonianos subcríticos (flujos turbulentos cargados de sedimentos con guijarros, arena o lodo). Una vez precipitados, los flujos no newtonianos y newtonianos supercríticos requieren pendientes pronunciadas para acelerarse, permitir la incorporación de agua ambiental y desarrollar transformaciones del flujo con el fin de evolucionar en una corriente turbida y viajar más hacia el interior de la cuenca. Sus depósitos resultantes son difíciles de diferenciar de los relacionados con turbiditas intracuenca. Por el contrario, los flujos newtonianos subcríticos de larga duración son capaces de transferir enormes volúmenes de sedimento, agua dulce y materia orgánica lejos de la costa incluso a lo largo de pendientes suaves o planas. En entornos marinos, el efecto de flotabilidad del agua dulce intersticial en los flujos hiperpícnicos con guijarros y arena puede resultar en elevación debido a la inversión de densidad del flujo. Dado que el exceso de densidad en los flujos hiperpícnicos con lodo es proporcionado por sedimentos de limo-arcilla en suspensión turbulenta, la elevación no es posible incluso en cuencas marinas/salinas. Los flujos hiperpícnicos con lodo también pueden erosionar el fondo de la cuenca durante su viaje hacia el interior de la cuenca, permitiendo la incorporación y transferencia de sedimentos y materia orgánica intracuenca. Los depósitos de flujos hiperpícnicos de larga duración exhiben características típicas que permiten una diferenciación clara respecto a los relacionados con turbiditas intracuenca. Las características principales incluyen (1) lechos compuestos con cambios graduales y recurrentes en el tamaño de grano del sedimento y las estructuras sedimentarias, (2) mezcla de componentes extracuenca e intracuenca, (3) superficies erosivas internas y discontinuas, y (4) ritmitas de elevación en cuencas marinas/salinas.",
    url = "https://doi.org/10.1186/s42501-020-00065-x",
    doi = "10.1186/s42501-020-00065-x",
    openalex = "W3036662502",
    references = "doi101016jsedgeo201603008, doi10130613271349st613438, doi102478s135330110037z"
}

Los depósitos sedimentarios de inundaciones costeras por tsunamis y tormentas extienden los archivos de estos eventos a lo largo de milenios. Sin embargo, la utilidad de estos registros sigue estando oscurecida por la incapacidad de diferenciar inequívocamente entre un depósito de origen tormentoso o de tsunami. Esta revisión adopta un enfoque novedoso compilando un gran conjunto de datos integrado de depósitos modernos y paleo de tsunamis y tormentas en lagos costeros y lagunas para inferir los procesos que ocurren durante estos eventos. Descubrimos que los depósitos de tormentas y tsunamis cada uno comprenden tres grupos diferentes. Utilizando estos grupos, inferimos los procesos involucrados en los tsunamis, incluida la formación de un flujo gravitacional de sedimentos a medida que el tsunami entra en el lago; la progresión de una cabeza de flujo densa y no cohesiva, o el desplazamiento del agua superficial del lago por la ola del tsunami. Por el contrario, se infiere que los depósitos de tormentas se forman por carga de fondo bajo un régimen de rebalse o en un flujo diluido bajo inundación total del lago o laguna costera. A partir de estos procesos, demostramos que la composición de los depósitos de tsunamis depende del entorno ambiental del lago o la laguna, mientras que, para las tormentas, el tamaño del evento es un factor mayor. Nuestros hallazgos muestran que, en la mayoría de los casos, los eventos de tormentas son inherentemente incapaces de generar los depósitos de tsunamis encontrados en lagos costeros y lagunas. Este conocimiento permite establecer criterios de reconocimiento y un marco que puede aplicarse a depósitos candidatos para diferenciar inequívocamente entre los dos tipos de eventos. No obstante, para algunos depósitos, la diferenciación basada únicamente en sedimentología es imposible.

@article{doi101016jearscirev2025105277,
    author = "Sharrocks, Patrick D. y Peakall, Jeff y Hodgson, David M. y Barlow, Natasha",
    title = "Tsunami versus storms: Diagnostic sedimentary criteria in coastal lakes, lagoons and sinkhole deposits",
    year = "2025",
    journal = "Earth-Science Reviews",
    abstract = "Los depósitos sedimentarios de inundaciones costeras por tsunamis y tormentas extienden los archivos de estos eventos a lo largo de milenios. Sin embargo, la utilidad de estos registros sigue estando oscurecida por la incapacidad de diferenciar inequívocamente entre un depósito de origen tormentoso o de tsunami. Esta revisión adopta un enfoque novedoso compilando un gran conjunto de datos integrado de depósitos modernos y paleo de tsunamis y tormentas en lagos costeros y lagunas para inferir los procesos que ocurren durante estos eventos. Descubrimos que los depósitos de tormentas y tsunamis cada uno comprenden tres grupos diferentes. Utilizando estos grupos, inferimos los procesos involucrados en los tsunamis, incluida la formación de un flujo gravitacional de sedimentos a medida que el tsunami entra en el lago; la progresión de una cabeza de flujo densa y no cohesiva, o el desplazamiento del agua superficial del lago por la ola del tsunami. Por el contrario, se infiere que los depósitos de tormentas se forman por carga de fondo bajo un régimen de rebalse o en un flujo diluido bajo inundación total del lago o laguna costera. A partir de estos procesos, demostramos que la composición de los depósitos de tsunamis depende del entorno ambiental del lago o la laguna, mientras que, para las tormentas, el tamaño del evento es un factor mayor. Nuestros hallazgos muestran que, en la mayoría de los casos, los eventos de tormentas son inherentemente incapaces de generar los depósitos de tsunamis encontrados en lagos costeros y lagunas. Este conocimiento permite establecer criterios de reconocimiento y un marco que puede aplicarse a depósitos candidatos para diferenciar inequívocamente entre los dos tipos de eventos. No obstante, para algunos depósitos, la diferenciación basada únicamente en sedimentología es imposible.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2025.105277",
    doi = "10.1016/j.earscirev.2025.105277",
    openalex = "W4414256133",
    references = "doi101111sed12376"
}

@incollection{bryant2026sedimentology,
    author = "Bryant, Ian D.",
    title = "Sedimentología de depósitos glaciofluviales",
    year = "2026",
    booktitle = "Depósitos glaciares en Gran Bretaña e Irlanda",
    url = "https://doi.org/10.1201/9781003763413-43",
    doi = "10.1201/9781003763413-43",
    openalex = "W7125960282",
    pages = "437-442"
}

@misc{crossrefNonesedimentology,
    title = "Sedimentología de depósitos de tsunamis",
    year = "None",
    booktitle = "AccessScience",
    url = "https://doi.org/10.1036/1097-8542.yb070240",
    doi = "10.1036/1097-8542.yb070240",
    openalex = "W2561512354"
}