ºÝºÝߣshows by User: cwrc3 / http://www.slideshare.net/images/logo.gif ºÝºÝߣshows by User: cwrc3 / Sun, 29 Jul 2018 22:54:15 GMT ºÝºÝߣShare feed for ºÝºÝߣshows by User: cwrc3 7 rocas igneas extrusivas, volcanes escudos christian romero_2018 https://es.slideshare.net/slideshow/7-rocas-igneas-extrusivas-volcanes-escudos-christian-romero2018-107917757/107917757 7rocasigneasextrusivasvolcanesescudoschristianromero2018-180729225415
en un volcan escudo: La baja viscosidad del magma permite que la lava viaje sobre una muy suave pendiente grandes distancias, sin embargo inmediatamente la lava empiece a enfriarse, su viscosidad se incrementa, su espesor se acumula en las laderas inferiores. mientras que en un estrato volcán Flujos de lava de alta viscosidad que no viajan a grandes distancias del Vento. ]]>
en un volcan escudo: La baja viscosidad del magma permite que la lava viaje sobre una muy suave pendiente grandes distancias, sin embargo inmediatamente la lava empiece a enfriarse, su viscosidad se incrementa, su espesor se acumula en las laderas inferiores. mientras que en un estrato volcán Flujos de lava de alta viscosidad que no viajan a grandes distancias del Vento. ]]> Sun, 29 Jul 2018 22:54:15 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/7-rocas-igneas-extrusivas-volcanes-escudos-christian-romero2018-107917757/107917757 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) 7 rocas igneas extrusivas, volcanes escudos christian romero_2018 cwrc3 en un volcan escudo: La baja viscosidad del magma permite que la lava viaje sobre una muy suave pendiente grandes distancias, sin embargo inmediatamente la lava empiece a enfriarse, su viscosidad se incrementa, su espesor se acumula en las laderas inferiores. mientras que en un estrato volcán Flujos de lava de alta viscosidad que no viajan a grandes distancias del Vento. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/7rocasigneasextrusivasvolcanesescudoschristianromero2018-180729225415-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> en un volcan escudo: La baja viscosidad del magma permite que la lava viaje sobre una muy suave pendiente grandes distancias, sin embargo inmediatamente la lava empiece a enfriarse, su viscosidad se incrementa, su espesor se acumula en las laderas inferiores. mientras que en un estrato volcán Flujos de lava de alta viscosidad que no viajan a grandes distancias del Vento.
from ChrisTian Romero
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If the viscosity is low, nonexplosive eruptions usually begin with fire fountains due to release of dissolved gases. Lava flows are produced o n the surface, and these run like liquids down slope, along the lowest areas they can find. Lava flows produced by er uptions under water are called pillow lavas. If the viscosity is high, but the gas content is low, then the lava will pile up over the vent to produce a lava dome or volcanic dome.]]>
If the viscosity is low, nonexplosive eruptions usually begin with fire fountains due to release of dissolved gases. Lava flows are produced o n the surface, and these run like liquids down slope, along the lowest areas they can find. Lava flows produced by er uptions under water are called pillow lavas. If the viscosity is high, but the gas content is low, then the lava will pile up over the vent to produce a lava dome or volcanic dome.]]> Sat, 28 Jul 2018 18:16:57 GMT /slideshow/6-rocas-igneas-extrusivas-erupciones-no-explosivas-christian-romero2018/107840138 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) 6 rocas igneas extrusivas, erupciones no explosivas christian romero_2018 cwrc3 If the viscosity is low, nonexplosive eruptions usually begin with fire fountains due to release of dissolved gases. Lava flows are produced o n the surface, and these run like liquids down slope, along the lowest areas they can find. Lava flows produced by er uptions under water are called pillow lavas. If the viscosity is high, but the gas content is low, then the lava will pile up over the vent to produce a lava dome or volcanic dome. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/6rocasigneasextrusivaserupcionesnoexplosivaschristianromero2018-180728181657-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> If the viscosity is low, nonexplosive eruptions usually begin with fire fountains due to release of dissolved gases. Lava flows are produced o n the surface, and these run like liquids down slope, along the lowest areas they can find. Lava flows produced by er uptions under water are called pillow lavas. If the viscosity is high, but the gas content is low, then the lava will pile up over the vent to produce a lava dome or volcanic dome.
6 rocas igneas extrusivas, erupciones no explosivas christian romero_2018 from ChrisTian Romero
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Estallidos explosivos de burbujas de gas fragmentan el magma en coagulos líquidos que se enfrían en cuanto caen a traves del aire, estas partículas solidas se vuelven piroclastos (Fragmentos calientes), y tefra o ceniza volcánica términos que hacen referencia al tamaño de grano. ]]>
Estallidos explosivos de burbujas de gas fragmentan el magma en coagulos líquidos que se enfrían en cuanto caen a traves del aire, estas partículas solidas se vuelven piroclastos (Fragmentos calientes), y tefra o ceniza volcánica términos que hacen referencia al tamaño de grano. ]]> Fri, 27 Jul 2018 23:14:02 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/3-rocas-igneas-extrusivas-volcanicas-christian-romero-2018/107771492 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) 3 rocas igneas extrusivas, volcanicas christian romero, 2018 cwrc3 Estallidos explosivos de burbujas de gas fragmentan el magma en coagulos líquidos que se enfrían en cuanto caen a traves del aire, estas partículas solidas se vuelven piroclastos (Fragmentos calientes), y tefra o ceniza volcánica términos que hacen referencia al tamaño de grano. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/3rocasigneasextrusivasvolcanicaschristianromero2018-180727231402-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Estallidos explosivos de burbujas de gas fragmentan el magma en coagulos líquidos que se enfrían en cuanto caen a traves del aire, estas partículas solidas se vuelven piroclastos (Fragmentos calientes), y tefra o ceniza volcánica términos que hacen referencia al tamaño de grano.
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Rocas hipabisales.- Intrusiones de magma, de pequeña y mediana escala, que solidifican a niveles poco profundos o someros de la corteza, a profundidades menores a 1[Km] y siempre presentan contactos abruptos y netos. Rocas Plutonicas.- Intrusiones de magma a gran escala que solidifican a niveles profundos de la corteza, que pueden presentar contactos abruptos y contactos transicionales. ]]>
Rocas hipabisales.- Intrusiones de magma, de pequeña y mediana escala, que solidifican a niveles poco profundos o someros de la corteza, a profundidades menores a 1[Km] y siempre presentan contactos abruptos y netos. Rocas Plutonicas.- Intrusiones de magma a gran escala que solidifican a niveles profundos de la corteza, que pueden presentar contactos abruptos y contactos transicionales. ]]> Thu, 26 Jul 2018 20:12:18 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/2-rocas-igneas-intrusivas-plutonicas-christian-romero2018/107647027 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) 2 rocas igneas intrusivas, plutonicas, christian romero_2018 cwrc3 Rocas hipabisales.- Intrusiones de magma, de pequeña y mediana escala, que solidifican a niveles poco profundos o someros de la corteza, a profundidades menores a 1[Km] y siempre presentan contactos abruptos y netos. Rocas Plutonicas.- Intrusiones de magma a gran escala que solidifican a niveles profundos de la corteza, que pueden presentar contactos abruptos y contactos transicionales. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/2rocasigneasintrusivasplutonicaschristianromero2018-180726201218-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Rocas hipabisales.- Intrusiones de magma, de pequeña y mediana escala, que solidifican a niveles poco profundos o someros de la corteza, a profundidades menores a 1[Km] y siempre presentan contactos abruptos y netos. Rocas Plutonicas.- Intrusiones de magma a gran escala que solidifican a niveles profundos de la corteza, que pueden presentar contactos abruptos y contactos transicionales.
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En profundidad, a determinadas condiciones de presión (altas), los magmas contienen gas disuelto en la estructura liquida del magma, mientras los magmas ascienden a la superficie, las condiciones de presión varían (se reducen), lo que ocasiona que las fases gaseosas se expandan y se separen de las fases liquidas ]]>
En profundidad, a determinadas condiciones de presión (altas), los magmas contienen gas disuelto en la estructura liquida del magma, mientras los magmas ascienden a la superficie, las condiciones de presión varían (se reducen), lo que ocasiona que las fases gaseosas se expandan y se separen de las fases liquidas ]]> Thu, 26 Jul 2018 15:42:30 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/1-rocas-igneas-petrologia-christian-romero2018/107609630 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) 1 rocas igneas, petrologia christian romero_2018 cwrc3 En profundidad, a determinadas condiciones de presión (altas), los magmas contienen gas disuelto en la estructura liquida del magma, mientras los magmas ascienden a la superficie, las condiciones de presión varían (se reducen), lo que ocasiona que las fases gaseosas se expandan y se separen de las fases liquidas <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/1rocasigneaspetrologiachristianromero2018-180726154230-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> En profundidad, a determinadas condiciones de presión (altas), los magmas contienen gas disuelto en la estructura liquida del magma, mientras los magmas ascienden a la superficie, las condiciones de presión varían (se reducen), lo que ocasiona que las fases gaseosas se expandan y se separen de las fases liquidas
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 Wave Ripples Simétricos se distinguen por la forma simétrica de sus crestas.  La Forma de la Cresta es usualmente Puntiaguda y la Forma del Canal es Redondeado.  Crestas en formas Redondeadas se producen como resultado de Ripples Re-trabajados durante el Proceso de Emergencia (elevación).  Algunas ocasiones una cresta secundaria de pequeña magnitud puede estar presente a lo largo del Eje del Canal.  Wave Ripples Simétricos tienen Crestas Rectas, parcialmente Bifurcadas.  La Longitud de Wave Ripples Simétricos se encuentra en el intervalo de 0,9 a 200 [cm] y su altura en el intervalo de 0,3 a 23 [cm].  El índice del ripple (L/H) varía de 4 a 13 más comúnmente de 6 a 7.  Un típico Wave Ripple Simétrico muestra una estructura interna distintiva caracterizada por Laminación tipo Chevron Superimpuesta. Las láminas se unen a la zona central de forma imbricada, a menudo solapando su figura.  Estas estructuras en chevron pueden desarrollarse en algunas variantes.  Dichas ondulaciones pueden considerarse como formas transitorias entre ripples simétricos y ripples asimétricos.  En este caso, el movimiento hacia delante de una onda es algo más fuerte que el movimiento hacia atrás, y produce laminación en el Foreset.  Por otro lado, el movimiento hacia atrás de una onda sólo es lo suficientemente fuerte como para mantener la simetría de la ondulación, pero demasiado débil para producir laminación en el Foreset.  El resultado neto es que, aunque se mantiene la simetría de la ondulación, la laminación del Foreset se produce sólo en una dirección, en la dirección de propagación de la onda.  Además, si se dispone de suficiente sedimento, se pueden producir láminas en forma de ondas (climbing ripples / ondulaciones escalonadas).  Por lo tanto, un Wave Ripple puede ser internamente compuesto de láminas ligeramente curvadas situadas una sobre otra, convexas abiertas hacia arriba y en fase. Miniripples: pequeños riples de olas de entre 0,5 a 3 [cm].  La cresta de los ripples son simétricos o asimatricos, en su mayoría rectos o ligeramente curvados, y siempre muestran bifurcación en forma de horquilla (tunning fork like bifurcation).  Tales ondulaciones son producidas por el movimiento atenuado de las olas en los márgenes de un cuerpo de agua, en el agua a unos pocos centímetros de profundidad.  Estas ondulaciones poseen una débil laminación interna y en su mayoría muestran crestas modificadas.  Son buenos indicadores de emergencia subaerial o aparición cuasi-subaerial de una superficie de sedimentación.  Muy a menudo wave ripples simétricos pueden mostrar una estructura interna de forma discordante.  Dentro de un wave ripple existen láminas de foreset de ondulaciones más antiguas y anteriores, que no están genéticamente relacionadas con la forma de ripple externo. El grosor de las láminas individuales dentro de las wave ripples depende del tamaño del grano. ]]>
 Wave Ripples Simétricos se distinguen por la forma simétrica de sus crestas.  La Forma de la Cresta es usualmente Puntiaguda y la Forma del Canal es Redondeado.  Crestas en formas Redondeadas se producen como resultado de Ripples Re-trabajados durante el Proceso de Emergencia (elevación).  Algunas ocasiones una cresta secundaria de pequeña magnitud puede estar presente a lo largo del Eje del Canal.  Wave Ripples Simétricos tienen Crestas Rectas, parcialmente Bifurcadas.  La Longitud de Wave Ripples Simétricos se encuentra en el intervalo de 0,9 a 200 [cm] y su altura en el intervalo de 0,3 a 23 [cm].  El índice del ripple (L/H) varía de 4 a 13 más comúnmente de 6 a 7.  Un típico Wave Ripple Simétrico muestra una estructura interna distintiva caracterizada por Laminación tipo Chevron Superimpuesta. Las láminas se unen a la zona central de forma imbricada, a menudo solapando su figura.  Estas estructuras en chevron pueden desarrollarse en algunas variantes.  Dichas ondulaciones pueden considerarse como formas transitorias entre ripples simétricos y ripples asimétricos.  En este caso, el movimiento hacia delante de una onda es algo más fuerte que el movimiento hacia atrás, y produce laminación en el Foreset.  Por otro lado, el movimiento hacia atrás de una onda sólo es lo suficientemente fuerte como para mantener la simetría de la ondulación, pero demasiado débil para producir laminación en el Foreset.  El resultado neto es que, aunque se mantiene la simetría de la ondulación, la laminación del Foreset se produce sólo en una dirección, en la dirección de propagación de la onda.  Además, si se dispone de suficiente sedimento, se pueden producir láminas en forma de ondas (climbing ripples / ondulaciones escalonadas).  Por lo tanto, un Wave Ripple puede ser internamente compuesto de láminas ligeramente curvadas situadas una sobre otra, convexas abiertas hacia arriba y en fase. Miniripples: pequeños riples de olas de entre 0,5 a 3 [cm].  La cresta de los ripples son simétricos o asimatricos, en su mayoría rectos o ligeramente curvados, y siempre muestran bifurcación en forma de horquilla (tunning fork like bifurcation).  Tales ondulaciones son producidas por el movimiento atenuado de las olas en los márgenes de un cuerpo de agua, en el agua a unos pocos centímetros de profundidad.  Estas ondulaciones poseen una débil laminación interna y en su mayoría muestran crestas modificadas.  Son buenos indicadores de emergencia subaerial o aparición cuasi-subaerial de una superficie de sedimentación.  Muy a menudo wave ripples simétricos pueden mostrar una estructura interna de forma discordante.  Dentro de un wave ripple existen láminas de foreset de ondulaciones más antiguas y anteriores, que no están genéticamente relacionadas con la forma de ripple externo. El grosor de las láminas individuales dentro de las wave ripples depende del tamaño del grano. ]]> Sun, 18 Jun 2017 23:52:11 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/wave-ripple-simtricos/77054386 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Wave Ripple Simétricos cwrc3  Wave Ripples Simétricos se distinguen por la forma simétrica de sus crestas.  La Forma de la Cresta es usualmente Puntiaguda y la Forma del Canal es Redondeado.  Crestas en formas Redondeadas se producen como resultado de Ripples Re-trabajados durante el Proceso de Emergencia (elevación).  Algunas ocasiones una cresta secundaria de pequeña magnitud puede estar presente a lo largo del Eje del Canal.  Wave Ripples Simétricos tienen Crestas Rectas, parcialmente Bifurcadas.  La Longitud de Wave Ripples Simétricos se encuentra en el intervalo de 0,9 a 200 [cm] y su altura en el intervalo de 0,3 a 23 [cm].  El índice del ripple (L/H) varía de 4 a 13 más comúnmente de 6 a 7.  Un típico Wave Ripple Simétrico muestra una estructura interna distintiva caracterizada por Laminación tipo Chevron Superimpuesta. Las láminas se unen a la zona central de forma imbricada, a menudo solapando su figura.  Estas estructuras en chevron pueden desarrollarse en algunas variantes.  Dichas ondulaciones pueden considerarse como formas transitorias entre ripples simétricos y ripples asimétricos.  En este caso, el movimiento hacia delante de una onda es algo más fuerte que el movimiento hacia atrás, y produce laminación en el Foreset.  Por otro lado, el movimiento hacia atrás de una onda sólo es lo suficientemente fuerte como para mantener la simetría de la ondulación, pero demasiado débil para producir laminación en el Foreset.  El resultado neto es que, aunque se mantiene la simetría de la ondulación, la laminación del Foreset se produce sólo en una dirección, en la dirección de propagación de la onda.  Además, si se dispone de suficiente sedimento, se pueden producir láminas en forma de ondas (climbing ripples / ondulaciones escalonadas).  Por lo tanto, un Wave Ripple puede ser internamente compuesto de láminas ligeramente curvadas situadas una sobre otra, convexas abiertas hacia arriba y en fase. Miniripples: pequeños riples de olas de entre 0,5 a 3 [cm].  La cresta de los ripples son simétricos o asimatricos, en su mayoría rectos o ligeramente curvados, y siempre muestran bifurcación en forma de horquilla (tunning fork like bifurcation).  Tales ondulaciones son producidas por el movimiento atenuado de las olas en los márgenes de un cuerpo de agua, en el agua a unos pocos centímetros de profundidad.  Estas ondulaciones poseen una débil laminación interna y en su mayoría muestran crestas modificadas.  Son buenos indicadores de emergencia subaerial o aparición cuasi-subaerial de una superficie de sedimentación.  Muy a menudo wave ripples simétricos pueden mostrar una estructura interna de forma discordante.  Dentro de un wave ripple existen láminas de foreset de ondulaciones más antiguas y anteriores, que no están genéticamente relacionadas con la forma de ripple externo. El grosor de las láminas individuales dentro de las wave ripples depende del tamaño del grano. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/4awaveripplesimtricos-170618235212-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br>  Wave Ripples Simétricos se distinguen por la forma simétrica de sus crestas.  La Forma de la Cresta es usualmente Puntiaguda y la Forma del Canal es Redondeado.  Crestas en formas Redondeadas se producen como resultado de Ripples Re-trabajados durante el Proceso de Emergencia (elevación).  Algunas ocasiones una cresta secundaria de pequeña magnitud puede estar presente a lo largo del Eje del Canal.  Wave Ripples Simétricos tienen Crestas Rectas, parcialmente Bifurcadas.  La Longitud de Wave Ripples Simétricos se encuentra en el intervalo de 0,9 a 200 [cm] y su altura en el intervalo de 0,3 a 23 [cm].  El índice del ripple (L/H) varía de 4 a 13 más comúnmente de 6 a 7.  Un típico Wave Ripple Simétrico muestra una estructura interna distintiva caracterizada por Laminación tipo Chevron Superimpuesta. Las láminas se unen a la zona central de forma imbricada, a menudo solapando su figura.  Estas estructuras en chevron pueden desarrollarse en algunas variantes.  Dichas ondulaciones pueden considerarse como formas transitorias entre ripples simétricos y ripples asimétricos.  En este caso, el movimiento hacia delante de una onda es algo más fuerte que el movimiento hacia atrás, y produce laminación en el Foreset.  Por otro lado, el movimiento hacia atrás de una onda sólo es lo suficientemente fuerte como para mantener la simetría de la ondulación, pero demasiado débil para producir laminación en el Foreset.  El resultado neto es que, aunque se mantiene la simetría de la ondulación, la laminación del Foreset se produce sólo en una dirección, en la dirección de propagación de la onda.  Además, si se dispone de suficiente sedimento, se pueden producir láminas en forma de ondas (climbing ripples / ondulaciones escalonadas).  Por lo tanto, un Wave Ripple puede ser internamente compuesto de láminas ligeramente curvadas situadas una sobre otra, convexas abiertas hacia arriba y en fase. Miniripples: pequeños riples de olas de entre 0,5 a 3 [cm].  La cresta de los ripples son simétricos o asimatricos, en su mayoría rectos o ligeramente curvados, y siempre muestran bifurcación en forma de horquilla (tunning fork like bifurcation).  Tales ondulaciones son producidas por el movimiento atenuado de las olas en los márgenes de un cuerpo de agua, en el agua a unos pocos centímetros de profundidad.  Estas ondulaciones poseen una débil laminación interna y en su mayoría muestran crestas modificadas.  Son buenos indicadores de emergencia subaerial o aparición cuasi-subaerial de una superficie de sedimentación.  Muy a menudo wave ripples simétricos pueden mostrar una estructura interna de forma discordante.  Dentro de un wave ripple existen láminas de foreset de ondulaciones más antiguas y anteriores, que no están genéticamente relacionadas con la forma de ripple externo. El grosor de las láminas individuales dentro de las wave ripples depende del tamaño del grano.
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Wave Ripples Wave ripples son simétricos o ligeramente asimétricas ondulaciones producidas por la acción de olas sobre superficies no cohesivas. Ellas tienen crestas usualmente rectas, frecuentemente muestran bifurcación. Tales bifurcaciones nunca se observan en el caso de pequeñas ondulaciones y megaripples formados por la corriente. Ripples se presentan siempre sobre el fondo de arena donde la velocidad de propagación de la arena excede cerca de 9 cm/seg. Ellos desaparecen cuando la velocidad excede cerca de 90 cm/seg, y los sedimentos son movilizados a lo largo de un lecho plano. Además de la velocidad, el tamaño del grano es uno de los factores más importantes para determinar el tamaño del wave Ripple. En general, grandes ripples ocurren en arena gruesa, y pequeños ripples en arena fina. Además, para arena de tamaño equivalente, wave Ripple de agua profunda expuestas a lo largo de la costa tienden a ser más grandes que ripples de aguas someras. Esto es debido al hecho que en aguas profundas de mar abierto, la amplitud de olas es más largas y consecuentemente poseen diámetros orbitales mayores. Produciendo grandes ripples. En general, si suficiente arena es disponible, el material de tamaño más grande y menor densidad es típicamente encontrado sobre la cresta del Ripple y el material más fino y pesado es encontrado en el canal. El índice del Ripple (L/H) puede alcanzar valores más grandes para arena fina que para arena gruesa. Ripples de arena fina cerca de la zona de oleaje pueden alcanzar valores muy altos Encontró que a partir de la adición de partículas de arena gruesa en la arena fina se conduce al aumento de la asimetría de los ripples asimétricos y existe cierta tendencia a que la altura de la ondulación se reduce por mayores contenidos de arena gruesa. Basadas en la simetría de sus crestas, se pueden distinguir en dos grupos: ondas onduladas simétricas y ondulaciones de ondas asimétricas. Fig. 27. Campos de Estabilidad de Waves Ripples en relación a la máxima ola inducida por la velocidad de corriente en el fondo del Ripple y el tamaño de grano. ]]>
Wave Ripples Wave ripples son simétricos o ligeramente asimétricas ondulaciones producidas por la acción de olas sobre superficies no cohesivas. Ellas tienen crestas usualmente rectas, frecuentemente muestran bifurcación. Tales bifurcaciones nunca se observan en el caso de pequeñas ondulaciones y megaripples formados por la corriente. Ripples se presentan siempre sobre el fondo de arena donde la velocidad de propagación de la arena excede cerca de 9 cm/seg. Ellos desaparecen cuando la velocidad excede cerca de 90 cm/seg, y los sedimentos son movilizados a lo largo de un lecho plano. Además de la velocidad, el tamaño del grano es uno de los factores más importantes para determinar el tamaño del wave Ripple. En general, grandes ripples ocurren en arena gruesa, y pequeños ripples en arena fina. Además, para arena de tamaño equivalente, wave Ripple de agua profunda expuestas a lo largo de la costa tienden a ser más grandes que ripples de aguas someras. Esto es debido al hecho que en aguas profundas de mar abierto, la amplitud de olas es más largas y consecuentemente poseen diámetros orbitales mayores. Produciendo grandes ripples. En general, si suficiente arena es disponible, el material de tamaño más grande y menor densidad es típicamente encontrado sobre la cresta del Ripple y el material más fino y pesado es encontrado en el canal. El índice del Ripple (L/H) puede alcanzar valores más grandes para arena fina que para arena gruesa. Ripples de arena fina cerca de la zona de oleaje pueden alcanzar valores muy altos Encontró que a partir de la adición de partículas de arena gruesa en la arena fina se conduce al aumento de la asimetría de los ripples asimétricos y existe cierta tendencia a que la altura de la ondulación se reduce por mayores contenidos de arena gruesa. Basadas en la simetría de sus crestas, se pueden distinguir en dos grupos: ondas onduladas simétricas y ondulaciones de ondas asimétricas. Fig. 27. Campos de Estabilidad de Waves Ripples en relación a la máxima ola inducida por la velocidad de corriente en el fondo del Ripple y el tamaño de grano. ]]> Sun, 18 Jun 2017 23:07:06 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/wave-ripples-ripples-de-olas/77053878 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Wave Ripples - Ripples de Olas cwrc3 Wave Ripples Wave ripples son simétricos o ligeramente asimétricas ondulaciones producidas por la acción de olas sobre superficies no cohesivas. Ellas tienen crestas usualmente rectas, frecuentemente muestran bifurcación. Tales bifurcaciones nunca se observan en el caso de pequeñas ondulaciones y megaripples formados por la corriente. Ripples se presentan siempre sobre el fondo de arena donde la velocidad de propagación de la arena excede cerca de 9 cm/seg. Ellos desaparecen cuando la velocidad excede cerca de 90 cm/seg, y los sedimentos son movilizados a lo largo de un lecho plano. Además de la velocidad, el tamaño del grano es uno de los factores más importantes para determinar el tamaño del wave Ripple. En general, grandes ripples ocurren en arena gruesa, y pequeños ripples en arena fina. Además, para arena de tamaño equivalente, wave Ripple de agua profunda expuestas a lo largo de la costa tienden a ser más grandes que ripples de aguas someras. Esto es debido al hecho que en aguas profundas de mar abierto, la amplitud de olas es más largas y consecuentemente poseen diámetros orbitales mayores. Produciendo grandes ripples. En general, si suficiente arena es disponible, el material de tamaño más grande y menor densidad es típicamente encontrado sobre la cresta del Ripple y el material más fino y pesado es encontrado en el canal. El índice del Ripple (L/H) puede alcanzar valores más grandes para arena fina que para arena gruesa. Ripples de arena fina cerca de la zona de oleaje pueden alcanzar valores muy altos Encontró que a partir de la adición de partículas de arena gruesa en la arena fina se conduce al aumento de la asimetría de los ripples asimétricos y existe cierta tendencia a que la altura de la ondulación se reduce por mayores contenidos de arena gruesa. Basadas en la simetría de sus crestas, se pueden distinguir en dos grupos: ondas onduladas simétricas y ondulaciones de ondas asimétricas. Fig. 27. Campos de Estabilidad de Waves Ripples en relación a la máxima ola inducida por la velocidad de corriente en el fondo del Ripple y el tamaño de grano. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/3bwaveripples-170618230706-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Wave Ripples Wave ripples son simétricos o ligeramente asimétricas ondulaciones producidas por la acción de olas sobre superficies no cohesivas. Ellas tienen crestas usualmente rectas, frecuentemente muestran bifurcación. Tales bifurcaciones nunca se observan en el caso de pequeñas ondulaciones y megaripples formados por la corriente. Ripples se presentan siempre sobre el fondo de arena donde la velocidad de propagación de la arena excede cerca de 9 cm/seg. Ellos desaparecen cuando la velocidad excede cerca de 90 cm/seg, y los sedimentos son movilizados a lo largo de un lecho plano. Además de la velocidad, el tamaño del grano es uno de los factores más importantes para determinar el tamaño del wave Ripple. En general, grandes ripples ocurren en arena gruesa, y pequeños ripples en arena fina. Además, para arena de tamaño equivalente, wave Ripple de agua profunda expuestas a lo largo de la costa tienden a ser más grandes que ripples de aguas someras. Esto es debido al hecho que en aguas profundas de mar abierto, la amplitud de olas es más largas y consecuentemente poseen diámetros orbitales mayores. Produciendo grandes ripples. En general, si suficiente arena es disponible, el material de tamaño más grande y menor densidad es típicamente encontrado sobre la cresta del Ripple y el material más fino y pesado es encontrado en el canal. El índice del Ripple (L/H) puede alcanzar valores más grandes para arena fina que para arena gruesa. Ripples de arena fina cerca de la zona de oleaje pueden alcanzar valores muy altos Encontró que a partir de la adición de partículas de arena gruesa en la arena fina se conduce al aumento de la asimetría de los ripples asimétricos y existe cierta tendencia a que la altura de la ondulación se reduce por mayores contenidos de arena gruesa. Basadas en la simetría de sus crestas, se pueden distinguir en dos grupos: ondas onduladas simétricas y ondulaciones de ondas asimétricas. Fig. 27. Campos de Estabilidad de Waves Ripples en relación a la máxima ola inducida por la velocidad de corriente en el fondo del Ripple y el tamaño de grano.
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]]> 145 2 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/3bwaveripples-170618230706-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Movimiento de sedimento en un ripple de olas (wavy ripple) asimétrico. https://es.slideshare.net/slideshow/movimiento-de-sedimento-en-un-ripple-de-olas-wavy-ripple-asimtrico/77052534 2bmovimientodesedimentoenunrippledeolaswavyrippleasimtrico-170618210433
Movimiento de Sedimento en un Ripple de Olas (Wavy Ripple) Asimétrico. Ripple asimétrico formado por olas son también llamados Ripples de Oscilación Semi Estacionarios, son el producto de diferencias en la velocidad de movimiento hacia delante y hacia atrás. Estudios teóricos y experimentales de ondas oscilatorios han demostrado que las partículas de agua en una ola no se mueven en orbitas cerradas y por lo tanto existe un transporte de masa resultante del agua en la dirección de propagación de la onda. Además, con tales ondas, existe una diferencia en la velocidad del movimiento hacia delante y hacia atrás de las partículas de agua. (Fig. 26) Estos factores son responsables para la generación de asimétricos ripples de olas. Este es especialmente el caso en la superficie y en aguas someras. La velocidad hacia adelante es mayor que la velocidad hacia atrás cerca de la orilla y causa un transporte de sedimentos hacia tierra. Cuando las ondas son largas y bajas, la diferencia de velocidad es grande, mientras que bajo ondas cortas y escarpadas, el diferencial de velocidad es pequeña. Debido a que la velocidad es mayor en la dirección hacia adelante, más partículas se enrollan hasta la cresta y sobre la cresta desde la depresión adyacente. La lee face de ripples se aproxima al ángulo de reposo de sedimentos mientras la pendiente hacia arriba tiene una pendiente muy plana. Durante el flujo de reversa (backward), debido a la baja velocidad del flujo, el movimiento de las partículas es menor y se limita principalmente a la cresta, desde donde las partículas se mueven parcialmente al canal adyacente. Pero no hay inversión de la simetría de ondulación. Lentamente, las ondulaciones se mueven en la dirección de mayor velocidad, la dirección de la propagación de la onda. Cada nuevo golpe produce una lámina de foreset de una manera bastante similar a las ondulaciones del flujo de corriente unidireccional. Fig. 26. Representación esquemática del movimiento de olas asimétricas responsable de ripples de olas asimétricos. Cortos periodos de alta velocidad hacia tierra alternan con largos periodos de baja velocidad hacia el océano. La velocidad en la dirección hacia tierra incrementa la velocidad crítica necesaria para movimiento de arena y la arena es transportada haca tierra en forma de asimétricos ripples de olas. Basados sobre varias medidas sobre una planicie mareal en el mar del norte. ]]>
Movimiento de Sedimento en un Ripple de Olas (Wavy Ripple) Asimétrico. Ripple asimétrico formado por olas son también llamados Ripples de Oscilación Semi Estacionarios, son el producto de diferencias en la velocidad de movimiento hacia delante y hacia atrás. Estudios teóricos y experimentales de ondas oscilatorios han demostrado que las partículas de agua en una ola no se mueven en orbitas cerradas y por lo tanto existe un transporte de masa resultante del agua en la dirección de propagación de la onda. Además, con tales ondas, existe una diferencia en la velocidad del movimiento hacia delante y hacia atrás de las partículas de agua. (Fig. 26) Estos factores son responsables para la generación de asimétricos ripples de olas. Este es especialmente el caso en la superficie y en aguas someras. La velocidad hacia adelante es mayor que la velocidad hacia atrás cerca de la orilla y causa un transporte de sedimentos hacia tierra. Cuando las ondas son largas y bajas, la diferencia de velocidad es grande, mientras que bajo ondas cortas y escarpadas, el diferencial de velocidad es pequeña. Debido a que la velocidad es mayor en la dirección hacia adelante, más partículas se enrollan hasta la cresta y sobre la cresta desde la depresión adyacente. La lee face de ripples se aproxima al ángulo de reposo de sedimentos mientras la pendiente hacia arriba tiene una pendiente muy plana. Durante el flujo de reversa (backward), debido a la baja velocidad del flujo, el movimiento de las partículas es menor y se limita principalmente a la cresta, desde donde las partículas se mueven parcialmente al canal adyacente. Pero no hay inversión de la simetría de ondulación. Lentamente, las ondulaciones se mueven en la dirección de mayor velocidad, la dirección de la propagación de la onda. Cada nuevo golpe produce una lámina de foreset de una manera bastante similar a las ondulaciones del flujo de corriente unidireccional. Fig. 26. Representación esquemática del movimiento de olas asimétricas responsable de ripples de olas asimétricos. Cortos periodos de alta velocidad hacia tierra alternan con largos periodos de baja velocidad hacia el océano. La velocidad en la dirección hacia tierra incrementa la velocidad crítica necesaria para movimiento de arena y la arena es transportada haca tierra en forma de asimétricos ripples de olas. Basados sobre varias medidas sobre una planicie mareal en el mar del norte. ]]> Sun, 18 Jun 2017 21:04:33 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/movimiento-de-sedimento-en-un-ripple-de-olas-wavy-ripple-asimtrico/77052534 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Movimiento de sedimento en un ripple de olas (wavy ripple) asimétrico. cwrc3 Movimiento de Sedimento en un Ripple de Olas (Wavy Ripple) Asimétrico. Ripple asimétrico formado por olas son también llamados Ripples de Oscilación Semi Estacionarios, son el producto de diferencias en la velocidad de movimiento hacia delante y hacia atrás. Estudios teóricos y experimentales de ondas oscilatorios han demostrado que las partículas de agua en una ola no se mueven en orbitas cerradas y por lo tanto existe un transporte de masa resultante del agua en la dirección de propagación de la onda. Además, con tales ondas, existe una diferencia en la velocidad del movimiento hacia delante y hacia atrás de las partículas de agua. (Fig. 26) Estos factores son responsables para la generación de asimétricos ripples de olas. Este es especialmente el caso en la superficie y en aguas someras. La velocidad hacia adelante es mayor que la velocidad hacia atrás cerca de la orilla y causa un transporte de sedimentos hacia tierra. Cuando las ondas son largas y bajas, la diferencia de velocidad es grande, mientras que bajo ondas cortas y escarpadas, el diferencial de velocidad es pequeña. Debido a que la velocidad es mayor en la dirección hacia adelante, más partículas se enrollan hasta la cresta y sobre la cresta desde la depresión adyacente. La lee face de ripples se aproxima al ángulo de reposo de sedimentos mientras la pendiente hacia arriba tiene una pendiente muy plana. Durante el flujo de reversa (backward), debido a la baja velocidad del flujo, el movimiento de las partículas es menor y se limita principalmente a la cresta, desde donde las partículas se mueven parcialmente al canal adyacente. Pero no hay inversión de la simetría de ondulación. Lentamente, las ondulaciones se mueven en la dirección de mayor velocidad, la dirección de la propagación de la onda. Cada nuevo golpe produce una lámina de foreset de una manera bastante similar a las ondulaciones del flujo de corriente unidireccional. Fig. 26. Representación esquemática del movimiento de olas asimétricas responsable de ripples de olas asimétricos. Cortos periodos de alta velocidad hacia tierra alternan con largos periodos de baja velocidad hacia el océano. La velocidad en la dirección hacia tierra incrementa la velocidad crítica necesaria para movimiento de arena y la arena es transportada haca tierra en forma de asimétricos ripples de olas. Basados sobre varias medidas sobre una planicie mareal en el mar del norte. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/2bmovimientodesedimentoenunrippledeolaswavyrippleasimtrico-170618210433-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Movimiento de Sedimento en un Ripple de Olas (Wavy Ripple) Asimétrico. Ripple asimétrico formado por olas son también llamados Ripples de Oscilación Semi Estacionarios, son el producto de diferencias en la velocidad de movimiento hacia delante y hacia atrás. Estudios teóricos y experimentales de ondas oscilatorios han demostrado que las partículas de agua en una ola no se mueven en orbitas cerradas y por lo tanto existe un transporte de masa resultante del agua en la dirección de propagación de la onda. Además, con tales ondas, existe una diferencia en la velocidad del movimiento hacia delante y hacia atrás de las partículas de agua. (Fig. 26) Estos factores son responsables para la generación de asimétricos ripples de olas. Este es especialmente el caso en la superficie y en aguas someras. La velocidad hacia adelante es mayor que la velocidad hacia atrás cerca de la orilla y causa un transporte de sedimentos hacia tierra. Cuando las ondas son largas y bajas, la diferencia de velocidad es grande, mientras que bajo ondas cortas y escarpadas, el diferencial de velocidad es pequeña. Debido a que la velocidad es mayor en la dirección hacia adelante, más partículas se enrollan hasta la cresta y sobre la cresta desde la depresión adyacente. La lee face de ripples se aproxima al ángulo de reposo de sedimentos mientras la pendiente hacia arriba tiene una pendiente muy plana. Durante el flujo de reversa (backward), debido a la baja velocidad del flujo, el movimiento de las partículas es menor y se limita principalmente a la cresta, desde donde las partículas se mueven parcialmente al canal adyacente. Pero no hay inversión de la simetría de ondulación. Lentamente, las ondulaciones se mueven en la dirección de mayor velocidad, la dirección de la propagación de la onda. Cada nuevo golpe produce una lámina de foreset de una manera bastante similar a las ondulaciones del flujo de corriente unidireccional. Fig. 26. Representación esquemática del movimiento de olas asimétricas responsable de ripples de olas asimétricos. Cortos periodos de alta velocidad hacia tierra alternan con largos periodos de baja velocidad hacia el océano. La velocidad en la dirección hacia tierra incrementa la velocidad crítica necesaria para movimiento de arena y la arena es transportada haca tierra en forma de asimétricos ripples de olas. Basados sobre varias medidas sobre una planicie mareal en el mar del norte.
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1. Máximo ángulo de inclinación de laminación de foreset. A bajas velocidades el ángulo de inclinación podría exceder ligeramente el ángulo estático de reposo (30°), mientras que a velocidades altas el ángulo es menor que el ángulo estático. 2. Carácter de contacto entre Foreset y Bottomset. Con un incremento de la velocidad el carácter de contacto entre el foreset y bottomset cambia, de forma angular, a tangencial, finalmente en sigmoidal. 3. Frecuencia de lámina, o número de láminas por unidad de área medida en ángulo recto a la deposición. Con el incremento de velocidad existen más láminas por unidad de área. 4. Nitidez de Laminación del Foreset, Contraste Textural entre Laminas Adyacentes. Nitidez definida en el Foreset sugiere una cantidad moderada de transporte en suspensión. En altas velocidades, laminas empiezan a ser menos distinguidas. 5. Ocurrencia de Ripples regresivos en el Toeset y Bottomset de un Megaripple y Microdeltas. Su presencia indica velocidades de corriente relativamente más altas. La presencia de un deposito Toeset bien desarrollado indica que la velocidad de Backflow es un poco mayor a la del umbral para el movimiento general de la mezcla de sedimentos. ]]>
1. Máximo ángulo de inclinación de laminación de foreset. A bajas velocidades el ángulo de inclinación podría exceder ligeramente el ángulo estático de reposo (30°), mientras que a velocidades altas el ángulo es menor que el ángulo estático. 2. Carácter de contacto entre Foreset y Bottomset. Con un incremento de la velocidad el carácter de contacto entre el foreset y bottomset cambia, de forma angular, a tangencial, finalmente en sigmoidal. 3. Frecuencia de lámina, o número de láminas por unidad de área medida en ángulo recto a la deposición. Con el incremento de velocidad existen más láminas por unidad de área. 4. Nitidez de Laminación del Foreset, Contraste Textural entre Laminas Adyacentes. Nitidez definida en el Foreset sugiere una cantidad moderada de transporte en suspensión. En altas velocidades, laminas empiezan a ser menos distinguidas. 5. Ocurrencia de Ripples regresivos en el Toeset y Bottomset de un Megaripple y Microdeltas. Su presencia indica velocidades de corriente relativamente más altas. La presencia de un deposito Toeset bien desarrollado indica que la velocidad de Backflow es un poco mayor a la del umbral para el movimiento general de la mezcla de sedimentos. ]]> Sun, 18 Jun 2017 04:51:34 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/lista-de-ndices-tiles-de-un-foreset-que-pueden-servir-como-gua-cualitativa-para-determinar-la-fuerza-de-corriente-en-sedimentos-modernos-o-antiguos/77040363 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Lista de índices útiles de un foreset que pueden servir como guía cualitativa para determinar la fuerza de corriente en sedimentos modernos o antiguos cwrc3 1. Máximo ángulo de inclinación de laminación de foreset. A bajas velocidades el ángulo de inclinación podría exceder ligeramente el ángulo estático de reposo (30°), mientras que a velocidades altas el ángulo es menor que el ángulo estático. 2. Carácter de contacto entre Foreset y Bottomset. Con un incremento de la velocidad el carácter de contacto entre el foreset y bottomset cambia, de forma angular, a tangencial, finalmente en sigmoidal. 3. Frecuencia de lámina, o número de láminas por unidad de área medida en ángulo recto a la deposición. Con el incremento de velocidad existen más láminas por unidad de área. 4. Nitidez de Laminación del Foreset, Contraste Textural entre Laminas Adyacentes. Nitidez definida en el Foreset sugiere una cantidad moderada de transporte en suspensión. En altas velocidades, laminas empiezan a ser menos distinguidas. 5. Ocurrencia de Ripples regresivos en el Toeset y Bottomset de un Megaripple y Microdeltas. Su presencia indica velocidades de corriente relativamente más altas. La presencia de un deposito Toeset bien desarrollado indica que la velocidad de Backflow es un poco mayor a la del umbral para el movimiento general de la mezcla de sedimentos. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/listadendicestilesdeunforesetquepuedenservircomoguacualitativaparadeterminarlafuerzadecorrienteensed-170618045134-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> 1. Máximo ángulo de inclinación de laminación de foreset. A bajas velocidades el ángulo de inclinación podría exceder ligeramente el ángulo estático de reposo (30°), mientras que a velocidades altas el ángulo es menor que el ángulo estático. 2. Carácter de contacto entre Foreset y Bottomset. Con un incremento de la velocidad el carácter de contacto entre el foreset y bottomset cambia, de forma angular, a tangencial, finalmente en sigmoidal. 3. Frecuencia de lámina, o número de láminas por unidad de área medida en ángulo recto a la deposición. Con el incremento de velocidad existen más láminas por unidad de área. 4. Nitidez de Laminación del Foreset, Contraste Textural entre Laminas Adyacentes. Nitidez definida en el Foreset sugiere una cantidad moderada de transporte en suspensión. En altas velocidades, laminas empiezan a ser menos distinguidas. 5. Ocurrencia de Ripples regresivos en el Toeset y Bottomset de un Megaripple y Microdeltas. Su presencia indica velocidades de corriente relativamente más altas. La presencia de un deposito Toeset bien desarrollado indica que la velocidad de Backflow es un poco mayor a la del umbral para el movimiento general de la mezcla de sedimentos.
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RIPPLE MARKS VARIABLES QUE CONTROLAN LA FORMA Y LA PENDIENTE DE LA LAMINACIÓN DEL FORESET 1 VELOCIDAD Y ESTRÉS DE CIZALLA DEL LECHO Partiendo de dos premisas básicas las cuales enuncian que: el transporte de sedimento se produce debido a movimiento de la carga de fondo y que la velocidad de flujo es una medida de la dinámica del transporte y deposición, se describen las siguientes condiciones. (1) A bajas velocidades de flujo (heavy fluid), pero excediendo el valor de umbral para el movimiento de partículas: los granos que se mueven a lo largo del lecho y son depositados sobre la parte superior de la lee face (faceta de deslizamiento), de donde estos se mueven pendiente abajo (avalanchamiento) debido a la fuerza gravitacional, produciendo esencialmente una superficie de deslizamiento planar. (2) Posteriormente, con el incremento de la velocidad de flujo: una gran porción de partículas son puestas en suspensión, posteriormente acareadas por encima y a través de la leeface para ser depositadas en forma de bottomset y toeset. En el caso de mega riples, backflow ripples pueden desarrollarce en el bottomset y en el toeset. Cambios en el patrón de forma de la laminación foreset relacionados directamente al incremento de la velocidad pueden ser identificados, describiendo los diversos contactos: Contacto angular, Contacto Tangencial incipiente, Contacto fuertemente Tangencial (concavo), Contacto Sigmoidal. En un perfil sigmoidal, no es posible diferenciar entre Toeset y Foreset, debido a que la acción del remolino ha reelaborado fuertemente y socavado la faceta de depósito. 2 INFLUENCIA DE LA RELACIÓN DE LA PROFUNDIDAD Un bajo ratio de profundidad (aguas profundas) favorece a la deposición angular pronunciada del Foreset, mientras que un alto ratio de profundidad (agua somera) muestra un desarrollo de unidades tangenciales de suave ángulo. 3 TIPO DE SEDIMENTO La oportunidad de desarrollar un foreset tangencial aumenta en cuanto el sedimento empieza a afinarse, mientras todos otros factores siguen siendo los mismos. La pendiente del foreset empieza escarparse cuando los granos de arena son gruesos y angulares, el sorteo es pobre y la arcilla es ausente. La presencia de partículas de arcilla y el grado de sorteo también controlan el desarrollo de la laminación en el botomset. Un alto porcentaje de arcilla en el sedimento ayuda en la reducción del ángulo de reposo del leeface. En contraste, en sedimentos subareales (dunas de arena) la presencia de arcilla causa un incremento en el ángulo de reposo. ]]>
RIPPLE MARKS VARIABLES QUE CONTROLAN LA FORMA Y LA PENDIENTE DE LA LAMINACIÓN DEL FORESET 1 VELOCIDAD Y ESTRÉS DE CIZALLA DEL LECHO Partiendo de dos premisas básicas las cuales enuncian que: el transporte de sedimento se produce debido a movimiento de la carga de fondo y que la velocidad de flujo es una medida de la dinámica del transporte y deposición, se describen las siguientes condiciones. (1) A bajas velocidades de flujo (heavy fluid), pero excediendo el valor de umbral para el movimiento de partículas: los granos que se mueven a lo largo del lecho y son depositados sobre la parte superior de la lee face (faceta de deslizamiento), de donde estos se mueven pendiente abajo (avalanchamiento) debido a la fuerza gravitacional, produciendo esencialmente una superficie de deslizamiento planar. (2) Posteriormente, con el incremento de la velocidad de flujo: una gran porción de partículas son puestas en suspensión, posteriormente acareadas por encima y a través de la leeface para ser depositadas en forma de bottomset y toeset. En el caso de mega riples, backflow ripples pueden desarrollarce en el bottomset y en el toeset. Cambios en el patrón de forma de la laminación foreset relacionados directamente al incremento de la velocidad pueden ser identificados, describiendo los diversos contactos: Contacto angular, Contacto Tangencial incipiente, Contacto fuertemente Tangencial (concavo), Contacto Sigmoidal. En un perfil sigmoidal, no es posible diferenciar entre Toeset y Foreset, debido a que la acción del remolino ha reelaborado fuertemente y socavado la faceta de depósito. 2 INFLUENCIA DE LA RELACIÓN DE LA PROFUNDIDAD Un bajo ratio de profundidad (aguas profundas) favorece a la deposición angular pronunciada del Foreset, mientras que un alto ratio de profundidad (agua somera) muestra un desarrollo de unidades tangenciales de suave ángulo. 3 TIPO DE SEDIMENTO La oportunidad de desarrollar un foreset tangencial aumenta en cuanto el sedimento empieza a afinarse, mientras todos otros factores siguen siendo los mismos. La pendiente del foreset empieza escarparse cuando los granos de arena son gruesos y angulares, el sorteo es pobre y la arcilla es ausente. La presencia de partículas de arcilla y el grado de sorteo también controlan el desarrollo de la laminación en el botomset. Un alto porcentaje de arcilla en el sedimento ayuda en la reducción del ángulo de reposo del leeface. En contraste, en sedimentos subareales (dunas de arena) la presencia de arcilla causa un incremento en el ángulo de reposo. ]]> Tue, 13 Jun 2017 16:05:07 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/variables-que-controlan-la-forma-y-la-pendiente-de-la-laminacin-del-foreset/76907395 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Variables que controlan la forma y la pendiente de la laminación del foreset cwrc3 RIPPLE MARKS VARIABLES QUE CONTROLAN LA FORMA Y LA PENDIENTE DE LA LAMINACIÓN DEL FORESET 1 VELOCIDAD Y ESTRÉS DE CIZALLA DEL LECHO Partiendo de dos premisas básicas las cuales enuncian que: el transporte de sedimento se produce debido a movimiento de la carga de fondo y que la velocidad de flujo es una medida de la dinámica del transporte y deposición, se describen las siguientes condiciones. (1) A bajas velocidades de flujo (heavy fluid), pero excediendo el valor de umbral para el movimiento de partículas: los granos que se mueven a lo largo del lecho y son depositados sobre la parte superior de la lee face (faceta de deslizamiento), de donde estos se mueven pendiente abajo (avalanchamiento) debido a la fuerza gravitacional, produciendo esencialmente una superficie de deslizamiento planar. (2) Posteriormente, con el incremento de la velocidad de flujo: una gran porción de partículas son puestas en suspensión, posteriormente acareadas por encima y a través de la leeface para ser depositadas en forma de bottomset y toeset. En el caso de mega riples, backflow ripples pueden desarrollarce en el bottomset y en el toeset. Cambios en el patrón de forma de la laminación foreset relacionados directamente al incremento de la velocidad pueden ser identificados, describiendo los diversos contactos: Contacto angular, Contacto Tangencial incipiente, Contacto fuertemente Tangencial (concavo), Contacto Sigmoidal. En un perfil sigmoidal, no es posible diferenciar entre Toeset y Foreset, debido a que la acción del remolino ha reelaborado fuertemente y socavado la faceta de depósito. 2 INFLUENCIA DE LA RELACIÓN DE LA PROFUNDIDAD Un bajo ratio de profundidad (aguas profundas) favorece a la deposición angular pronunciada del Foreset, mientras que un alto ratio de profundidad (agua somera) muestra un desarrollo de unidades tangenciales de suave ángulo. 3 TIPO DE SEDIMENTO La oportunidad de desarrollar un foreset tangencial aumenta en cuanto el sedimento empieza a afinarse, mientras todos otros factores siguen siendo los mismos. La pendiente del foreset empieza escarparse cuando los granos de arena son gruesos y angulares, el sorteo es pobre y la arcilla es ausente. La presencia de partículas de arcilla y el grado de sorteo también controlan el desarrollo de la laminación en el botomset. Un alto porcentaje de arcilla en el sedimento ayuda en la reducción del ángulo de reposo del leeface. En contraste, en sedimentos subareales (dunas de arena) la presencia de arcilla causa un incremento en el ángulo de reposo. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/variablesquecontrolanlaformaylapendientedelalaminacindelforeset-170613160507-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> RIPPLE MARKS VARIABLES QUE CONTROLAN LA FORMA Y LA PENDIENTE DE LA LAMINACIÓN DEL FORESET 1 VELOCIDAD Y ESTRÉS DE CIZALLA DEL LECHO Partiendo de dos premisas básicas las cuales enuncian que: el transporte de sedimento se produce debido a movimiento de la carga de fondo y que la velocidad de flujo es una medida de la dinámica del transporte y deposición, se describen las siguientes condiciones. (1) A bajas velocidades de flujo (heavy fluid), pero excediendo el valor de umbral para el movimiento de partículas: los granos que se mueven a lo largo del lecho y son depositados sobre la parte superior de la lee face (faceta de deslizamiento), de donde estos se mueven pendiente abajo (avalanchamiento) debido a la fuerza gravitacional, produciendo esencialmente una superficie de deslizamiento planar. (2) Posteriormente, con el incremento de la velocidad de flujo: una gran porción de partículas son puestas en suspensión, posteriormente acareadas por encima y a través de la leeface para ser depositadas en forma de bottomset y toeset. En el caso de mega riples, backflow ripples pueden desarrollarce en el bottomset y en el toeset. Cambios en el patrón de forma de la laminación foreset relacionados directamente al incremento de la velocidad pueden ser identificados, describiendo los diversos contactos: Contacto angular, Contacto Tangencial incipiente, Contacto fuertemente Tangencial (concavo), Contacto Sigmoidal. En un perfil sigmoidal, no es posible diferenciar entre Toeset y Foreset, debido a que la acción del remolino ha reelaborado fuertemente y socavado la faceta de depósito. 2 INFLUENCIA DE LA RELACIÓN DE LA PROFUNDIDAD Un bajo ratio de profundidad (aguas profundas) favorece a la deposición angular pronunciada del Foreset, mientras que un alto ratio de profundidad (agua somera) muestra un desarrollo de unidades tangenciales de suave ángulo. 3 TIPO DE SEDIMENTO La oportunidad de desarrollar un foreset tangencial aumenta en cuanto el sedimento empieza a afinarse, mientras todos otros factores siguen siendo los mismos. La pendiente del foreset empieza escarparse cuando los granos de arena son gruesos y angulares, el sorteo es pobre y la arcilla es ausente. La presencia de partículas de arcilla y el grado de sorteo también controlan el desarrollo de la laminación en el botomset. Un alto porcentaje de arcilla en el sedimento ayuda en la reducción del ángulo de reposo del leeface. En contraste, en sedimentos subareales (dunas de arena) la presencia de arcilla causa un incremento en el ángulo de reposo.
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Conglomerados: Gravas consolidados, normalmente son nombrados de acuerdo al dominio de tamaño de clasto. ]]>
Conglomerados: Gravas consolidados, normalmente son nombrados de acuerdo al dominio de tamaño de clasto. ]]> Sun, 26 Mar 2017 23:56:49 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/grava-y-conglomerados-christian-romero/73674900 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Grava y conglomerados christian romero cwrc3 Conglomerados: Gravas consolidados, normalmente son nombrados de acuerdo al dominio de tamaño de clasto. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/gravayconglomeradoschristianromero-170326235649-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Conglomerados: Gravas consolidados, normalmente son nombrados de acuerdo al dominio de tamaño de clasto.
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Un modelo para la deposición de capas de barro a partir de la deceleración de los flujos de marea en concentración variable de sedimentos suspendidos ]]>
Un modelo para la deposición de capas de barro a partir de la deceleración de los flujos de marea en concentración variable de sedimentos suspendidos ]]> Sat, 21 Jan 2017 17:13:42 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/un-modelo-para-la-deposicin-de-capas-de-barro-a-partir-de-la-deceleracin-de-los-flujos-de-marea-en-concentracin-variable-de-sedimentos-suspendidos-christian-romero-2017-71247871/71247871 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Un modelo para la deposición de capas de barro a partir de la deceleración de los flujos de marea en concentración variable de sedimentos suspendidos christian romero 2017 cwrc3 Un modelo para la deposición de capas de barro a partir de la deceleración de los flujos de marea en concentración variable de sedimentos suspendidos <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/unmodeloparaladeposicindecapasdebarroapartirdeladeceleracindelosflujosdemareaenconcentracinvariabled-170121171342-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Un modelo para la deposición de capas de barro a partir de la deceleración de los flujos de marea en concentración variable de sedimentos suspendidos
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Espectro de tipos de flujo, siguiendo la terminología y las ilustraciones esquemáticas de Baas et al. (2009), que se producen a medida que aumenta la concentración de sedimentos suspendidos ]]>
Espectro de tipos de flujo, siguiendo la terminología y las ilustraciones esquemáticas de Baas et al. (2009), que se producen a medida que aumenta la concentración de sedimentos suspendidos ]]> Sun, 15 Jan 2017 21:35:32 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/espectro-de-tipos-de-flujo-siguiendo-la-terminologa-y-las-ilustraciones-esquemticas-de-baas-et-al-2009-christian-romero-2017/71039063 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Espectro de tipos de flujo, siguiendo la terminología y las ilustraciones esquemáticas de baas et al. (2009), christian romero 2017 cwrc3 Espectro de tipos de flujo, siguiendo la terminología y las ilustraciones esquemáticas de Baas et al. (2009), que se producen a medida que aumenta la concentración de sedimentos suspendidos <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/espectrodetiposdeflujosiguiendolaterminologaylasilustracionesesquemticasdebaasetal-170115213532-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Espectro de tipos de flujo, siguiendo la terminología y las ilustraciones esquemáticas de Baas et al. (2009), que se producen a medida que aumenta la concentración de sedimentos suspendidos
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Estratigrafia de las Cuencas Intramontañosas_Christian Romero_2016]]>
Estratigrafia de las Cuencas Intramontañosas_Christian Romero_2016]]> Sun, 15 Jan 2017 02:20:10 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/estratigrafia-de-las-cuencas-intramontaosaschristian-romero2016/71023591 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Estratigrafia de las Cuencas Intramontañosas_Christian Romero_2016 cwrc3 Estratigrafia de las Cuencas Intramontañosas_Christian Romero_2016 <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/formacionesvolcnicasresumenestratigrafico-170115022010-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Estratigrafia de las Cuencas Intramontañosas_Christian Romero_2016
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]]> 385 4 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/formacionesvolcnicasresumenestratigrafico-170115022010-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016 https://es.slideshare.net/slideshow/estratigrafa-de-la-cuenca-celicachristian-romero2016/71023516 estratigrafadelacuencacelica-170115020610
Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016]]>
Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016]]> Sun, 15 Jan 2017 02:06:10 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/estratigrafa-de-la-cuenca-celicachristian-romero2016/71023516 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016 cwrc3 Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016 <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/estratigrafadelacuencacelica-170115020610-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Estratigrafía de la Cuenca Celica_Christian Romero_2016
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]]> 185 2 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/estratigrafadelacuencacelica-170115020610-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. https://es.slideshare.net/slideshow/tendencias-en-la-morfologa-y-en-las-facies-a-travs-de-la-transicin-fluviomarina-en-sistemas-deposicionales-en-un-dominio-mareal-un-esquemtico-marco-de-referencia-para-interpretacin-ambiental-y-de-secuencia-estratigrfica/71023397 observacionesfinales-170115014837
Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. Observaciones Finales]]>
Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. Observaciones Finales]]> Sun, 15 Jan 2017 01:48:37 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/tendencias-en-la-morfologa-y-en-las-facies-a-travs-de-la-transicin-fluviomarina-en-sistemas-deposicionales-en-un-dominio-mareal-un-esquemtico-marco-de-referencia-para-interpretacin-ambiental-y-de-secuencia-estratigrfica/71023397 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. cwrc3 Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. Observaciones Finales <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/observacionesfinales-170115014837-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Tendencias en la Morfología y en las Facies a través de la transición Fluvio-marina en sistemas deposicionales en un dominio mareal: Un esquemático marco de referencia para interpretación ambiental y de secuencia estratigráfica. Observaciones Finales
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]]> 115 2 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/observacionesfinales-170115014837-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds document Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Hungerbuhler 2002, Estratigrafía del neógeno y geodinámica andina del sur del ecuador, 2015, Geologia del Ecuador, EPN https://es.slideshare.net/slideshow/hungerbuhler-2002-estratigrafa-del-negeno-y-geodinmica-andina-del-sur-del-ecuador-2015-geologia-del-ecuador-epn/71023158 presentacingeologiadelecuadorhungerbuhler2002estratigrafadelnegenoygeodinmicaandinadelsurdelecuador-170115012414
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]]> 2082 3 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/presentacingeologiadelecuadorhungerbuhler2002estratigrafadelnegenoygeodinmicaandinadelsurdelecuador-170115012414-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Frente del delta y pro delta https://es.slideshare.net/slideshow/frente-del-delta-y-pro-delta/71022947 frentedeldeltaypro-delta-170115005652
Los depósitos de las áreas de frente de delta y prodelta contienen una cantidad decreciente de arena hacia el mar y generan una sucesión grano-creciente durante la progradación. Los depósitos de frente deltaico consisten en arena intercalada con barro, en los cuales el barro no tiene estructura y no es bioturbado porque fue depositado rápidamente por fluidos de lodo. También es posible una sedimentación lenta y pasiva del sedimento de grano fino a partir de la suspensión. Si la arena que se escapa de las barras distributarias en la boca del sistema, sobre el frente del delta es suficiente, contendrán estratificación cruzada en dunas Las paleocorrientes dadas por su estratificación cruzada serán bimodales (en tierra y en alta mar), aunque tal vez con una dominancia hacia la tierra. Arenas serán finas a muy finas y contendrán estructuras generadas por olas incluyendo estratificación cruzada “Hummockys†debido a la exposición directa a la acción de las olas. Las ritimitas de marea pueden estar presentes, pero las sucesiones largas (más de unos pocos días) son improbables debido a la perturbación por las olas. Los lodos prodeltaicos se bioturban completamente, tendran conjunto diverso de grandes burrows horizontales (Cruziana ichnofacies). ]]>
Los depósitos de las áreas de frente de delta y prodelta contienen una cantidad decreciente de arena hacia el mar y generan una sucesión grano-creciente durante la progradación. Los depósitos de frente deltaico consisten en arena intercalada con barro, en los cuales el barro no tiene estructura y no es bioturbado porque fue depositado rápidamente por fluidos de lodo. También es posible una sedimentación lenta y pasiva del sedimento de grano fino a partir de la suspensión. Si la arena que se escapa de las barras distributarias en la boca del sistema, sobre el frente del delta es suficiente, contendrán estratificación cruzada en dunas Las paleocorrientes dadas por su estratificación cruzada serán bimodales (en tierra y en alta mar), aunque tal vez con una dominancia hacia la tierra. Arenas serán finas a muy finas y contendrán estructuras generadas por olas incluyendo estratificación cruzada “Hummockys†debido a la exposición directa a la acción de las olas. Las ritimitas de marea pueden estar presentes, pero las sucesiones largas (más de unos pocos días) son improbables debido a la perturbación por las olas. Los lodos prodeltaicos se bioturban completamente, tendran conjunto diverso de grandes burrows horizontales (Cruziana ichnofacies). ]]> Sun, 15 Jan 2017 00:56:51 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/frente-del-delta-y-pro-delta/71022947 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Frente del delta y pro delta cwrc3 Los depósitos de las áreas de frente de delta y prodelta contienen una cantidad decreciente de arena hacia el mar y generan una sucesión grano-creciente durante la progradación. Los depósitos de frente deltaico consisten en arena intercalada con barro, en los cuales el barro no tiene estructura y no es bioturbado porque fue depositado rápidamente por fluidos de lodo. También es posible una sedimentación lenta y pasiva del sedimento de grano fino a partir de la suspensión. Si la arena que se escapa de las barras distributarias en la boca del sistema, sobre el frente del delta es suficiente, contendrán estratificación cruzada en dunas Las paleocorrientes dadas por su estratificación cruzada serán bimodales (en tierra y en alta mar), aunque tal vez con una dominancia hacia la tierra. Arenas serán finas a muy finas y contendrán estructuras generadas por olas incluyendo estratificación cruzada “Hummockys†debido a la exposición directa a la acción de las olas. Las ritimitas de marea pueden estar presentes, pero las sucesiones largas (más de unos pocos días) son improbables debido a la perturbación por las olas. Los lodos prodeltaicos se bioturban completamente, tendran conjunto diverso de grandes burrows horizontales (Cruziana ichnofacies). <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/frentedeldeltaypro-delta-170115005652-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Los depósitos de las áreas de frente de delta y prodelta contienen una cantidad decreciente de arena hacia el mar y generan una sucesión grano-creciente durante la progradación. Los depósitos de frente deltaico consisten en arena intercalada con barro, en los cuales el barro no tiene estructura y no es bioturbado porque fue depositado rápidamente por fluidos de lodo. También es posible una sedimentación lenta y pasiva del sedimento de grano fino a partir de la suspensión. Si la arena que se escapa de las barras distributarias en la boca del sistema, sobre el frente del delta es suficiente, contendrán estratificación cruzada en dunas Las paleocorrientes dadas por su estratificación cruzada serán bimodales (en tierra y en alta mar), aunque tal vez con una dominancia hacia la tierra. Arenas serán finas a muy finas y contendrán estructuras generadas por olas incluyendo estratificación cruzada “Hummockys†debido a la exposición directa a la acción de las olas. Las ritimitas de marea pueden estar presentes, pero las sucesiones largas (más de unos pocos días) son improbables debido a la perturbación por las olas. Los lodos prodeltaicos se bioturban completamente, tendran conjunto diverso de grandes burrows horizontales (Cruziana ichnofacies).
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]]> 921 3 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/frentedeldeltaypro-delta-170115005652-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Estuario medio dominio de mareas_Christian Romero_2017 https://es.slideshare.net/slideshow/estuario-medio-dominio-de-mareaschristian-romero2017/71022888 estuariomediodominiodemareas-170115004754
Todas estas áreas estuarinas contienen el "máximo de marea" y experimentarán fuertes corrientes de marea. Tales áreas pueden contener estructuras de régimen de flujo superior en sistemas poco profundos que están fuertemente dominados de manera mareal. En un Estuario: Esta área ocupa el mismo emplazamiento ambiental que los canales distributarios activos en la planicie deltaica En un Delta: Esta área se extiende desde la convergencia de carga de fondo hasta un lugar mal definido cerca de la boca del estuario. ]]>
Todas estas áreas estuarinas contienen el "máximo de marea" y experimentarán fuertes corrientes de marea. Tales áreas pueden contener estructuras de régimen de flujo superior en sistemas poco profundos que están fuertemente dominados de manera mareal. En un Estuario: Esta área ocupa el mismo emplazamiento ambiental que los canales distributarios activos en la planicie deltaica En un Delta: Esta área se extiende desde la convergencia de carga de fondo hasta un lugar mal definido cerca de la boca del estuario. ]]> Sun, 15 Jan 2017 00:47:54 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/estuario-medio-dominio-de-mareaschristian-romero2017/71022888 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Estuario medio dominio de mareas_Christian Romero_2017 cwrc3 Todas estas áreas estuarinas contienen el "máximo de marea" y experimentarán fuertes corrientes de marea. Tales áreas pueden contener estructuras de régimen de flujo superior en sistemas poco profundos que están fuertemente dominados de manera mareal. En un Estuario: Esta área ocupa el mismo emplazamiento ambiental que los canales distributarios activos en la planicie deltaica En un Delta: Esta área se extiende desde la convergencia de carga de fondo hasta un lugar mal definido cerca de la boca del estuario. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/estuariomediodominiodemareas-170115004754-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> Todas estas áreas estuarinas contienen el &quot;máximo de marea&quot; y experimentarán fuertes corrientes de marea. Tales áreas pueden contener estructuras de régimen de flujo superior en sistemas poco profundos que están fuertemente dominados de manera mareal. En un Estuario: Esta área ocupa el mismo emplazamiento ambiental que los canales distributarios activos en la planicie deltaica En un Delta: Esta área se extiende desde la convergencia de carga de fondo hasta un lugar mal definido cerca de la boca del estuario.
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]]> 360 4 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/estuariomediodominiodemareas-170115004754-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 Barras estuarinas exteriores christian romero 2017 https://es.slideshare.net/slideshow/barras-estuarinas-exteriores-christian-romero-2017/71022852 barrasestuarinasexterioreschristianromero2017-170115004150
El área de distributary mouth bars de un delta (en dirección de la corriente) es la zona que a su vez transporta y contiene la arena más fina en el sistema. La acción de la corriente de marea es mucho más fuerte que el flujo del río en esta ubicación y produce una serie de canales de marea mutuamente evasivos, separados por rectas barras de marea enlongadas. Estas barras se encuentran a una distancia corta hacia el mar del máximo de turbidez y se pueden desarrollar fluidos de lodos (cualquier lodo que pueda depositarse tiene una alta probabilidad de ser re-suspendido) Sistemas abiertos experimentaran una importante acción de las olas Sistemas protegidos desarrollaran depósitos muy arenosos. ]]>
El área de distributary mouth bars de un delta (en dirección de la corriente) es la zona que a su vez transporta y contiene la arena más fina en el sistema. La acción de la corriente de marea es mucho más fuerte que el flujo del río en esta ubicación y produce una serie de canales de marea mutuamente evasivos, separados por rectas barras de marea enlongadas. Estas barras se encuentran a una distancia corta hacia el mar del máximo de turbidez y se pueden desarrollar fluidos de lodos (cualquier lodo que pueda depositarse tiene una alta probabilidad de ser re-suspendido) Sistemas abiertos experimentaran una importante acción de las olas Sistemas protegidos desarrollaran depósitos muy arenosos. ]]> Sun, 15 Jan 2017 00:41:50 GMT https://es.slideshare.net/slideshow/barras-estuarinas-exteriores-christian-romero-2017/71022852 cwrc3@slideshare.net(cwrc3) Barras estuarinas exteriores christian romero 2017 cwrc3 El área de distributary mouth bars de un delta (en dirección de la corriente) es la zona que a su vez transporta y contiene la arena más fina en el sistema. La acción de la corriente de marea es mucho más fuerte que el flujo del río en esta ubicación y produce una serie de canales de marea mutuamente evasivos, separados por rectas barras de marea enlongadas. Estas barras se encuentran a una distancia corta hacia el mar del máximo de turbidez y se pueden desarrollar fluidos de lodos (cualquier lodo que pueda depositarse tiene una alta probabilidad de ser re-suspendido) Sistemas abiertos experimentaran una importante acción de las olas Sistemas protegidos desarrollaran depósitos muy arenosos. <img style="border:1px solid #C3E6D8;float:right;" alt="" src="https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/barrasestuarinasexterioreschristianromero2017-170115004150-thumbnail.jpg?width=120&amp;height=120&amp;fit=bounds" /><br> El área de distributary mouth bars de un delta (en dirección de la corriente) es la zona que a su vez transporta y contiene la arena más fina en el sistema. La acción de la corriente de marea es mucho más fuerte que el flujo del río en esta ubicación y produce una serie de canales de marea mutuamente evasivos, separados por rectas barras de marea enlongadas. Estas barras se encuentran a una distancia corta hacia el mar del máximo de turbidez y se pueden desarrollar fluidos de lodos (cualquier lodo que pueda depositarse tiene una alta probabilidad de ser re-suspendido) Sistemas abiertos experimentaran una importante acción de las olas Sistemas protegidos desarrollaran depósitos muy arenosos.
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]]> 188 2 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/barrasestuarinasexterioreschristianromero2017-170115004150-thumbnail.jpg?width=120&height=120&fit=bounds presentation Black http://activitystrea.ms/schema/1.0/post http://activitystrea.ms/schema/1.0/posted 0 https://cdn.slidesharecdn.com/profile-photo-cwrc3-48x48.jpg?cb=1746820009 https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/7rocasigneasextrusivasvolcanesescudoschristianromero2018-180729225415-thumbnail.jpg?width=320&height=320&fit=bounds slideshow/7-rocas-igneas-extrusivas-volcanes-escudos-christian-romero2018-107917757/107917757 7 rocas igneas extrusi... https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/6rocasigneasextrusivaserupcionesnoexplosivaschristianromero2018-180728181657-thumbnail.jpg?width=320&height=320&fit=bounds slideshow/6-rocas-igneas-extrusivas-erupciones-no-explosivas-christian-romero2018/107840138 6 rocas igneas extrusi... https://cdn.slidesharecdn.com/ss_thumbnails/3rocasigneasextrusivasvolcanicaschristianromero2018-180727231402-thumbnail.jpg?width=320&height=320&fit=bounds slideshow/3-rocas-igneas-extrusivas-volcanicas-christian-romero-2018/107771492 3 rocas igneas extrusi...