Los moldes de carga son protuberancias, terrones y lóbulos que pueden formarse en los planos de lecho que separan las capas de rocas sedimentarias . Los grumos "cuelgan" desde la capa superior hacia la capa inferior y normalmente se forman con espaciamientos bastante iguales. Estas características se forman durante la deformación de los sedimentos blandos poco después del entierro de los sedimentos, antes de que los sedimentos se litifiquen . Pueden crearse cuando se deposita una capa de sedimento más densa sobre un sedimento menos denso. Esta disposición es gravitacionalmente inestable, lo que fomenta la formación de una inestabilidad de Rayleigh-Taylor si el sedimento se licua (por ejemplo, por un terremoto impuesto). Una vez que los sedimentos pueden fluir, la inestabilidad crea lóbulos y protuberancias "colgantes" de las cargas a medida que las columnas de sedimento más denso descienden a la capa menos densa.
Los moldes de carga son un tipo común de marcado de suela .
La expresión "carga moldeada", a veces también llamada estructura de carga, se refiere a una carga (la capa más densa) que se hunde en su fundición (molde) subyacente (menos densa ) . Relacionadas con las formas de carga están las estructuras de llamas , las ondas de carga y las anticrestas .
Los desarrollos extremos de los moldes de carga son pseudonódulos y estructuras de bolas y almohadas . En estos casos extremos, el lóbulo colgante se desprende casi o completamente del lecho suprayacente, dando como resultado masas aparentemente aisladas del material suprayacente flotando en el lecho inferior.
Los moldes de carga fueron reportados científicamente por primera vez por el sedimentólogo Theodor Fuchs en 1895, quien los llamó en alemán Fließwülste (crestas de flujo, verrugas de flujo). [1] También reprodujo la estructura experimentalmente. Estudios posteriores fueron realizados por Henry Clifton Sorby en 1908, Paul Kukuk en 1920 y Robert Shrock en 1948.
Los moldes de carga se forman en la parte inferior de la capa más densa suprayacente ( arenas , arenas gruesas o gravas ), que se superpone a una capa hidroplástica menos densa ( lodos , limos o arenas más finas). Los yesos adoptan la forma de ligeros bultos, hinchazones, sacos profundos o redondeados, excrescencias nudosas o protuberancias muy irregulares. De perfil, aparecen como una fila de masas aplanadas en forma de lóbulos de tamaño, forma y espaciado similares que sobresalen en la capa inferior. Entre los lóbulos penetran dedos en forma de llamas o formas parecidas a diapiros de la capa subyacente menos densa. En 3-D, los lóbulos revelan formas de almohadas equivalentes a alargadas separadas entre sí por estrechas hendiduras. De perfil, la sucesión de lóbulos y dedos se puede modelar como una fila de lóbulos semicirculares que se tocan entre sí en las puntas de los dedos; Por lo tanto, a los lóbulos se les puede atribuir una longitud de onda característica L. Según el contraste de densidad y viscosidad de las capas específicas, la longitud de onda producida por la inestabilidad varía considerablemente con valores generalmente entre unos pocos milímetros y 10 centímetros. Se han reportado ejemplos extremos con longitudes de onda de hasta 10 metros.
Normalmente los lóbulos/bolsillos y los dedos/diapiros son relativamente simétricos con respecto a la vertical, pero pueden volverse asimétricos en algunos lugares. Luego se inclinan hacia una dirección constante, generalmente interpretada como la dirección de la paleocorriente . Los moldes de carga asimétricos se llaman moldes escamosos o moldes de flujo . Es importante tener en cuenta que en los moldes de carga los dedos en forma de llama nunca perforan completamente la capa superior, mientras que en las estructuras de llama sí lo hacen.
Los moldes de carga aparecen en entornos de depósito muy diferentes . Son más comunes en las turbiditas , pero también pueden ocurrir en entornos fluviales y marinos poco profundos . Ocasionalmente aparecen en sedimentos lacustres . Incluso se han encontrado en sucesiones estratificadas ígneas y piroclásticas . [2] Buenos ejemplos provienen de la Serie Volcánica Borrowdale en el Distrito de los Lagos de Inglaterra y de la Formación Carbonífera Bude en el suroeste de Inglaterra.
Para la formación de moldes de carga es esencial una estratificación de densidad invertida, que es inestable bajo la gravedad, es decir, la energía potencial del sistema de capas no es mínima. Las variaciones de carga son un ejemplo de la inestabilidad de una interfaz en una disposición gravitacionalmente inestable de sedimentos en capas. [3] La inestabilidad involucrada se llama inestabilidad de Rayleigh-Taylor , cuyas fuerzas impulsoras se deben a la flotabilidad .
Sin embargo, la inestabilidad es sólo latente porque depende de la licuefacción para volverse real. El proceso de licuefacción implica una pérdida considerable a casi completa del límite elástico de la capa involucrada. Este importante requisito previo ha sido apreciado desde Sorby en 1908 (y más tarde por Shrock en 1948), quienes reconocieron la condición hidroplástica de la capa inferior. Partiendo de la base de que la licuefacción está relacionada con los choques, Sims pudo en 1975 correlacionar la formación de cargas en depósitos lacustres modernos con terremotos históricos que habían licuado los sedimentos. [4]