1 Introducción: Sedimentología y Estratigrafía

Sedimentología es el estudio de los procesos de formación, transporte y depósito de material que se acumula en forma de sedimentos en ambientes continentales y marinos, y eventualmente forma las rocas sedimentarias. Estratigrafía es el estudio de las rocas para determinar elorden y el calendario de eventos en la historia de la Tierra: se proporciona el marco de tiempo que nos permite interpretar las rocas sedimentarias en función de la evolución de los entornos dinámicos. El estratigráficoregistro de las rocas sedimentarias es la base de datos fundamental para la comprensión de la evolución de la vida, la tectónica de placas a través del tiempo y el cambio climático global.

1.1Procesos sedimentariosEl concepto de rocas interpretación en términos de moderna procesos se remonta a los siglos 18 y 19 ("El presente es la clave del pasado"). "Sedimentología" ha existido como una rama distinta de la geología ciencias de sólo unas pocas décadas. Se desarrolló como conelementos de observación de la estratigrafía física se hizo más cuantitativa y las capas de estratos se consideraron en términos de propiedades físicas, químicas y los procesos biológicos que los formó.La naturaleza del material sedimentario es muy variada enorigen, tamaño, forma y composición. Las partículas tales comogranos y guijarros se pueden derivar de la erosión de lasrocas más antiguas o directamente expulsado por los volcanes. Los organismos formar una fuente muy importante de material, que van a partir de filamentos microbianos con incrustaciones de carbonato de calcio a las cáscaras enteras o partidas, arrecifes de coral, los huesos yplanta de residuos. La precipitación directa de minerales disueltos en agua también contribuye a los sedimentos en algunas situaciones.La formación de un cuerpo de sedimentos se debe ya sea con el transporte de partículas en el sitio de deposición por gravedad, agua, aire, hielo o en los flujos de comunicación o de la química o la el crecimiento biológico del material en su lugar. La acumulación de los sedimentos en el lugar está muy influenciada por la acción química, la temperatura y biológica carácter de la creación. Los procesos de transporte y deposición se pueden determinar observando las capas individuales de sedimento.El tamaño, forma y distribución de partículas de todoproporcionar pistas sobre la manera en que el material era transportado y depositado. Las estructuras sedimentarias, tales como ondulaciones se puede ver en las rocas sedimentarias y puede ser en comparación con ondulaciones que forman hoy en día, ya sea en ambientes naturales o en un tanque de laboratorio.Suponiendo que las leyes que rigen la física y procesos químicos que no han cambiado a través del tiempo, mediciones detalladas de las rocas sedimentarias

pueden ser utilizados para hacer estimaciones (en diversos grados de precisión) de las condiciones físicas, químicas y biológicasque existía en el momento de la sedimentación. Estas condiciones pueden incluir la salinidad, la profundidad y el flujo velocidad en el lago o el mar, la fuerza y la dirección del viento en el desierto y la amplitud de la marea en un entorno marino profundo.

1.2Ambientes sedimentarios y Facies SedimentariasEl ambiente en cualquier punto de la tierra o bajo el mar puede ser caracterizada por la física y química de procesos que están activos allí y los organismos que pueden vivir en esas condiciones en ese momento. Como un ejemplo, un fluvial (río) el medio ambiente incluye un canalconfinar el flujo de agua dulce y que lleva depósitos de grava o material arenoso en las barras en el canal (Fig. 1.1). Cuando el río se inunda, el agua se propaga a los sedimentos relativamente finos sobre la llanura de inundación donde se deposita en capas delgadas. Los suelos y la formade la vegetación crece en la zona de llanura de inundación. En una sucesión de las rocas sedimentarias (Fig. 1.2) el canal puede ser representado por una lente de arenisca o conglomerado que muestra las estructuras internas formadas por deposición sobre las barras de canal. El ajuste de inundación estará representados por lutitas finas y piedra arenisca con raíces y otros de formación del suelo.En la descripción de las rocas sedimentarias en términos de ambientes sedimentarios, 'facies de que el término es a menudo utilizada. Una facies de roca, es un cuerpo de roca con especificadas características que reflejan las condiciones en las que se formó (Lectura y Levell 1996).Descripción de las facies de un cuerpo de sedimentos implica documentación de todas las características de la litología, textura, estructuras sedimentarias y los fósiles que puede ayudar en la determinación de los procesos de formación.Mediante el reconocimiento de las asociaciones de facies es posible establecer las combinaciones de procesos que erandominantes; las características de un ambiente de depósito están determinados por los procesos que presentaron y por lo tanto la existencia de un vínculo entre las asociaciones de facies y ambientes de depósito. Las lentes de arenisca en la figura. 1,2 puede ser demostrado ser un cauce del río, si los depósitos de llanura de inundación se encuentran asociados con ella. Sin embargo, el reconocimiento de una forma de canal por sí solo no es una base suficiente para determinar el ambiente de depósito porque los canales de llenado con arena existen en otros lugares, incluyendo los deltas, ambientes de marea y el fondo marino profundo: es la asociación de diferentes procesos que proporciona la plena imagen de un ambiente de depósito.

Fig. 1.1 Un ambiente moderno de deposición: una playa,canal del río y la llanura aluvial con vegetación.

Fig. 1.2 Las rocas sedimentarias pueden interpretarse como los depósitos de un canal del río (la lente de areniscas en la parte central derecha de laimagen) recorrió en lodolitas calcáreas depositadas en una llanura de inundación (los estratos más oscuros, finamente encamados por debajo y al lado de la arenisca de la lente).

1.3El Espectro De Entornos Y Facies Cada ambiente de depósito tiene una combinación única  de los procesos y los productos de estos procesos,  las rocas sedimentarias, será una forma similar  conjunto único. Por conveniencia de la descripción y  interpretación, los ambientes de depósito se clasifican  como, por ejemplo, un triángulo, un estuario o una línea de costa,  y subcategorías de cada establecimiento, como la onda dominada,  dominado por mareas y deltas de ríos dominados. Este enfoque es de uso general por sedimentaria  que siguen los geólogos en este libro. Sin embargo, es importante reconocer que estos entornos de deposición son convenientes o en categorías de los casilleros,  y que la descripción de ellos tiende a ser de "típico" ejemplos. La realidad es que cada triángulo, por ejemplo, es diferente de su vecino en el espacio o el tiempo, que cada depósito deltaico también será único, y aunque se categoricen deltas en un número de tipos,

nuestro depósito es probable que caiga en algún lugar de entre estos 'casilleros'. A veces incluso no es posible de manera concluyente distinguir entre los depósitos de un delta y de un estuario, sobre todo si el conjunto de datos es incompleta, inevitablemente, es cuando se trata de acontecimientos del pasado. Sin embargo, en forma objetiva teniendo en cuenta cada cama en términos de procesos físicos, químicos y biológicos, que  siempre es posible proporcionar alguna indicación de dónde y cómo una roca sedimentaria se formó.

1.4EstratigrafíaEl uso de 'la estratigrafía de la expresión se remonta a d'Orbingy en 1852, pero el concepto de capas de rocas, o estratos, representa una secuencia de eventos mucho mayores en el pasado. En 1667 Steno desarrolló el principio de superposición: "En una secuencia de capas de rocas, cualquier capa es mayor que la siguiente capa por encima de ella '. Estratigrafía puede ser considerada como la relación entre las rocas y el tiempoy la estratígrafo se basa en la observación, descripción e interpretación de manera directa y tangible la evidencia en las rocas para determinar la historia de la Tierra. Todos reconocemos que nuestro planeta es un lugar de procesos dinámicos, donde la tectónica de placas crea montañas y océanos, donde los cambios en la atmósfera afectan el clima, tal vez incluso en una escala de tiempo humana. A entender cómo funcionan estos sistemas a nivel mundial, necesitamos un registro de su comportamiento en el pasado para analizar, y esto es proporcionado por el estudio de la estratigrafía.La estratigrafía proporciona el marco temporal para las ciencias geológicas. La edad relativa de las rocas, y por lo tanto, los acontecimientos que se registran en esas rocas, se pueden determinar por simples relaciones estratigráficas (Las rocas más jóvenes por lo general se encuentran en la parte superior de los estratos, como Steno) reconoció, los fósiles que se conservan en los estratos y por medio de mediciones de procesos tales como la desintegración radiactiva de elementos que nos permiten hasta la fecha algunas unidades geológicas de las rocas.Por un lado, la estratigrafía se trata de establecer una nomenclatura de las unidades de rocas de todas las edades y correlacionar por todo el mundo, pero en otro nivel se trata de encontrar las evidencias del cambio climático en el pasado o los movimientos de las placas tectónicas. Uno de las poderosas herramientas que tenemos para predecir el cambio climático en el futuro es el registro en los estratos rocosos de los cambios locales y globales a lo largo de períodos de miles de millones de años. Además nuestra comprensión de los procesos evolutivos en parte que proviene del estudio de los fósiles encontrados en rocas de diferentes edades que nos hablan de cómo las formas de vida que han cambiado con el tiempo. Otros aspectos de la estratigrafía es proporcionar las herramientas para la búsqueda de nuevos recursos: por ejemplo, 'Estratigrafía secuencial "es una técnica de predicción, ampliamente utilizada en la industria de los hidrocarburos, que pueden ser utilizada para ayudar a encontrar nuevas reservas de petróleo y gas. La combinación de la sedimentología y estratigrafía nos permite construir

imágenes de la superficie de la Tierra endiferentes momentos en diferentes lugares y se refieren entre sí. El carácter de las rocas sedimentarias depositada podría, por ejemplo, indicar que en un tiempo de una determinada zona era un paisaje árido, con el desiertodunas y con lavados de grava procedente de una cercana cadena montañosa. En ese mismo lugar, pero en un momento posterior, condiciones que permitieron la formación de arrecifes de coral en aguas poco profundas lejos de cualquier masa de tierra, y podemos encontrar el registro de este cambio mediante la interpretación de las rocas en términos de sus procesos y ambientes de depósito.Además, se podría establecer que en el mismo tiempo, ya que eran mares tropicales poco profundos en un solo lugar, allí estaba un océano profundo de unas pocas decenas de kilómetros de distancia donde el sedimento fino se deposita por las corrientes oceánicas.De este modo podemos crear imágenes de la paleogeografía, la aparición de una zona durante algún tiempo en los cambios en el pasado, y establecer una paleogeografía a través de la historia de la Tierra. Para completar el cuadro, la distribución de los diferentes ambientes y sus cambios a través del tiempo puede estar relacionada con la tectónica de placas, debido a la formación de montañas que proporciona la fuente de gran parte de los sedimentos, y el movimiento de placas también crean las cuencas sedimentarias donde el sedimento se acumula.

1.5LA ESTRUCTURA DE ESTE LIBROSedimentología y estratigrafía puede ser considerados así como continuos procesos y productos, tanto en espacio y tiempo. Sedimentología se refiereprincipalmente con la formación de rocas sedimentarias pero tan pronto como los lechos de roca se veía en términos de sus relaciones temporales y espaciales del estudio de la estratigráfica. Del mismo modo, si el estratígrafo debe interpretar las capas de roca en términos de entornosdel pasado, esa es la investigación sedimentológica. Por consiguiente, conviene tener en cuenta que la sedimentología y la estratigrafía, van junta a un nivel introductorio.El punto de partida adoptado en este libro desde los elementos mas pequeños, las partículas de arena, piedras, minerales de arcilla,piezas de concha, filamentos de algas, precipitados químicosy otros componentes que conforman los sedimentos (los Capítulos2 y 3). Una introducción a la petrografía, al análisis de los materiales sedimentarios en muestra de mano y bajo el microscopio se incluye en estos capítulos.En el capítulo 4 refiere a los procesos de transporte de sedimentos y la deposición que se considera, seguido por una sección sobre la metodología de registro y análisis sedimentario datos en el campo en el capítulo 5. El desgaste y la erosión se considera en el capítulo 6 como una introducción al los procesos que generan el material clástico que se deposita en muchos ambientes sedimentarios. Los capítulos siguientes (7 a 17) se refieren principalmente a diferentes ambientes sedimentarios, que describen los desarrollos físicos, químicos y biológicos que

están activos, lascaracterísticas de los productos de estos procesos y la forma en que puede ser reconocido en las rocas sedimentarias.Los ambientes continentales están cubiertos en los capítulos 8 a 10, seguido de los entornos marinos en los capítulos 12 a 16 - el tema general es empezar en la parte superior, con las montañas, y terminan en los océanos profundos.Las excepciones a este patrón son el Capítulo 7 de los glaciares ambientes y 17 del capítulo sobre los procesos volcánicos y productos. Procesos post-deposicionales, incluyendo litificación y la formación de hidrocarburos, sonconsiderados en el capítulo 18. Capítulos 19 a 23 están en distintos aspectos de la estratigrafía y están destinadas a proporcionar una introducción a los principios de análisis de la estratigrafia utilizando técnicas tales como litoestratigrafía, bioestratigrafía y correlación de la secuencia estratigráfica.Los últimos capítulos del libro ofrecen una breve introducción a las cuencas sedimentarias y tectónicas de gran escala y controles climáticos en el registro sedimentario.Sedimentología y estratigrafía no puede considerarse en forma aislada de otros aspectos de la geología, y en en particular, la tectónica de placas, petrología, la paleontología y la geomorfología son temas complementarios. Referencia se hace a estos sujetos en el texto, pero sólo una conocimiento básico de estos temas se asume.

LECTURA ADICIONALLos textos siguientes se ofrece una información general a la geología.Chernicoff, S. & Whitney, D. (2007) Geología: una introduccióna la Geología Física (4 ª edición). Pearson / Prentice Hall,Nueva Jersey.Grotzinger, J., Jordania, TH, Prensa, F. y Siever, R. (2007)Tierra Entendimiento (5 ª edición). Freeman and Co., NuevaYork.Lutgens, F.K. Y Tarbuck, E.J. (2006) Fundamentos de Geología(9 ª edición). Pearson / Prentice Hall, New Jersey.Smith, G.A. Y Pun, A. (2006) ¿Cómo funciona la Tierra?Geología Física y el Proceso de la Ciencia. Pearson / PrenticeHall, de Nueva Jersey.Summerfield, MA (1991) Geomorfología global: una introducciónpara el Estudio de las formas terrestres. Longman / Wiley, Londres / Nueva York.

2. Sedimentos clásticos terrígenos: Grava, arena y barro Sedimentos clásticos terrígenos y rocas sedimentarias se componen de fragmentos que son el resultado de la meteorización y la erosión de las rocas más antiguas. Se clasifican de acuerdo con los tamaños que presentan los clastos y la composición del material. Análisis de gravas yconglomerados puede llevarse a cabo en el campo y puede revelar donde el material llegó y cómo se transporta. Arenas y areniscas también puede ser descrito en el campo, pero para un examen de análisis completo, bajo el microscopio petrográfico se requiere para revelar la composición de los granos individuales y sus relaciones entre sí. El mejor sedimento, limo y arcilla, sólo se pueden analizarse utilizando microscopios electrónicos de barrido y de rayos X difractómetros. Las proporciones de tamaños diferentes clastos y las texturas de sedimentos clásticos terrígenos y rocas sedimentarias pueden proporcionar información acerca de lahistoria del transporte del material y el medio ambiente de deposición.

2.1CLASIFICACIÓN DE LOS SEDIMENTOS Y DE LAS ROCAS SEDIMENTARIASUna conveniente división de todas las rocas sedimentarias es se muestra en la fig. 2,1. Al igual que la mayoría de los esquemas de clasificación de los procesos naturales y los productos que incluye anomalías (Un depósito de calcio precipitado químicamentecarbonato se clasificaría como una piedra caliza no, una evaporitas) y las divisiones arbitrarias (la definición de una piedra caliza como una roca que tiene más de 50%carbonato de calcio), pero sirve como un marco general.Material clástico terrígeno, este es un material que se compone de partículas o clastos derivados de rocas pre-existentes. Los clastos son principalmente detritos erosionados del lecho de roca y comúnmente se compone gran parte de los silicatos minerales: los términos sedimentos detríticos y los sedimentos siliciclásticos también se utilizan paraeste material. Los clastos varían en tamaño desde partículas de arcilla medida en micras, a metros a través de cantos rodados.Areniscas y conglomerados constituyen el 20-25% de las rocas sedimentarias en el registro estratigráfico y lutitas son 60% del total.Carbonatos, por definición, una piedra caliza sedimentaria es cualquier roca que contiene más de 50% de carbonato de calcio (CaCO3). En el entorno natural de una principal fuente de carbonato de calcio es el de partes duras de los organismos, principalmente invertebrados como los moluscos. Las calizas constituyen el 10-15% de la las rocas sedimentarias en el registro estratigráfico.Evaporitas, estos son los depósitos formados por la precipitación de sales fuera del agua debido a la evaporación.Sedimentos volcanoclásticos, estos son los productos de las erupciones volcánicas o el resultado de la descomposición de las rocas volcánicas.Otros, otros sedimentos y rocas sedimentarias son mineral de hierro sedimentario, los sedimentos de fosfatos, depósitos orgánicos (carbón y pizarras bituminosas) y cherts (las rocas sedimentarias silíceas). Estos son volumétricamente menos comunes que el anterior, lo que representa alrededor del 5% del registro estratigráfico, pero algunos son de considerable importancia económica.En este capítulo terrígenos clásticos depósitos se consideran: los otros tipos de sedimentos y rocas sedimentarias están cubiertas en el Capítulo 3.

2.1.1 Sedimentos terrígenos   clásticos   y rocas sedimentarias

Una distinción puede hacerse entre los sedimentos (material generalmente suelto) y rocas sedimentarias que están petrificados de sedimentos: el proceso de litificaciones "convertirse en la roca '(18,2). Barro, limo y arena son todos los agregados sueltos, además de la 'piedra' el sufijo (lutita, limolita, arenisca) indica que el material ha sido litificado y ahora es una roca sólida. Más gruesa, grava suelta el material se denomina de acuerdo con su tamaño como gránulos, guijarros, cantos rodados y áridos canto rodado, que convertirse en el conglomerado de litificado (a vecescon el rango de tamaño añadido como un prefijo, por ejemplo 'piedra conglomerado).Una división en tres partes sobre la base del tamaño de grano se utiliza como punto de partida para clasificar y nombrar sedimentos terrígeno y rocas sedimentarias clásticas:gravas y conglomerados que consisten en mayores clastos de 2 mm de diámetro; arena de tamaño entre los granos son 2 mm y 1/16mm (63 micras) a través de, el barro (incluyendo arcilla y limo) se compone de partículas de menos de 63 mm de diámetro. Hay variantes en este esquema y hay un número deformas de proporcionar subdivisiones dentro de estas categorías, pero los sedimentólogos generalmente utilizan la escala de Wentworth (Fig. 2.2) para definir y nombrar terrígenos depósitos clásticos.

2.1.2 La escala   de tamaño de grano-   Udden -Wentworth Conocido generalmente como la escala de Wentworth, este es el esquema en uso más extendido para la clasificación de agregados de partículas (Udden 1914; Wentworth1922). Las divisiones de la escala se realizan en la base de factores de dos: por ejemplo, arena media granos son de 0,25 a 0,5 mm de diámetro, arena gruesalos granos son de 0,5 a 1,0 mm, arena muy gruesa de 1,0 a 2,0 mm, etc lo tanto, es una progresión logarítmica, pero una logarithmto la "base de dos", en oposición a la base ' ten 'de los más comunes "escalas de registro'. Esta escala tiene sido elegido debido a que estas divisiones parecen reflejar la distribución natural de las partículas sedimentarias y en una manera sencilla que puede estar relacionado con comenzando con una gran bloquear y en repetidas ocasiones que se rompa en dos partes.Se Reconocieron cuatro divisiones básicas:

arcilla (<4 mm)limo (de 4 mm a 63 mm)arena (63 mm o 0,063 mm a 2,0)Gravilla / agregados (> 2,0 mm)

La escala de phi es una representación numérica de la Wentworth Escala. La letra griega "Φ '(phi) es a menudo utiliza como unidad para esta escala. Usando el logaritmode dos bases, el tamaño de grano se puede denotar en la phi escala como

Φ =-log2 (diámetro de grano en mm)

La negativa se utiliza debido a que es convencional para representan los tamaños de grano en una gráfica como la disminución de izquierda a derecha (2.5.1). Utilizando esta fórmula, un diámetro de grano de 1 mm es 0Φ: aumentar el tamaño de grano de 2 mm es -1Φ, 4 mm es -2Φ, y así sucesivamente, disminuyendo el granotamaño, 0,5 mm es +1Φ, 0,25 mm es +2Φ, etc.

2.2. El conglomerado y la gravaClastos más de 2 mm de diámetro que se dividen en gránulos, piedras, guijarros y cantos rodados (Fig. 2.2). Consolidado de grava que se llama conglomerado (Fig. 2.3) y cuando se describe normalmente se denominan según el tamaño de clastos dominante: si la mayoría de los clastos son entre 64mm y 256mm de diámetro de la roca que se llamaría un conglomerado de cantos rodados. El término brecha se utiliza comúnmente para el conglomerado hecho de clastos que son angular en la forma (Fig. 2.4). En algunas circunstancias, es prudente especificar que un depósito es una "brecha sedimentaria", para distinguirla a partir de una "brecha tectónica" formada por la fragmentaciónde roca en las zonas de falla. Las mezclas de redondeado y angular clastos se denominan a veces breccio-conglomerado.De vez en cuando el sustantivo y el adjetivo rudite rudaceous se utilizan: estos términos son sinónimos con el conglomerado y conglomeráticas.

Fig. 2.3 Un conglomerado compuesto por guijarros bien redondeados.

Fig. 2.4 Un conglomerado (o brecha), formado por angularclastos.

2.2.1 Composición de grava y conglomeradoUna descripción más completa de la naturaleza de una grava o conglomerado puede ser proporcionada considerado los tipos de los presentes clastos. Si todos los clastos son del mismo material (Todos de granito, por ejemplo), el conglomerado se considera a ser monomict (roca sedimentaria con un solo tipo de clastos). Un conglomerado es polimíctica (roca sedimentaria con varios tipos de clastos) uno que contiene clastos de diferentes litologías muchos, y, a veces la oligomict (Clastos redondos, mejor clasificación, predominancia de cuarzo como clastos ) término se utiliza cuando sólo hay dos o tres tipos de clastos presentes.

Casi cualquier litología se puede encontrar como un clasto en el ripio y el conglomerado. Litologías resistentes, los que son menos susceptibles a la distribución física y quimica, tienen una mayor probabilidad de ser preservadoscomo clastos de un conglomerado. Los factores que controlan la resistencia de un tipo de roca incluyen los minerales presentes y la facilidad con la que disponen física o químicamente en el medio ambiente. Algunas areniscas se rompen en la arena del tamaño de los fragmentos cuando son erosionadas, debido a que los granos están débilmente cementados. El factor más importante que controla las variedades de clastos encontrados son: la piedra angular que se está erosionando en el área. La grava se compone enteramente de clastos de piedra caliza si el área de origen se compone sólo de piedra caliza. El reconocimiento de la variedad de clastos por lo tanto puede ser un medio para determinar la fuente deuna roca sedimentaria conglomerática (5.4.1).

2.2.2 Textura del conglomeradoLas capas de los conglomerados raras veces se compone enteramente degrava del tamaño de material. Entre los gránulos, guijas, guijarros y cantos rodados, arena fina y / o barro a menudo se presentan: el material más fino entre los clastos grandes se conoce como la matriz del depósito. Si hay unproporción alta (más del 20%) de la matriz, la roca puede se refiere como un conglomerado arenoso o fangoso conglomerado, dependiendo del tamaño de grano del matriz de la actualidad (fig. 2.5). Un conglomerado de intraformacionalse compone de clastos del mismo material como la matriz y se forma como resultado de la reelaboración de sedimentos litificados poco después de la deposición.La proporción de presentes matriz es un factor importante en la textura de la roca sedimentaria conglomerática, es decir, la disposición de diferentes tamaños de grano dentro él. Se establece una distinción comúnmente hecha entre los conglomerados que son clasto-soportado (Fig. 2,6), es decir, conclastos contacto entre sí a través de la roca, y aquellos que son matriz-soportado (Fig. 2,7), en que la mayoría de los clastos están completamente rodeadospor la matriz. El término es a veces ortoconglomerado que se utiliza para indicar que la roca es clasto-soportado, y paraconglomerado que se utiliza para indicar una textura de matriz soportado.Estas texturas son significativos cuando se determina el modo de transporte y la deposición de un conglomerado (Por ejemplo, sobre los abanicos aluviales: 9,5).La disposición de los tamaños de clastos en un conglomerado también puede ser importante en la interpretación de procesos de deposición. En un flujo de agua, las guijas se mueven más fácilmente que los guijarros que a su vez requieren menos energía para moverlos de los cantos rodados. Un depósito que se componede rocas cubiertas por cantos rodados y guijarros, a continuación puede ser interpretarse en algunos casos como habiendo sido formado a partir de un flujo que disminuye la velocidad de circulación. Este tipo de interpretaciónes una de las técnicas utilizadas en la determinación los procesos de transporte y la deposición de sedimentos (4.2).

2.2.3 Las formas de los clastosLas formas de clastos en la grava y el conglomerado son determinadas por las propiedades de fractura de la roca de fondo que se derivan de la historia y de

transporte.Las rocas con los planos de fractura igualmente espaciados en todas las direcciones forman bloques cúbicos o ecuante que forman clastos esféricos, cuando los bordes están redondeados (Fig. 2.8). La base litológica que rompen en losas, tales como unas camas de piedra caliza o arenisca, con clastos de forma que un eje es más corto que los otros dos (Krumbein y Sloss 1951). Esto se llama un oblato o discoide formulario. Clastos en forma de vara alargada o son menos comunes, formando principalmente rocas metamórficas con una tela lineal fuerte.Cuando los clastos discoides se mueven en un flujo de agua son preferentemente orientada y se pueden apilar en una forma conocida como la imbricación (Figuras 2.9 y 2.10). Estas pilas están dispuestas en posiciones que ofrecen al menos laresistencia al flujo, que es con los clastos discoides inmersos en aguas arriba. En esta orientación, el flujo de agua puede más fácilmente por el lado aguas arriba del clasto, mientras que cuando los clastos están orientados de la caída por la corriente, el flujo en el borde del clasto hace que sea reorientado. La dirección de imbricación de guijarros discoides en un conglomerado puede ser utilizado para indicar la dirección del flujo que se depositó la grava.Si un clasto discoide también está alargado, la orientación de el eje más largo puede ayudar a determinar el modo de deposición: clastos depositados por un flujo de agua tienden a tener su eje perpendicular orientado largo al flujo, mientras que los clastos glaciares depositados (7.3.3) tendrán el eje paralelo a largo orientada alflujo de hielo.

Fig. 2.6 Un conglomerado clasto-soportados: las piedras son en contacto unos con otros.

Fig. 2.7 Un conglomerado matriz soportada: cada piedra es rodeado por la matriz.

2.3RENAS Y ARENISCALos granos de arena se forman por la descomposición, por la meteorización y la erosión  de la rocas ya existentes por la (6,4 y6,5), y del material que forma dentro de la deposición del medio ambiente. Los productos de degradación caen en dos categorías: los granos detríticos minerales, erosionado a partir de rocas pre-existentes, y la arena del tamaño de los pedazos de roca, o fragmentos líticos. Los granos que se forman dentro de laambiente de depósito son principalmente de origen biogénico, es decir, que son piezas de planta o animal, pero hay algunos que se forman por reacciones quimicas.La arena puede ser definida como un sedimento que consiste principalmente de granos en el intervalo de tamaño de 63 mm a 2 mmy una arenisca se define como una roca sedimentaria con granos de estos tamaños. Este rango de tamaño se divideen cinco intervalos: muy fino, fino, medio, gruesoy muy gruesa (Fig. 2.2). Cabe señalar que esta nomenclatura se refiere únicamente al tamaño de las partículas.Aunque muchas areniscas contienen principalmente granos de cuarzo, la arenisca plazo no tiene ninguna connotación acerca de la cantidad presente de cuarzo en la rocay algunas areniscas no contienen cuarzo en absoluto.Del mismo modo, la arenita plazo, que es una arenisca con menos del 15% de la matriz, no implica ningún clasto especial en su composición. Junto con el adjetivo arenisca para describir una roca como de arena, tiene arenita en sus raíces etimológicas en la palabra latina para la arena, 'Arena', también se utiliza para describir un estadio con una de arena piso.

2.3.1 Granos minerales detríticos de arenas y areniscas Un gran número de diferentes minerales puede producirse en las arenas y en las areniscas, y sólo los más comunes se describen aquí.CuarzoEl cuarzo es la especie más comunes minerales que se encuentran en granos de la arenisca y limolita. Como un mineral primario es un componente importante de las rocas graníticas, aparece en algunas rocas ígneas de composición intermediay está ausente de los tipos básicos de rocas ígneas.Las rocas metamórficas como el gneis formadas a partir de material granítico y muchos metasedimentarias de grano grueso son rocas que contienen una alta proporción de cuarzo.El cuarzo también se produce en las venas, precipitada por líquidos calientes asociada con procesos ígneos y metamórficos.

Fig. 2.9 Un conglomerado cama mostrando la imbricación de los clastosdebido a la deposición en una corriente que fluye de izquierda a derecha.

El cuarzo es un mineral muy estable que es resistente a degradación química en la superficie de la Tierra. Los granos de cuarzo puede ser roto o desgastado durante el transporte, pero con una dureza de 7 en la escala de Mohs de dureza, los granos de cuarzo permanecen intactas sobre largas distancias y largos períodos de transporte. En una muestra de cuarzo se observan granos con poca variación: las variedades de colores, tales como humo o cuarzo lechoso y amatista se producen, pero sobre todo el cuarzo se ve como granos claros.FeldespatoMayoría de las rocas ígneas contienen feldespato como un componente importante.El feldespato es por tanto muy común y se libera en grandes cantidades cuando granitos, andesitas, gabros así como algunos esquistos y gneises se rompen. Sin embargo, el feldespato es susceptible a la alteración química durante el intemperie y, al ser más blando que el cuarzo, tiende a desgastarse y romperse durante el transporte. Los feldespatossólo se encuentran comúnmente en circunstancias en que la meteorización química de la roca de fondo no ha sido demasiada intensa y la vía de transporte al lugar de deposiciónes relativamente corta. Los feldespatos de potasio son más comunes como granos detríticos que en variedades ricas en sodio y calcio, ya que son químicamente más estable cuando está sometido a la intemperie (6,4).

MicaLos dos minerales más comunes de mica, biotita y moscovita, son relativamente abundantes como los granos detríticos en piedra arenisca, aunque la moscovita es más resistente a la intemperie. Se derivan de composición de granítica a intermedio de las rocas ígneas y de esquistos y gneis, donde se han formado como minerales metamórficas. La forma laminar de granos de mica les hace distintiva en la muestra bajo el microscopio.Las micas tienden a concentrarse en bandas sobre los planos de estratificación y con frecuencia tienen un área superficial más grande que los otros granos detríticos en los sedimentos, lo que es debido a que un grano de laminar tiene una velocidad de sedimentación menor que un grano de mineral ecuante de la misma masa y volumen para las micas permanecen en suspensión temporal más largo que los granos de cuarzo o el feldespato de la misma masa.

Los minerales pesadosLos minerales comunes que se encuentran en las arenas tienen una densidad de alrededor de 2,6 o 2,7 g/cm³: Cuarzo tiene una densidad de 2,65 g/cm³. Por ejemplo. La mayoría de areniscas contienen una pequeña proporción, normalmente menos de 1%, de minerales que tienen una densidad mayor. Estos minerales pesados tienen densidades mayores que 2,85 g/cm³ y son tradicionalmente separados de la mayor parte de minerales mediante el uso de un líquido de que la densidad de la cual los minerales comunes, pero flotan en la pequeña proporción y los minerales densos se hunden. Estos minerales soncomunes y el estudio de ellos sólo es posible después concentrándolos por separación del líquido denso. Ellos son valiosos en los estudios de procedencia (5.4.1), porquepueden ser características de un área fuente particular y son por lo tanto valioso para los estudios de las fuentes de detritos. Los minerales comunes pesados son circón,

turmalina, rutilo, apatita, granate y una amplia gama de metamórfico otro y minerales ígneos accesorios.

Varios mineralesOtros minerales rara vez se producen en grandes cantidades en las arenisca. La mayoría de los minerales comunes en rocas ígneas de silicatos (por ejemplo olivino, piroxenos y anfíboles) se descomponen muy fácilmente mediante la meteorización química.Los óxidos de hierro son relativamente abundantes. Las concentraciones locales de un mineral en particular pueden producir cuando hay una fuente cercana.

2.3.2 Otros componentes de las arenas y areniscas

Fragmentos líticosEl arranque a grano medio de las rocas pre-existente ígneas, metamórficas y sedimentarias, el resultado está en el tamaño de los fragmentos en la arena. El tamaño de la arena lítica sólo se encuentran fragmentos de una roca multa de grano medio, porque, por definición, el mineral de cristal y granos de un tipo de roca de grano grueso son del tamaño de granos de arena o más grandes. La determinación de la litología de estos fragmentos de roca por lo general requiere de análisis petrográfico mediante el examen de la sección delgada (2.3.5) para identificar la mineralogía y la tela.Los granos de las rocas ígneas como el basalto y la riolita son susceptibles a la alteración química en la de la superficie de la Tierra y sólo se encuentran comúnmente en las arenasformadas cerca de la fuente del material volcánico.Las playas cerca de las islas volcánicas pueden ser de color negro ya que están fabricadas casi totalmente de granos líticos de basalto. La arenisca de este tipo de composiciónes rara en el registro estratigráfico, pero los granos de origen volcánico los tipos de rocas pueden ser comunes en los sedimentos depositados en las cuencas relacionadas con arcos volcánicos o vulcanismo ruptura (Capítulo 17).Los fragmentos de esquistos y pelítico (grano fino) de las rocas metamórficas pueden ser reconocidos bajo el microscopio por el tejido fuertemente alineados que estas litologías poseen: la presión durante el metamorfismo dan resultados en los granos minerales o de reorientarse cada vez más en una alineación perpendicular a la tensión del campo. Las micas más claramente muestran este tejido, pero de cuarzo cristales en una roca metamórfica también puede mostrar una fuerte alineación. Las rocas formadas por el metamorfismo de las litologías ricas en cuarzo se descomponen con granos relativamente resistentes que se pueden incorporar en una piedra arenisca.Fragmentos líticos de rocas sedimentarias se generan cuando los estratos pre-existentes son elevadas, la intemperie y erosionada. Los granos de arena pueden ser modificados por este proceso y los granos individuales pueden ir a través de un número de ciclos de erosión y redeposición (2.5.4). Las litologías de grano más fino como las lutitas pueden romperse para formar el tamaño de granos de arena aunque su resistencia más laruptura durante el transporte depende en gran medida del grado de litificación de las lutitas(18,2).Las piezas de piedra caliza se encuentran comúnmente como fragmentos líticos de arenisca aunque una roca formada en gran parte de los granos calcáreos se

clasificaría como una piedra caliza (3,1). Una de las más comunes litologías vista como un grano de arena es de cuarzo (3,3), que es sílice es un material resistente.

Partículas biogénicasPequeños trozos de carbonato de calcio que se encuentra en la areniscasuelen romper conchas de moluscos y otros organismos que tienen partes calcáreos duras. Estos fragmentos biogénicos son comunes en las areniscas depositadas en ambientes marinos poco profundos donde estos organismos son más abundantes. Si estos fragmentos calcáreos constituyen más del 50% del grueso de la roca se considera una caliza (la naturaleza y frecuencia de fragmentos calcáreos biogénicos se describen en el capítulo siguiente: 3.1.3). Los fragmentos de hueso y los dientes se puede encontrar en areniscas a partir de una amplia variedad de ambientes, pero rara vez son comunes. Madera, semillas y otras partes de las plantas terrestres puede ser conservado en la arenisca depositada en el continente y ambientes marinos.

Minerales autigénicosLos minerales que crecen en forma de cristales en un ambiente de depósito se les llama minerales autigénicos. Ellos son distintos de todos los minerales detríticos que se formaron por procesos ígneos o metamórficos y, posteriormente, son devueltos a trabajar en el ámbito sedimentario. Muchos minerales de carbonato formar authigenically (En la naturaleza, las partículas finas de magnetita se puede adquirir remanencia estable a medida que pasan a través de las condiciones de bloqueo como se enfrían a temperaturas elevadas o crecer authigenically o diagenically a bajas temperaturas) y otroimportante mineral formado de esta manera es glauconita /glaucony (11.5.1), un silicato de hierro verde que se forma en ambientes marinos poco profundos.

MatrizEl material de grano fino que se produce entre granos de arena se conoce como matriz (2.2.2). En las arenas y arenisca la matriz el tamaño del material es típicamente limo y arcilla, y puede en todo o en parte llenar los espacios entre los granos. Una se debe distinguir entre la matriz, que es material depositadojunto con los granos y cemento (18.2.2), que químicamente se precipitó después de la deposición.

2.3.3 Arenisca nomenclatura y clasificación La descripción completa de una arenisca por lo general incluye algunas informaciones relativa a los tipos de grano presente.Nombres informales, como la piedra arenisca micácea son utiliza cuando la roca contiene claramente una significativa cantidad de un mineral distintivo tales como mica. Condicionestales como areniscas calcáreas y ferruginosas, la arenisca también puede ser utilizada para indicar una determinada composición química, en estos casos una proporción notablede carbonato de calcio y hierro, respectivamente.Estos nombres de una arenisca son útiles y apropiados para las descripciones de campo y la muestra, pero cuando un análisis petrográfico total es posible con una delgada sección de la roca bajo un microscopio, una nomenclatura más formal se utiliza. Este suele ser el Pettijohn et al. (1987) sistema de clasificación (Fig. 2.11).

La clasificación de la piedra arenisca combina Pettijohn criterios texturales, la proporción de matriz fangosa, con criterios de composición, los porcentajes de las tres componentes comunes: de la piedra arenisca de cuarzo, feldespato y fragmentos líticos. La parcela tiene forma triangular estos tres componentes como los miembros extremos para formar un"Q, F, L 'triángulo, que se utiliza comúnmente en sedimentología clástica. Para utilizar este esquema para la clasificación de la arenisca, las proporciones relativas de cuarzo, feldespato y fragmentos líticos primero debe ser determinada por estimación visual o por recuento de granos bajo un microscopio: otros componentes, tales como mica o fragmentos biogénicos, se tienen en cuenta. La tercera dimensión del diagrama de clasificación se utiliza para mostrar la textura de la roca, las proporciones relativas de clastos y la matriz. En una arenisca la matriz es el limo y arcilla, material que ha sido depositado en los granos de arena.La segunda etapa es por lo tanto, para medir o estimar la cantidad de matriz fangosa: si la cantidad de matriz presente es inferior a 15% de la roca se llama una arenita, entre 15% y 75% es una wacke y si la mayor parte del volumen de la roca es de matriz de grano fino se clasifica como una lodolita calcárea (2.4.1).El cuarzo es el tipo de grano más común presente en la mayoría de areniscas por lo que esta clasificación destaca la presencia de otros granos. Sólo el 25% de feldespato necesita ser presentes en la roca que se llama un arenita feldespática, arenita arcósica o arcosas (estos tres términos son intercambiables cuando se refiere a la arenisca rica en granos de feldespato). Por la misma razón,25% de fragmentos líticos en una arenisca que sea una arenita lítica por este régimen. Más del 95% de cuarzo debe estar presente para que una roca pueda ser clasificada como un arenita cuarcífera, la arenisca con un porcentaje intermedio degranos de feldespato o lítica que se llama arenita subarkosic y arenita sublithic. Los wackes ( roca basáltica, piedra arenisca impura que contiene fragmentos de roca y minerales cubierta de barro o limo ) están igualmente divididas en cuarzo wacke, feldespática (arcósica) wacke y líticos wacke, pero sin las subdivisiones. Si un tipo de grano que no sea los tres componentes principales es presentes en cantidades significativas (al menos 5% o 10%), un prefijo puede ser utilizado como "arenita micácea de cuarzo ': señalar que tal roca no necesariamente contienen95% de cuarzo como una proporción de todos los granos presente, pero el 95% del cuarzo, feldespato y líticos fragmenta cuando se suman.La grauvaca término se ha utilizado en el pasado para una arenisca, que también podría llamarse una feldespática o lítica wacke. Ellos son típicamente mezclas de fragmentos de roca, granos de cuarzo y feldespato con una matriz de arcilla y partículas de tamaño limo.

2.3.4 Análisis petrográfico de las arenas y areniscas En arena el grado de rocas, la naturaleza de los granos individuales y la relación entre estos granos y los del material entre ellos se ve mejor en una delgada sección de la roca, una muy fina (normalmente 30 micras) rebanada de la roca, que puede ser examinada bajo un petrológico / microscopio petrográfico (Fig. 2.12). El examen de sección delgada es una técnica estándar para el análisis de casi todos los tipos de rocas, ígneas y metamórficas así como sedimentaria, y los procedimientos que forman parte de la formación de la mayoría de los geólogos.

El microscopio petrográficoUna sección delgada de una roca se cementan sobre un vaso portaobjetos del

microscopio y es una práctica normal para cementar una hoja de cristal de la cubierta fina sobre la parte superior de la roca a cortar formar un sandwich, pero hay circunstancias en las que la sección delgada se deja sin cubrir (3.1.2). La diapositiva es colocada sobre la platina del microscopio donde un haz de blancoluz se proyecta a través de la corredera y hacia arriba a través del lente al ocular: esta microscopía de luz transmitida es la técnica normal para el examen derocas, las principales excepciones son los minerales de mena, que se examinó el uso de luz reflejada (esto es debido a las propiedades ópticas de los minerales que se trate; véase a continuación). La mayoría de los minerales son translúcidas cuando se cortan en rodajas a 30 micras de espesor, lo que sea su color o aparición en la muestra: se trata de cierta particularidad de los minerales de silicato y carbonato, cuáles son los grupos de interés primordial para el geólogo sedimentario. Por consiguiente, es posible visualizar las propiedades ópticas de los minerales, la forma en que aparecen e interactúan con la luz que pasa a través deellos, utilizando un microscopio petrográfico.Por debajo de la platina del microscopio el haz de luz pasa a través de un filtro de polarización, que sólo permite las ondas de luz que vibran en un plano para pasara través de él y por lo tanto a través de la delgada sección.Hacia el fondo del tubo ocular hay un segundo filtro polarizante que es retráctil. Esta polarización filtro se monta perpendicular a la etapa de abajo, de tal manera que sólo permite a través de la luz, las ondas que vibran en ángulo de noventa grados a la más baja. Si este segundo filtro, conocido como el análisis filtro, se inserta a través de las lentes cuando no hay cortes finos, o simplemente vidrio plano, en el escenario, a continuación, |toda la luz de la viga se recorta y seaparece en negro. El mismo efecto se puede lograr con las gafas de sol Polaroid: dar prioridad a dos lentes Polaroid en noventa grados entre sí debe resultar en el bloqueo de toda la luz.Otras características estándar de un microscopio petrográfico son un conjunto de lentes en el extremo del tubo ocular que permiten diferentes aumentos de visualización para ser alcanzado. El aumento total será un múltiplo deuna de estas lentes y el aumento del ocular.La misma tiene un ocular muy fino alambre transversal montado en él, porque éste actúa como un marco de referencia que se utilizará cuando la orientación de la etapa de sección delgada se cambia por rotación. El mismo escenario está graduado en grados alrededor del borde para que la cantidad de rotación puedamedirse. Una característica opcional dentro del ocular es un retículo, una escala que permite realizar mediciones de características de la delgada sección a hacerse si el aumento es conocido.Existen herramientas para el análisis por lo general más ópticas en el microscopio, tales como lentes adicionales que pueden ser insertado arriba y abajo del escenario, y que las placas pueden ser introducidas en el tubo del ocular. Estos se utilizan para avanzadas técnicas petrográficas que son empleadas para hacer análisis más detallados de los minerales.Sin embargo, en un nivel introductorio de petrografía sedimentaria, tales técnicas se utilizan raramente, y el análisis puede llevarse a cabo utilizando solamente una gama limitada de las propiedades ópticas de minerales, que se describen en las siguientes secciones.

2.3.5 Análisis de la delgada sección de areniscas El uso de las siguientes técnicas permitirá la identificación de los minerales más frecuentemente encontrados en las rocas sedimentarias. Sólo una introducción muy básica

a los principios y la aplicación de análisis de secciones delgadas que se proporciona aquí. Para más detallado y avanzado análisis petrográfico, se debe hacer referencia a un libro apropiado en la mineralogía óptica (por ejemplo, Gribble Y Hall 1999; Nesse 2004), que se debe utilizar junto con los libros de referencia adecuados en petrografía sedimentaria, estas guías sobre todo de color como Adams et al. (1984).

Forma de granoUna forma distintiva puede ser una característica de un mineral, por ejemplo miembros de la familia de mica, que suelen aparecer a largo y delgado si han sido corte perpendicular a su forma laminar. Los minerales se pueden también se alargan, en forma de aguja o de Equant, pero en todos los casos se debe recordar que la forma depende del ángulo del corte a través del grano. El grano forma también proporciona información acerca de la historia del sedimento (2.5.4) por lo que es importante distinguir entre los granos que muestran caras de los cristales y las que muestran evidencia de abrasión de los bordes.

AlivioEl alivio es una medida de qué tan fuerte de las líneas que marcan los bordes del mineral, o minerales que comprenden un grano, y cómo con claridad el grano se destacacontra el vidrio o los granos de otros alrededor de él. Es una valoración visual del índice de refracción del mineral, que es a su vez relacionada con su densidad. Un mineral talcomo cuarzo tiene un índice de refracción que es esencialmente la misma como el vidrio, por lo que un grano de cuarzo de 30 micras de espesor montado sobre un portaobjetos de microscopio sólo se acaba de ser visible (El medio de montaje - adhesivo - normalmente tiene la mismas propiedades ópticas como la lámina de vidrio): es por lo tanto que se considera que tiene "bajo relieve". En contraste, una de granos de calcita contra el vidrio se parece tener bordes muy definidos y oscuros, ya que es un mineral más denso con un índice de refracción más alto y por lo tanto tiene un "Alto relieve". Debido a que un grano sedimentario a menudo estar rodeado por un cemento (18.2.2) el contraste con el cemento es importante, y un grano de cuarzo se destaca muy claramente si está rodeado por un cemento de calcita.Algunos de los minerales pesados, como el circonio, fácilmente se caracteriza por su relieve extremadamente alto

EscisiónNo todos los minerales tienen un clivaje regular, una preferida fractura orientada y determinada por la red de estructura cristalina, por la presencia o ausencia de un clivajecuando el mineral se ve en sección delgada puede ser una característica distintiva útil. El cuarzo, por ejemplo, carece de un clivaje, pero feldespatos, que de otro modotienen muchas propiedades ópticas que son similares a las del cuarzo, comúnmente muestran claras líneas paralelas del clivaje. Sin embargo, la orientación del mineralen la delgada sección tendrá un efecto importante porque si el corte es paralelo a los planos de exfoliación que aparecerá como si el mineral no tiene una hendidura.El ángulo entre los pares de planos de exfoliación puede ser importantes rasgos distintivos (por ejemplo, entre los minerales de la familia de piroxeno y el anfíbol del grupo de minerales). El clivaje se suele verse mejor bajo la luz polarizada en un plano y, a menudo se vuelve más clara si la intensidad de la luz que brilla a través se reduce.

El color y la opacidadEsta propiedad se evaluó a través de la luz polarizada plana (Es decir, sin el filtro de análisis de insertada). Algunos minerales son del todo claras, mientras que otros parecen ligeramente nublado, pero todavía son esencialmente incoloro: minerales que en muestra de campo no relucen los distintos colores, necesariamente no muestran los colores de cortes finos (por ejemplo, violeta cuarzo o el feldespato de color rosa). Colores tenues tintes o tal vez tonos mucho más fuertes, los tonos más comunes son los de verde y marrón (algunos anfíboles y micas), con amarillos y azules más

raras. (Una nota de precaución: si una roca es bastante mal litificada, parte del proceso de fabricación de la sección delgada es inyectar una resina en el poro espacios entre los granos para su consolidación; esta resina es azul brillante comúnmente teñido de modo que puede ser fácilmente distinguirse de los componentes originales de la roca - ¡no es un mineral azul!)Algunos granos pueden aparecer de color negro o marrón muy oscuro.Los granos negros son minerales opacos que no permiten que ninguna luz pase a través de ellos, incluso cuando se corta con un rebanada fina. Los óxidos y sulfuros son los más comunes minerales opacos en las rocas sedimentarias, en particularóxidos de hierro (como hematita) y sulfuro de hierro (Pirita), aunque otros pueden ocurrir. Granos negros que tiene un borde marrón, o los granos que son oscurasmarrón largo, es probable que sean fragmentos de material orgánico.

PleocroísmoUn grano de hornblenda, un miembro relativamente común de las anfibolitas, puede aparecer de color verde o marrón cuando se observa bajo la luz polarizada plana, pero lo que es característico es que cambia de un color a otro cuando el grano se mueve girando la platina del microscopio. Este fenómeno se conoce como pleocroísmo, y también se observa en mica biotita y un número de otros minerales. Es causada por variacionesen el grado de absorción de longitudes de onda diferentes de luz cuando la red cristalina es diferente a las orientaciones.

Colores de birrefringenciaCuando analizamos el objetivo la lente se inserta a través del tubo ocular, la aparición de minerales, en los cambios de secciones delgadas de manera espectacular. Los granos quehabía aparecido incoloro en luz polarizada plana adquirir una gama de colores, negro, blanco o tonos de gris, y esto es una consecuencia de la forma en que la luz polarizada ha interactuado con los minerales.Los minerales no opacos se pueden dividir en dos grupos: minerales isótropos que tienen estructuras cristalinas que no tiene ningún efecto sobre el sendero de la luz que pasa aa través de ellos, independientemente de la orientación en que están (Halita es un ejemplo de un mineral isotrópico); cuando la luz pasa a través de un cristal de un mineral anisotrópico, el camino de la luz se modifica, y el grado en que se ve afectado depende de la orientación del cristal. Cuando un cristal de un mineral isotrpico es visto tanto con la polarización y filtros de análisis de insertado (en la sección dedicada polares), que aparece en negro. Sin embargo, un mineral anisótropo distorsionar a voluntad la luz que pasa a través de ella, y algunos la luz pasa a través del analizador. El mineral a continuación, parecen tener un color, un color birrefringencia, que varían en el tono y la intensidad segúnen el tipo de mineral y la orientación del grano particular (y, de hecho, el espesor de larebanada delgada, pero las secciones normalmente se cortan a 30 micras, por lo que no suele ser un examen).Para cualquier tipo de mineral dado que habrá un "máximo" color de birrefringencia en un espectro de colores y matices que puede ser ilustrada en un gráfico de birrefringencia. En un sentido general, los minerales puede ser descrito como tener uno de los siguientes: "bajo" los colores de birrefringencia, que son grises (cuarzo y feldespato, son ejemplos), de primer orden de los colores (visto en las micas), que son colores muy intensos del arco iris, y el "orden de alto ' colores, que son rosas pálidos y verdes (común en minerales de carbonato). Los libros de Petrología de referencia (por ejemplo, Gribble y Hall 1999; Nesse 2004) incluyen gráficos que muestran minerales de colores comunes de birrefringencia.

Ángulo de extinciónCuando la etapa se hace girar, el color de birrefringencia de un grano de un mineral anisótropo variará como la orientación de los cristales se hace girar con respecto a la luz polarizada plana. El grano pasará a través de un 'Máximo' de color (aunque esto puede no ser el color máximo para este mineral, ya que esto dependerá en la orientación

tridimensional del grano) y pasará a través de un punto en la rotación cuando elgrano es oscuro: esto ocurre cuando la red cristalina está en una orientación cuando no influye en la trayectoria de la luz polarizada. Con algunos minerales del grano va negro - va a la extinción - cuando el grano es orientado con el plano de la luz polarizada paralelaa una cara del cristal: esto se conoce como extinción paralela.Cuando se ve a través del ocular del microscopio el grano se vaya a la extinción cuando la cara del cristal es paralela a la vertical transversal del alambre.Muchos tipos de minerales en el plano de la luz polarizada: esto puede ser medidohaciendo girar un grano que tiene una cara paralela a cristal la transversal vertical de alambre hasta que entra en la extinción y medir el ángulo contra un punto de referencia en el borde del escenario circular. Los diferentes tipos de feldespato se pueden distinguir sobre la base de su ángulo de extinción ángulo.

Hermanamiento de los cristalesCiertos minerales normalmente muestran un fenómeno conocido como el hermanamiento, cuando dos cristales se han formado adyacentes entre sí, pero con orientaciones opuestasde la red cristalina (es decir, imágenes en el espejo). Los cristales hermanados pueden ser difíciles de reconocer bajo la luz de un plano polarizado, pero cuando se observa bajo LPAlos dos cristales se van a la extinción en el 1808 a cada uno otro. Gemelos múltiples también pueden producirse, y de hecho son una característica de los feldespatos plagioclasa, y éstos son visto como teniendo una apariencia de rayas distintivo bajocruzó polares.

2.3.6 Los minerales más comunes de las rocas sedimentarias Casi cualquier mineral que es estable bajo condiciones superficiales podría ocurrir como un grano detrítico en una roca sedimentaria. En la práctica, sin embargo, relativamente un pequeño número de minerales constituyen la gran mayoría de los granos en las areniscas. Los más comunes brevemente se describen aquí, y se resumen sus propiedades ópticasen la figura. 2,13.

CuarzoLa mayoría de las areniscas y limolitas contienen los granos de cuarzo, que es químicamente más simple de los minerales de silicatos, un óxido de silicio. En los granos de secciones delgadas suelen ser claro, bajo relieve y no muestran ninguna escisión, los colores de birrefringencia son de color gris. Los granos de cuarzo son de un origen metamórfico (y ocasionalmente algunas fuentes ígneas) puede mostrar una característica extinción ondulante, es decir, como el grano se hace girar, las diferentes partes van a la extinción en diferentes ángulos, pero no hay una frontera clara entre estas áreas. Este fenómeno, conocido como tensa cuarzo, se atribuye a la deformación del cristal celosía, que ofrece el grano irregular con propiedades ópticasy su presencia se puede utilizar como un indicador deprocedencia (5.4.1).

FeldespatosLos feldespatos son minerales de silicato que son los componentes principales de las rocas metamórficas e ígneas muchas más: también son relativamente comunes en las areniscas, especialmente los compuestos de detritus erosionado directamente a partir de una roca de fondo tal como un granito. Los cristales de feldespato están moderadamente alargados, transparentes o a veces ligeramente nublados y puede mostrar un escote bien desarrollado. El alivio es variable según la composición química, pero escolores generalmente bajos, y la birrefringencia son débiles, tonos de gris. Los feldespatos se dividen en dos grupos principales, feldespatos potásicos y los feldespatos plagioclasa.Los feldespatos potásicos como la ortoclasa son los más comunes, como los granos en las rocas sedimentarias. Puede ser difícil distinguir ortoclasa de cuarzo en un primer momentoechar un vistazo, porque los dos minerales tienen un relieve similar y los colores de baja

birrefringencia, pero el espectáculo del feldespato es una división en algunas orientaciones, el hermanamiento puede ser visto en los contrainterrogatorios polares, y es a menudo ligeramente nublado con la luz polarizada plana. La nubosidad se debe a la alteración química del feldespato, algo que no se ve en el cuarzo. Otro mineral de este grupo es la microclina, que es notable porque, bajo un plano de luz polarizada, muestra un muy distintivo patrón cruzado de rayas finas, blanco y negro perpendiculares entreotra: aunque menos común que la ortoclasa, es muy fácil de reconocer en cortes finos.Feldespatos plagioclasas son una familia de minerales que tienen proporciones variables de sodio y calcio en su composición: albita es la forma de sodio-rico, y anortita es la rica en calcio, con varios entre otros. El rasgo distintivo más característico es la ocurrencia de gemelos múltiples, que dan los granos uno a rayas muy marcadas en blanco y negroapariencia bajo LPA. El ángulo de extinción varía con la composición, y se utiliza como unamanera de distinguir diferentes minerales en el grupo de las plagioclasas (Gribble y Hall 1999; Nesse 2004).

MicasHay muchas variedades de micas, pero dos de las formas variadas, son las más frecuentes son la mica blanca, muscovita, y la mica marrón, biotita. Las micas sonfilosilicatos, es decir, que tienen una estructura cristalina de láminas delgadas, y tienen una estructura laminar muy bien desarrollada, división la cual hace que los cristales se rompan en granos muy finos. Si los granos laminares son paralelas al plano de la sección delgada, aparecerán hexagonal, pero es mucho más común encontrar los granos que tienen cortada oblicua y por lo tanto muestran la escisión muy claramente en cortes finos. Los granos también parece alargada y puede ser doblado: las escamas de mica sonmuy delicadas y se puede conseguir apretado entre más granos cuando una piedra arenisca se ah compactado (18.3.1). La biotita es generalmente muy distintivo debido a su forma, escote, de color marrón y pleocroismo (que no siempre puede estar presente). Tiene brillante, de primer orden birrefringencia colores, pero éstos a menudo enmascarados por el color marrón de minerales: el ángulo de extinción es 08 a 38. Los colores fuertes y brillantes de la birrefringencia escamas de muscovita son muy llamativos en la sección dedicada polares, que junto con la forma alargada y escisión hacen de este un mineral distintivo.

Otros minerales de silicatoEn comparación con las rocas ígneas, las rocas sedimentariascontienen una gama mucho más pequeño de los minerales de silicato como componentes comunes. Considerando que los minerales que pertenece a grupos del anfíbol, piroxeno y olivino son minerales esenciales en las rocas ígneas de intermedia a la composición máfica (es decir, que contienen moderadas proporciones relativamente bajos de SiO2), estos minerales son poco frecuentes en los sedimentos. La hornblenda, un anfíbol, es encontrado con mayor frecuencia, pero normalmente es considerado como un "mineral pesado '(ver abajo), al igual que los minerales del grupo de piroxeno. El olivino, por lo común en los gabros y basaltos, es muy raro como un grano de detritos en una arenisca. Esto es debido a la susceptibilidad de estos minerales de silicato a la descomposición química en la superficie de la Tierra, y que por lo general nosobreviven durante el tiempo suficiente para ser incorporado en los sedimentos.

GlauconitaEste mineral verde característico es inusual, ya que, a diferencia de otros silicatos, que no se origina en las fuentes ígneas o metamórficas. Se forma en los sedimentos en el fondo del mar y se pueden acumular en forma significativa en proporciones de algunos depósitos marinos poco profundos (11.5.1). En el plano de polarización de luz la glauconita tienen granos con un color distintivo, fuerte verde que es fragmentario y desigual sobre el área del grano: estas manchas de color se debe a que el mineral normalmente se produce en una forma amorfa, y otras propiedades de cristal rara vez se ven.

Minerales de carbonatoLos minerales más comunes en este grupo son los carbonatos de calcio, calcita y aragonito, mientras que la dolomita (Un carbonato de magnesio y calcio) y siderita (Carbonato de hierro) también se encuentran frecuentemente enlas rocas sedimentarias. Los minerales de carbonato de calcio son muy comunes en las rocas sedimentarias, siendo los principales componentes de la caliza. La calcita y aragonito son indistinguibles en el corte fino: al igual que todos los sedimentos de carbonatos, estos minerales tienen un alto relieve y cristales muestran dos planos de corte claras presentes en 758 el uno al otro. La birrefringencia de colores son de alto orden pálido, verdes y rosas. La forma de calcita en una roca sedimentaria varía considerablemente, ya que gran parte de ella tiene un origen biogénico: el reconocimiento de carbonato componentes en cortes finos se considera en la sección 3.1.2.La mayoría de dolomitas es un producto diagenética (18.4.2), el resultado de la alteración de la caliza que fue originalmente compuesto por minerales de carbonato de calcio. Sus cristales individuales se pueden ver que tienen una distintiva forma de rombos euhedrales, y planos de clivaje paralelos a las caras del cristal puede ser evidente. La morfología euhedral puede ser una buena pista, pero la identificación de la dolomita no se puede confirmar sin pruebas químicas sobre el material (3.1.2). La siderita es muy difícil de distinguir de la calcita porque la mayor parte de sus propiedades ópticas son idénticas. La mejor idea es a menudo un ligero tinte amarillo o marrón al grano, que es un resultado de la alteración de algunos de los óxidos de hierro e hidróxidos.

Los óxidos y sulfurosLa gran mayoría de óxido natural y minerales de sulfuro son opacos, y simplemente aparecen como granos negros bajo la luz polarizada plana. El óxido de hierro, la hematitaes particularmente común, que se producen en forma de partículas que varian hasta un polvo fino en los bordes de los granos y dispersa en la matriz. Los bordes de los granos de la hematita a menudo se verán de color rojo pardo. La magnetita, también un óxido de hierro, se produce como un componente menor de muchos de las rocas ígneas y es muy peculiar ya que se produce en forma de cristales euhedrales y bipiramidales, que aparecen como cuatro u ocho caras, los granos negros de Equant en cortes finos.Los hidróxidos de hierro, limonita y la goethita, que son de color amarillento café, parecen tener color marrón en los bordes de sección delgada.La pirita es un sulfuro de hierro que puede cristalizar dentro de los sedimentos. Aunque un color oro metálico como un cristal formado completamente, las partículas finas de pirita aparecen negro, y en cortes finos de este mineral aparece a menudo como manchas negras, con los cristales más grandes que muestran el forma de cristales cúbicos del mineral. A nivel local, otros sulfuros y óxidos pueden estar presentes, por ejemplo elmineral de estaño, casiterita, que se produce como un mineral colocador (Minerales que se concentran en la parte inferior de un flujo debido a su mayor densidad).

Los minerales pesadosUna sección delgada de una arenisca es poco probable que contengan muchos granos de minerales pesados. El circón es el más frecuentemente encontrado miembro de este grupo: es un mineral muy resistente que puede sobrevivir a la intemperie y largas distancias de transporte. Los granos son Equant para alargar, sin color y fácil de reconocerpor su relieve muy alto: los bordes de un grano de circón aparecerá como líneas negras gruesas. Otros relativamente minerales comunes pesados son rutilo, apatita, turmalinay esfena.

2.3.7 Granos Líticos No todos los granos en una arenisca son minerales individuales: la ruptura de roca por la erosión conduce a la formación de arena de tamaño fragmentos de la roca original que se puede incorporar en un sedimento. La roca madre tiene que estar compuesto de cristaleso las partículas que son más pequeños que la arena de granito de tamaño: consiste en

cristales que son arena de tamaño o más grande, y por lo que no puede ocurrir como clastos líticos en las arenas, pero su grano fino equivalente, riolita, puede producirse en forma de partícula.Fragmentos líticos de grano fino en las rocas metamórficas-sedimentarias también pueden ser comunes.

Chert y calcedoniaBajo la luz polarizada plana, sílex (3,3) se ve muy tanto como el cuarzo, ya que también está compuesto de sílice.La diferencia es que la sílice en cuarzo está en un amorfo o microcristalina forma: en la sección dedicada polares que por lo tanto, a menudo parece ser de color negro muy manchado, blanco y gris, con "cristales individuales de los demasiado pequeños paraser resuelto con un microscopio petrográfico normal.Calcedonia es también una forma de sílice que puede ser fácilmente identificado en sección delgada porque tiene una estructura radial cuando se observa bajo la cruz-polares, bien negro y líneas blancas irradian desde el centro, cada vez más claro y más oscuro que el grano se hace girar.

El material orgánicoMaterial carbonoso, los restos de plantas, es de color marrón, variando desde el negro y opaco a translúcidas de color pardo rojizo en cortes finos. Los granos más pálidos pueden parecerse a un mineral, sino que son siempre de color negro en el contrainterrogatorio polares. La forma y tamaño es extremadamente variable y el material puede aparecer algún fibroso. El carbón es una roca sedimentaria compuesta en gran parte de material orgánico: el estudio de cortes finos de carbón es un tema especializado que puede dar información acerca de la vegetación que se forma a partir de su historia y enterramiento.

Fragmentos de rocas sedimentariasClastos de arcilitas, limolitas o piedra caliza pueden estar presentes en una piedra arenisca, y una primera etapa de reconocimiento de ellos es que aparecen comúnmente en lugar "sucio" bajo la luz polarizada plana. Las partículas muy finas de óxido de hierro y arcilla en un fragmento lítico lo hará aparecer de color marrón en sección delgada, y si el grano se hecho enteramente de arcilla puede ser de color marrón oscuro. La limolita es más comúnmente compuesto de granos de cuarzo, que seran evidente como manchas negras y blancas bajo cruzados polares: granos individuales de sedimento se pueden identificar si una de alta energía de la ampliación se utiliza para revelar los bordesde los clastos de tamaño de limo.

Fragmentos de rocas ígneasLos fragmentos de grano fino rocas ígneas puede ocurrir como los granos en una arenisca, especialmente en las áreas de depósito cerca de la actividad volcánica. Los granos oscuros en las muestras puede ser revelada por el microscopio para contener listones de diminutos cristales de feldespato pálidos en una masa basal fina oscura que aparece en la sección dedicada polares y pueden ser recononocidos como piezas de basalto. Climas de basalto con facilidad, rompiendo a las arcillas y óxidos de hierro, y estas partículas dará un borde color marrón, de los granos que se han expuesto durante cualquier periodo de tiempo. Con más tiempo a la intemperie, las rocas ígneas de grano fino se descomponen en arcillas (2,4) y clastos de color marrón, oscuro y salpicado de inflexión en LPA.

Fragmentos de rocas metamórficasLas pizarras y esquistos de grano fino se pueden incorporar en areniscas si un terreno metamórfico se erosiona.Estas rocas tienen una tela fuerte, y se rompen en fragmentos en forma de placas que pueden ser reconocidos por su forma como granos. Esta tela también da una alineación pronunciada a los cristales finos que componen el grano, y esto puede ser visto tanto en el

plano de luz polarizada y en LPA. Las micas son minerales metamórficos (por ejemplo, en esquistos), por lo alargado, birrefringencia brillantemanchas de color dentro de la clastos se puede ver.

2.3.8 Matriz y el cementoEl material entre los clastos será uno de, o una mezcla de, matriz y cemento. Una matriz de una piedra arenisca será limo y / o sedimento de arcilla de tamaño. Puede serdifícil determinar la mineralogía de limo, debido a su pequeño tamaño, pero son comúnmente granos de cuarzo que aparecerán en negro o manchas blancas en LPA. Pequeños copos de mica o de otros minerales filosilicatos también puede ser presentes en esta fracción de tamaño, y su birrefringencia brillante los colores pueden ser reconocible a pesar de la pequeña tamaño de los listones. La arcilla granos de tamaño son demasiado pequeñas para ser identificadas individualmente con un microscopio óptico.En los parches de la luz polarizada plana de minerales de arcilla forman una matriz generalmente aparecen como masas amorfas de color marrón. En virtud de la LPA arcillas color oscuro, pero a menudo el área de material de arcilla parece muy finamente moteado como la luz pasa a través de los granos individuales. El análisis del contenido de arcilla de un matriz requiere otras técnicas tales como el análisis de difracción de rayos X (2.4.4).Un cemento se precipita fuera de fluidos como parte del post-deposicional la historia de los sedimentos. Normalmente suelen ser material cristalino que llena, o llena parcialmente,los espacios entre los granos. La formación de cementos y sus variedades se consideran en la sección 18.3.1.

2.3.9 Práctica   de secciones delgadas   de microscopía Antes de poner una diapositiva de secciones delgadas en un microscopio, con capacidad para la luz y buscar las características tal como la evidencia de laminación, generalmente se observa como bandas de claro o más oscuro, o más grande y más pequeñogranos. La roca podría no ser uniforme en otras maneras, con una distribución irregular de tamaños de grano y tipos. Tales características se observó y se comparó con la muestra de la sección delgada-se ha reducido a partir.Siempre es mejor empezar a mirar en la diapositiva con bajo aumento y bajo la luz polarizada en un plano.Fragmentos líticos y granos minerales a menudo puede ser mejor distinguirse unos de otros en este punto, y ciertos minerales de colores distintivos, como la biotita glauconita y reconocido. Granos individuales pueden ser seleccionados para la investigación, y su mineral o composición litológica se determinó utilizando las técnicasse ha descrito anteriormente. Una vez que algunos tipos de diferentes granos se han identificado por lo general es posible explorar el resto de la diapositiva para ver si otros clastos son más del mismo o son diferentes. Para cada tipo de clastos delA continuación se registran los siguientes:- Propiedades ópticas (forma, el relieve, la escisión, el color, pleocroísmo, los colores de

birrefringencia, ángulo de extinción, hermanamiento)- Nombre del mineral - Tamaño del intervalo y el tamaño promedio- Distribución (incluso, se concentró, asociado con otro tipo clasto)- Estimación de porcentaje en la sección delgada-(ya sea como una parte de

los clastos tipos actuales, o un porcentaje de toda la roca, incluyendo el cemento y la matriz).

La naturaleza y proporción de la matriz debe ser también determinada, y también el carácter y la proporción de cualquier cemento que está presente. Las proporciones de los diferentes clastos tipos y del cemento / matriz entonces necesita se estima que añadir hasta 100% y con esta información, la roca entonces puede ser nombrada utilizando unesquema de clasificación apropiada (por ejemplo, el Pettijohn clasificación, fig. 2.11).

Punto de cuentaPara realizar un análisis cuantitativo de los componentes de una roca sedimentaria de algún tipo de determinación sistemática de las proporciones de los tipos diferentes clastos,matriz y el cemento se requiere. La técnica más común es para fijar un punto de mecanismo de conteo a la platina del microscopio: este es un dispositivo que sostiene la corredera de sección delgada y desplaza la posición del deslice hacia el lado en una serie de pequeños incrementos. Es unida a un contador mecánico o de un ordenador de tal manera que cada vez que un botón o tecla que se pulsa, la corredera se mueve lateralmente. El operador determina el clasto tipo debajo de los alambres transversales en cada paso pulsando diferentes botones o teclas. Una serie de transectos a través de la corredera se hace hasta un número suficiente de puntos se han contado - típicamente no inferior a 300. El número de recuentos de cada tipo de grano, la matriz y / o el cemento se convierte entonces en un porcentaje.El tamaño del paso, el aumento utilizado y el número de categorías de clasto será determinado por el operador desde el principio, en función del tamaño de grano área de distribución y clastos tipos reconocidos en un examen preliminar de la sección delgada.

2.4 Arcilla, limo y LutitasTerrígenos de grano fino rocas sedimentarias clásticas tienden a recibir menos atención que cualquier otro grupo de los depósitos a pesar del hecho de que son los más volumétricamente común de todos los tipos de rocas sedimentarias (2,1). El granotamaño es generalmente demasiado pequeño para las técnicas ópticas de mineral determinación y hasta electrónica de barrido microscopios de rayos X y técnicas de análisis de difracción (2.4.4) se han desarrollado poco se sabe acerca de laconstituyentes de estos sedimentos. En las lutitas a menudo no muestran la clara sedimentación o biogénesis de sus estructuras que se ve en las rocas clásticas más gruesas y en la caliza.La exposición es a menudo deficientes, ya que por lo general no forman abruptos acantilados y la vegetación los suelos de apoyo que cubre el afloramiento. Este grupo de sedimentos por lo tanto tiende a ser pasado por alto pero, como se verá en secciones posteriores sobre ambientes de depósito y la estratigrafía, que puede proporcionar la mayor cantidad de información como cualquier otro tipo de roca sedimentaria.

2.4.1 Las definiciones de los términos en las lutitasEl limo se define como el tamaño de grano del material entre 4 y 62 micras de diámetro (Fig. 2.2). Este tamaño gama se divide en grueso, medio, fino y muy fino. Los granos más gruesos de sedimentos son sólo visibles para los a simple vista o con una lupa de mano. Limo fino es más fácil distinguir de arcilla por el tacto, como se sentirá 'Valiente' si una pequeña cantidad se muele entre los dientes, mientras que la arcilla se siente suave. La arcilla es un término textural para definir el mejor grado de partículas sedimentarias clásticas, aquellos de menos de 4 micras de diámetro. Individuallas partículas no son discernibles a simple vista y puede acaba de ser resuelto con un microscopio óptico de alta.Los minerales de arcilla son un grupo de filosilicatos minerales que son los principales constituyentes de arcilla del tamaño de partículas.Cuando las partículas de arcilla y de tamaño limo-se mezclan en proporciones desconocidas como los principales componentes en sedimentos no consolidados que podríamos llamar este material lodo. El término general Lutitas se puede aplicar acualquier sedimento endurecido compuesto de limo y / o arcilla.Si se puede determinar que la mayoría de las partículas (más dos tercios) son arcilla de tamaño de la roca entonces puede ser llamado un arcilloso y si el limo es el tamaño dominante de una roca sedimentaria; las mezclas de más de un tercio de cada componente se conocen como lodolita (Folk 1974; Blatt et al. 1980). La pizarra es un término se aplica a veces a cualquier Lutita (por ejemplo, ingenieros de perforación), pero lo mejor es usar este término sólo para rocas que muestran una fisibilidad, que es una

fuerte tendencia a romperse en un dirección paralela a la ropa de cama. (Tenga en cuenta la distinción entre la pizarra y pizarra: este último es un término usado para grano fino, rocas metamórficas que se rompen a lo largo de un o más planos de corte.)

2.4.2 El limo y limolitaLos parámetros de la mineralogía y la textura de los sedimentos son más difícil de determinar que para la arenisca debido al tamaño de partícula pequeño. Sólo sedimentos de granos gruesos pueden ser fácilmente analizados utilizando técnicas de microscopio óptico. Minerales resistentes son más comunes en este tamaño porque otros minerales a menudo han sido descomponiendose químicamente antes de que estén físicamentedesglosadas para este tamaño. El cuarzo es el mineral más común que se ve en los depósitos de limo. Otros minerales que se producen en este grado de sedimento son los feldespatos, moscovita, calcita y óxidos de hierro entre los muchos componentes de menor importancia. Tamaño limo-fragmentos líticos son sólo abundante en la "harina de roca 'formado por la erosión glaciar (7.3.4).En sedimentos corrientes acuosas se mantiene en suspensión hasta queel flujo es muy lento y deposición tanto, es característica de los flujos de baja velocidad o agua estancada con poca acción de las olas (4,4). El tamaño de las partículas de limo-puede permanecer en suspensión en el aire como polvo durante largos períodos y puedellevarse a alta en la atmósfera. Fuerte y persistente los vientos pueden llevar a miles de tamaño limo-polvo de kilómetros y lo depositan en forma de hojas como lateralmente extensos (Pye 1987); por el viento de sedimentos que forman los depósitos de loessparece haber sido importante durante los períodos glaciales (7,6 y 7,7).

2.4.3  M inerales de arcilla Los minerales de arcilla comúnmente se forman como productos de degradación de feldespatos y otros minerales de silicato. Son filosilicatos con una estructura cristalina de capas similar a que el de micas y composicionalmente son aluminosilicatos.Las capas de los cristales se componen de sílice con los iones de aluminio y magnesio, con átomos de oxígeno que une las hojas (fig. 2,14). Ocurren dos patrones de estratificación,  una con dos capas, el grupo kandite, y el otro con tres capas, el grupo de la esmectita.De los muchos minerales de arcilla que se producen en diferentes rocas sedimentarias los cuatro más comunes (Tucker 1991) se consideran aquí (fig. 2,14).La caolinita es el miembro más común  del grupo kandite y se forma generalmente en perfiles de suelo en ambientes cálidos y húmedos, donde las aguas ácidas intensamente filtran las litologías del lecho de roca como el granito.Minerales de arcilla del grupo esmectita incluyen arcillas expansibles o inflamación tales como montmorillonita, los que puede absorber el agua dentro de su estructura.La montmorillonita es un producto de más moderada, las condiciones de temperatura en los suelos con neutro a alcalino pH. También se forma bajo condiciones alcalinas en las zonas de climas áridos. Otro mineral de arcilla de tres capas es illita, que está relacionada con el grupo de mica y es el más mineral de la arcilla común en los sedimentos, formando en el suelo en el las zonas templadas donde la lixiviación es limitado. El clorito es una de las tres capas de arcilla mineral que se forma más comúnmenteen suelos con bajo lixiviación moderada bastante ácido en condiciones del agua subterránea y en los suelos en climas áridos.Le montmorillonita, la illita y la clorita, todas las formas como producto de la meteorización de las rocas volcánicas, en particular vidrio volcánico.

2.4.4 Análisis petrográfico de los minerales de arcillaIdentificación e interpretación de los minerales de arcilla requiere en un enfoque de la tecnología más alta que se necesita para el grueso de sedimentos. Hay dos técnicas principales:microscopía electrónica de barrido y difracción de rayos X patrón análisis (Tucker 1988). Una imagen de una muestra bajo un microscopio electrónico de barrido(SEM) se genera a partir de electrones secundarios producidos por un haz de electrones

fino que explora la superficie de la muestra. Las únicas características en micras de diámetro se pueden crear imágenes por esta técnica, proporcionando una resolución mucho mayor lo que es posible bajo un microscopio óptico. Por consiguiente, se utiliza para investigar la forma de los minerales de arcilla y su relación con otros granos en unaroca. La distinción entre los minerales arcillosos depositados como granos detríticos y los formados diagenéticamente (18.3.1) dentro del sedimento puede ser más fácilmente utilizando un SEM.Un difractómetro de rayos X (DRX) opera por el disparo un haz de rayos X en un polvo de un mineral o arcilla desagregada y la determinación de los ángulos en los quela radiación es difractada por la red cristalina. El patrón de intensidad difractada de rayos X en diferentes ángulos es característico de los minerales particulares y se puede utilizar para identificar el mineral (les) presente (s). El análisis difractómetro de rayos X es un relativamente rápido y fácil método de semi-cuantitativamente la determinación delcomposición mineral de los sedimentos de grano fino. Es también usado para distinguir ciertos minerales de carbonato (3.1.1) que tienen propiedades ópticas muy similares.

2.4.5 Propiedades de las partículas de arcillaLa forma de pequeño tamaño y la estructura laminar de los minerales de arcilla significa que permanecen en suspensión en el líquido bastante débil de flujos y sólo se asientan cuando el flujo es muy lento o fijo. Las partículas de arcilla, por lo tanto presente como carga suspendida en la mayoría de las corrientes de agua y aire pero sólo se depositó cuando cesa el flujo.Una vez que entran en contacto con cada otra arcilla las partículas tienden a permanecer juntos, son coherentes.Esta cohesión puede ser considerada como parte debido a una fina película de agua entre dos partículas laminares pequeñas pueden tener un efecto de tensión superficial fuerte (en gran parte de la misma manera que dos placas de vidrio se pueden mantener juntos por una fina película de agua entre ellos), pero también es una consecuencia de un efecto electrostático entre minerales de arcilla, cargo debido a los enlaces incompletos en la estructura mineral. Como resultado de estas propiedades cohesivas los minerales de arcilla en suspensión tienden a flocular y formar pequeños agregados de partículas individuales (Pejrup 2003). Estos grupos floculadas tienen una mayor velocidad de sedimentación de las partículas de arcilla individuales y se deposita fuera de la suspensión más rápidamente.La floculación se ve reforzada por las condiciones del agua salina y un cambio de estado fresco al agua salina (por ejemplo, en el la boca de un delta o un estuario: 12,3 y 13,6)resultados en la deposición de arcilla debido a la floculación. Una vez que las partículas de arcilla se depositan la cohesión les hace resistente a la recuperación de la movilidad en un flujo (4.2.4). Este permite el depósito y la conservación de sedimentos finos en las áreas que experimentan los flujos intermitentes, tales comoentornos de marea (11.2).

2.5 Texturas y Analisis de Clasticos Terrigenos en las Rocas SdimentariasLas formas de clastos, su grado de clasificación y las proporciones de clastos y la matriz son todos los aspectos de la textura del material. Un número de términos se utilizan en la descripción petrográfica de la textura de sedimentos terrígenos clásticos y rocas sedimentarias.Los clastos y la matriz. Los fragmentos que componen a las rocas sedimentarias se llaman clastos. Ellos pueden variar en tamaño de sedimento a través de arena y grava (gránulos, guijarros, guijarros y cantos rodados). Una distinción es por lo general entre los clastos y la matriz, el último de ser de grano fino material que se encuentra entre en el clastos. No hay intervalo de tamaño absoluto de la matriz: la matriz de una arenisca puede ser limo y arcilla de tamaño material, mientras que la matriz de un conglomerado puede ser arena, limo o arcilla.Clasificación. La clasificación es una descripción de la distribución que presentan los tamaños de clastos: un sedimento bien ordenados se compone de clastos que principalmente caen en

una clase en la escala Wentworth (por ejemplo, arena, medio), un depósito mal clasificado contiene una amplia gama de tamaños de clastos. La clasificación es una función del origen y la historia de transporte del detritus. Con la distancia de transporte aumenta o agitación repetida de un sedimento, los diferentes tamaños tienden a ser separadas. Una estimación visual de la clasificación puede ser hecha por comparación con una tabla (Fig. 2,15) o calculada a partir de la distribución de tamaño de grano datos (2.5.1).Los clastos redondeados. Durante el transporte de sedimentos de clastos individuales repetidamente entrar en contacto con cada uno de otros objetos y estacionaria: bordes afilados tienden a ser arrancados de primera, el suavizado de la abrasión de la superficie del clasto. Un redondeo progresivo de los bordes ocurre con agitación prolongada del sedimento y por lo tanto, la redondez es una función del transporte de la historia del material. La redondez es normalmente visualizada y estimada (fig. 2,16), pero también puede ser calculada de la forma en sección transversal de un clasto.Clastos de esfericidad. En la descripción de clastos individuales, las dimensiones se pueden considerar en términos de cercanía a una esfera (Fig. 2.16). Clastos discoidales o aciculares que tienen una esfericidad baja. Esfericidad es una característica heredada, es decir, que depende de las formas de los fragmentos que se formó durante la intemperie. Una losa en forma de clasto será más redondeada durante el transporte y se convierten en forma de disco, pero se conservan generalmente, se forma, con un eje mucho más corto que los otros dos.Tejido. Si una roca tiene una tendencia a romperse en una cierto dirección, o muestra una fuerte alineación de los clastos alargados esto se describe como el tejido de la roca.Las lutitas que se rompen de forma laminar se considera que tienen un tejido lutítico (y puede ser llamado un esquisto), y una arenisca que de igual forma se rompe en placas de poco espesor se refiere a veces como lajado. Tejidos del presente tipo son debido a la anisotropía en la disposición de partículas: una roca con un tejido isotrópico no lo haría mostrar cualquier dirección preferida de fractura debido a que consta de manera uniforme y al azar partículas orientadas.

2.5.1 Análisis granulométrico y la forma de clastos La evaluación cuantitativa de los porcentajes de los diferentes tamaños de grano en los sedimentos y rocas sedimentarias clásticas se llama análisis granulométrico. Estos datos ymediciones de la forma de clastos se puede utilizar en la descripción e interpretación de los clásticos del material sedimentario (véase Lewis & McConchie 1994). Las técnicas utilizadas dependerán del tamaño de grano del material examinado. Las gravas se evalúan normalmente por la medición directa en el campo. Un cuadrante es colocado sobre el material suelto o en una superficie del conglomerado y de cada clasto de medir en elárea del cuadrante. El tamaño de cuadrante requerido dependerá del tamaño aproximado de los clastos: unos metros cuadrados, es apropiado para el tamaño de materiales como guijarros y cantos rodados.Una muestra de arena no consolidada se recoge o un pedazo arenisca desglosados por medios mecánicos o degradación química del cemento. La arena es entoncespasada a través de una pila de tamices que tienen mallas a intervalos de media o una unidad en el 'phi' escala (2.1.2).Toda la arena que pasa a través de la micra 500 (Phi = 1) tamiz de malla, pero es retenida por el micras 250 (phi = 2) tamiz de malla tendrá el rango de tamaño de arena media. Por el pesaje del contenido de cada tamiz de la distribución en peso de fracciones de diferentes tamaños puede ser determinada.No es práctico para el material más fino que el tamiz grueso limo, por lo que las proporciones de arcilla y limo del tamaño de material de se determina por otros medios. La mayoría de las técnicas de laboratorio empleado en el análisis granulométrico del limo y el tamaño de las partículas de arcilla se basan en la velocidad de sedimentación de relaciones predichas por la Ley de Stokes (4.2.5). Una variedad de los métodos que utilizan tubos de sedimentación y pipetas han ideado (Krumbein y Pettijohn 1938; Lewis &McConchie 1994), todos ellos basados en el principio de que partículas de un tamaño de grano dado tendrá un predecible período de tiempo para resolver una cierta distancia en

un tubo lleno de agua. Las muestras son desviadas a intervalos de tiempo, se secó y se pesó para determinar las proporciones de arcilla de diferentes rangos de tamaño de limo. Estas técnicas de sedimentación no se toman plenamente en cuenta los efectos del grano de la forma o la densidad de la velocidad de sedimentación y la atención debe ser utilizado en la comparación de los resultados de estos análisis con los datos de distribución de tamaño de grano obtenido de técnicas más sofisticadas, tales como el Contador Coulter, que determina el tamaño de grano en la base de las propiedades eléctricas de los granos suspendido en un líquido, o un granulómetro láser, que los análisis del patrón de difracción de un haz de láser creado por partículas pequeñas.Los resultados de todos estos análisis de tamaño de grano se trazan en una de tres formas: un histograma de porcentajes en peso de cada una de las fracciones de tamaño, una curva de frecuencia, o una curva de frecuencia acumulada (Fig. 2.17). Nótese que en cada caso los tamaños gruesos parcela de la izquierda y el material más fino a la derecha del gráfico. Cada uno proporciona una representación gráfica de la distribución de tamaño de grano y de ellos un valor para el tamaño de grano promedio y la clasificación (desviación estándar a partir de una distribución normal) puede ser calculado. Otros valores que pueden ser calculados son la asimetría de la distribución, un indicador de si el tamaño de grano histograma es simétrico o está sesgada a un mayor porcentaje de grano grueso o material más fino, y la curtosis, un valor que indica si el histogramatiene un pico afilado o una parte superior plana (Pettijohn 1975; Lewis & McConchie 1994).La distribución de tamaño de grano se determina en cierta medida por los procesos de transporte y distribución.Sedimentos glaciales son normalmente muy mal clasificados, los sedimentos del río y la playa moderadamente clasificadas, tanto y los depósitos eólicos son típicamente bien ordenados. Las razones de estas diferencias se discuten en capítulos adelante. En la mayoría de las circunstancias de la clasificación general las características se pueden evaluar de forma cualitativa y hay muchas otras características tales como estructuras sedimentarias que permitan a los depósitos de diferentes ambientes para ser distinguidos. Un cuantitativo análisis granulométrico por lo tanto, es a menudo innecesarioy no puede proporcionar mucha más información que es evidente a partir de otras observaciones, más rápidos.Además, la determinación del medio ambiente de deposición a partir de datos granulométricos puede ser engañosa en circunstancias donde el material ha sido revisado en más sedimentos. Por ejemplo, un río material de transporte erosionado de un afloramiento de las rocas mayores, si la arenisca se formó en un ambiente eólico sedeposita el material muy bien ordenado. La distribución de tamaño de grano son características que indican una deposición por los procesos eólicos, pero la evidencia de campo más fiable reflejaría mejor el verdadero ambiente de deposición de las estructuras sedimentarias y asociaciones de facies (5.6.3).El análisis granulométrico proporciona información cuantitativa cuando una comparación del carácter es requerida de sedimentos depositados dentro de un conocido medio ambiente, tales como una playa o un río. Es por lo tanto, más comúnmente utilizado en el análisis y cuantificación de los actuales procesos de transporte y la deposición.

2.5.2 Analisis de las formas de los Clastos Se han hecho intentos para relacionar la forma a los procesos de transporte y depósito.El análisis se llevó a cabo mediante la medición del eje más largo, más corto y los ejes intermedios de un clasto y el cálculo un índice de su forma (se acerca a una esfera,un disco o una varilla: La fig. 2,8). Aunque puede haber algunas circunstancias en las que los clastos se ordenan de acuerdo a su forma, el control principal sobre la forma deuna gravilla es la forma del material erosionado del lecho de roca en el área de origen. Si una roca se rompe en cubos de transporte después de los clastos redondeados seráesférica, y si la base está finamente encajados y se rompe en las losas de los clastos resultantes serán discoidales. Ninguna cantidad de redondeo del borde de un clasto va a cambiar sus dimensiones fundamentales.

Los clastos en forma de análisis es tanto más informativo sobre el carácter de las rocas en el área de origen y proporciona poca información sobre la deposición en el medio ambiente.

2.5.3 Vencimiento de terrígenos material clástico Un sedimentos terrígenos clásticos o de rocas sedimentarias puede ser descrito como teniendo un cierto grado de madurez. Esto se refiere al grado en que el material ha cambiado en comparación con la de partida del material de la roca de fondo que se derivan.La madurez se puede medir en términos de textura y composición. Normalmente composicionalmente maduro los sedimentos de textura madura también es maduro, pero hay excepciones, por ejemplo en una playa cerca de un volcán, la isla en la que los componentes sólo mineralógicamente inestables (Roca basáltica y los minerales) están disponibles, pero la textura refleja un entorno donde no tiene circulación sido prolongado y la abrasión por el grano acción de las olas y las corrientes.

Madurez texturalLa textura de los sedimentos o rocas sedimentarias pueden ser utilizada para indicar algo acerca de la erosión, el transporte y la historia de deposición. La determinación de la madurez textural de un sedimento o roca sedimentaria se puede representar mejor mediante un diagrama de flujo (fig. 2,18).El uso de este sistema para evaluar la madurez, cualquier arenisca que se clasifica como un wacke (s. roca basáltica, piedra arenisca impura que contiene fragmentos de roca y minerales cubierta de barro o limo) se considera que es texturalmente inmaduro. Las arenitas se pueden subdividir en la base de la selección y forma de los granos. Si la clasificación es de moderado a los pobres el sedimento se considera ser sub-madura, mientras que bien ordenados o muy bien clasificado, estas arenas se consideran maduros si el individuo los granos son angulares de sub-redondeado y súper-maduro redondeado a bien redondeado. La clasificación textural de la madurez es independiente de la composición de las arenas. Una evaluación de la madurez textural de un sedimento es más útil cuando se comparan los materiales derivados de la misma fuente que se puede esperar que la madurez aumentara a medida que aumenta la cantidad de entrada de energía. Por ejemplo, la madurez aumenta a menudo aguas abajo en un río y una vez que el mismo sedimento llega a una playa de la alta energía de las olas promoverá a aumentar la madurez. Se debe tener cuidado cuando se comparan los sedimentos de diversas fuentes como se es probable que hayan comenzado con tamaño de grano diferente y distribuciones de forma y son por lo tanto, no directamente comparables. Los sedimentos también pueden ser reciclados a partir los depósitos más antiguos, resultando en un mayor grado de madurez (2.5.4).

La madurez mineralógicaMadurez composicional es una medida de la proporción de minerales resistentes o estables presentes en el sedimento.La proporción de clastos de alta resistencia, tales como fragmentos líticos de cuarzo y de una arenisca silícea, en comparación con la cantidad de menos resistentes, lábil, clastotipos actuales, tales como feldespatos, minerales mayoría de los demás tipos y clastos líticos, se considera la hora de evaluar madurez compositiva. Una arenisca es de composición madura, si la proporción de granos de cuarzo es muyalta y es una arenita de cuarzo de acuerdo con el esquema de clasificación de Pettijohn (Fig. 2.11): si la relación de fragmentos de cuarzo, feldespato y líticos significa que la composición cae en la parte inferior del triángulo son sedimentos inmaduros mineralógicamente.

2.5.4 Ciclos de sedimentación Granos minerales y clastos líticos erosionados de una roca ígnea, tales como un granito, son transportados por una variedad de procesos (capítulo 4) a un punto donde se depositan para formar una acumulación de sedimentos clásticos. El material formado de esta manera se conoce como un primer ciclo depositar porque no ha habido un ciclo de erosión, transporte y depósito. Una vez que esto ha sido sedimento litificado en roca sedimentaria, que posteriormente puede ser levantada por los procesos tectónicos y estará sujeto a la erosión, transporte y redeposición. Los materiales redepositados se considera que es un depósito de segundo ciclo como los granos individuales han pasado a través de dos ciclos de sedimentación. El sedimento clástico puede ir a través de muchos ciclos de sedimentación y cada uno tiene un tiempo de la madurez mineralógica y textural de laaumenta detritus clásticos. Los tipos clastos sólo que sobrevivir repetida, la erosión, el transporte y la redeposición son minerales resistentes como el cuarzo y fragmentos líticos de sílex. Algunos minerales pesados (por ejemplo, circón) también son extremadamente resistentes y el grado en el que los granos de circón se redondean puede ser utilizado como un índice del número de ciclos de material ha sido sometido a la sedimentación.

2.6 Sedimentos Terrigenos Clastios: Resumen Terrígenos clásticos mazos, arenas y lodos se han generalizado sedimentos modernos y se encuentran abundantemente como conglomerados, areniscas y lutitas en las sucesiones de las rocas sedimentarias. Están compuestos principalmente de los productos de la descomposición de roca de fondo y puede ser transportado por una variedad de procesos para ambientes de depósito. La textura principal y características de composición de la arena y la grava pueden determinarse fácilmente en el campo y en muestra.Para el análisis detallado de la composición y la textura de areniscas, secciones delgadas se examinan usando un microscopio petrográfico. La investigación de Lutitas depende del análisis submicroscópica y química del material. Las estructuras sedimentarias formadas en los sedimentos clásticos proporcionarán más información sobre las condicionesen las que el material fue depositado y proporcionará la clave para el análisis paleoambiental discutido en los últimos capítulos de este libro.

LECTURA ADICIONALAdams, A. Mackenzie, W. y Guilford, C. (1984) Atlas deLas rocas sedimentarias bajo el microscopio. Wiley, Chichester.Blatt, H. (1982) Petrología sedimentaria. W.H. Freeman yCo, Nueva York.Blatt, H., Middleton, G.V. Y Murray, R.C. (1980) Origen de lasRocas Sedimentarias (2 ª edición). Prentice-Hall, EnglewoodCliffs, Nueva Jersey.Chamley, H. (1989) Clay Sedimentología. Springer-Verlag, Berlín.Leeder, MR (1999) Sedimentología y cuencas sedimentarias:La turbulencia de la tectónica. Blackwell Science, Oxford.Lewis, D.G. Y McConchie, D. (1994) Sedimentología Analítica.Chapman y Hall, Nueva York, Londres.Pettijohn, F.J., Potter, educación física Y Siever, R. (1987) de arena yArenisca. Springer-Verlag, Nueva York.Tucker, ME (2001) Petrología Sedimentaria (3 ª edición).Blackwell Science, Oxford.

3 Química   biogénico , y Los sedimentos   vulcanogénicos

En las zonas donde no hay una gran cantidad de detritos clásticos otros procesos son importantes  en la acumulación de sedimentos. Las partes duras de las plantas y los animales que van desde  las algas microscópicas a la vertebración de los huesos constituyen depósitos en diferentes ambientes. De mayor importancia son los muchos organismos vivos que construyen conchas y las estructuras de  de carbonato de calcio en, y dejar atrás estas partes duras, como cuando mueren dejan sedimentos calcáreos que forman calizas. Los procesos químicos también juegan un papel en la formación de caliza, pero son más importante en la generación de evaporitas, que se precipitan fuera de las aguas concentradas en sales. Los sedimentos volcanoclásticos son en gran parte los productos de  principales procesos volcánicos de la generación de cenizas y la deposición de ellos sub-aérea o  bajo el agua. En las zonas de actividad volcánica en estos depósitos pueden hundir todos los otros sedimentos  tipos. De los diversos depósitos también considerados en este capítulo más, son principalmente  de origen biogénico (sedimentos silíceos, fosfatos y depósitos carbonosos), mientras que  los ironstones (minerales de hierro) son depósitos de productos químicos.

3.1 CalizasLas calizas son rocas conocidas y extendidas que formar los picos de las montañas en el Himalaya, forman paisajes característicos del karst y muchas gargantas espectaculares de todo el mundo. La caliza es también importante en el entorno construido, siendo la construcción el material para las estructuras que van desde las pirámides de Egipto para muchos palacios e iglesias. Además de ser una roca de buen edificio, en muchos lugares, la caliza es también importante como fuente de cal para hacer cemento, y es por tanto un componente de todo el hormigón, ladrillo y edificios de piedra y otras estructuras, como puentes y presas. Los estratos de piedra caliza son comunes a través de la mayor parte del registro estratigráfico y se incluyen algunas unidades muy características de roca, como el Cretácico Superior Chalk, una piedra caliza relativamente blanda que se encuentraen muchas partes del mundo. El origen de estas rocas se encuentran en una amplia gama de ambientes sedimentarios: algunos forma en la configuración del continente, pero la gran mayoría son el producto de procesos en ambientes marinos poco profundos, donde los organismos juegan un papel importante en la creación de los sedimentos que en última instancia, constituye la roca caliza.El carbonato de calcio (CaCO3) es el compuesto principal en calizas, que son, por definición, rocas compuesto principalmente de carbonato de calcio. Calizas, y los sedimentos que eventualmente se solidifican para formar, se conocen como nota calcárea (que, aunque que son el carbonato, no son "carbonosa": este último término se utiliza para el material que es rico en carbono, tales como el carbón). Las rocas sedimentarias también puede estar hecha de carbonatos de elementos tales como magnesio o hierro, y también hay carbonatos de decenas de elementos ocurre en la naturaleza (por ejemplo, la malaquita y azurita son carbonatos de cobre). Este grupo de sedimentos y rocas se conocen colectivamente como los carbonatos sedimentaria a geólogos, y la mayoría de las rocas sedimentarias de carbonato son en su origen. Las excepciones a esta son de mármol, que es un carbonato de rocas metamórficas en condiciones recristalizadas y carbonatita, un carbonato de infrecuente de lava rica.

3.1.1 Mineralogía de carbonatos

CalcitaEl carbonato más familiar y mineral común es la calcita (CaCO3). Como un mineral puro es incoloro o blanco, y en el campo que podría ser confundido con cuarzo, aunque hay dos pruebas muy simples que pueden ser utilizados para distinguir la calcita del cuarzo. En

primer lugar, hay una diferencia de dureza: calcita tiene una dureza de 3 en la escala de Mohs, y por lo tanto puede ser fácilmente rayada con un cortaplumas; de cuarzo (dureza 7) es más difícil que un cuchillo la cuchilla y rayar el metal. En segundo lugar, calcitareacciona con diluido (10%) de ácido clorhídrico (HCl), mientras que los minerales de silicato no lo hacen. Una pequeña botella con gotero de HCl diluido es por tanto útil como un medio para determinar si una roca es caliza, como más común (excepto los minerales de carbonato dolomita) reacciona con el ácido para producir burbujas de gas dióxido de carbono, especialmente si la superficie ha sido pulverizado por primera vez porrayar con un cuchillo. A pesar de calcita veces se produce en su forma mineral simple, más comúnmente tiene un origen biogénico, es decir, se ha formado como una partede una planta o animal. Una amplia variedad de organismos utilizan carbonato de calcio para formar estructuras óseas y conchas y una gran cantidad de sedimentos calcáreos y rocas que están formadas de material compuesto de esta manera.Los iones de magnesio puede sustituir por el calcio en el red cristalina de la calcita, y dos formas de calcita son reconocido en la naturaleza: bajo de magnesio calcita (bajo-Mgcalcita), que contiene menos de 4% de Mg, y alta en magnesio calcita (alto-Mg calcita), que contiene típicamente 11% a 19% de Mg. Las partes duras de muchos organismos marinos son de alta-Mg calcita, para equinodermos ejemplo, los percebes y los foraminíferos, entre otros (ver 3.13). El estroncio puede sustituir para el calcio en el retículo y aunque es en pequeña cantidades (menos de 1%) es importante porque isótopos de estroncio puede ser utilizado en rocas que datan (21.3.1).

AragonitaNo hay diferencia química entre calcita y aragonita, pero los dos minerales difieren en suforma mineral: calcita, mientras que tiene un cristal trigonal forma, aragonito tiene una forma cristalina ortorrómbica.La Aragonita tiene una mayor densidad de la estructura llena de celosía y es ligeramente más densa que la calcita (una gravedad específica de 2,95, en comparación con un rango de 2.72-2.94 por calcita), y es un poco más difícil (3.5-4 en la escala de Mohs). En la práctica, rara vez es posible distinguir entre los dos, pero las diferencias entre ellos tienen alguna consecuencias importantes (18.2.2). Muchos invertebrados usan aragonito para construir sus partes duras, incluida la bivalvos y corales.

DolomitaEl carbonato de calcio y magnesio (CaMg (CO3) 2) es una roca común formadora de mineral que se conoce como dolomita. Confusión, una roca formada de este mineraltambién se llama dolomita, y la dolomía término que a veces se utiliza para la litología para distinguirla de dolomita, el mineral. El mineral es similar en la apariencia de calcita y aragonito, con una similar dureza a la segunda. La única forma en que la dolomita puededistinguirse en muestra es por el uso del diluir la prueba de ácido HCl: hay una reacción por lo general poco o nada entre el frío de HCl y dolomita. A pesar de la dolomita está muy extendido, no parece ser formando grandes cantidades en la actualidad, por lo que grandes masas de dolomita roca se consideran diagenética (18.4.2).

SideritaLa siderita es carbonato de hierro (FeCO3) con la misma estructura como calcita, y es muy difícil distinguir entre el hierro y carbonatos de calcio en motivos de la mineralogía. Rara vez es pura, que a menudo contienen algo de magnesio o manganeso sustituido por el hierro en la red. La siderita forma dentro de los sedimentos como uno de los primeros minerales diagenéticos(18,2).

3.1.2 Petrografía de carbonatosTodos estos minerales de carbonato tienen propiedades ópticas similares y puede ser difícil de distinguir entre ellos en cortes finos con las habituales pruebas ópticas. Su relieve es alto, y los colores de birrefringencia son de orden superior de color verde pálido y

rosa. La escisión generalmente es muy distinto, y donde dos planos de escisión son visibles pueden ser vistos a intersectan para formar un patrón romboédrico. La dolomita se pueden identificar mediante la adición de un colorante a la superficie de corte antes de un vidrio cubreobjetos se coloca en la sección delgada: Rojo de alizarina-S no mancha la dolomita, pero los colores de los otros carbonatos rosa. Un tinte químico segundo es también utilizado: potasio reacciona con ferricianuro trazas de hierro en un carbonato para teñir de azul, y sobre esta base, es posible distinguir entre calcita ferrosa / aragonita / dolomita y no ferrosa- las formas de estos minerales. Las dos manchas pueden ser utilizados en combinación, de tal manera que ferrosa calcita / aragonito termina morado, dolomita ferrosa azul, no ferrosa calcita / dolomita de aragonito de color rosa y no ferrosa-claro.Hay una alternativa a la toma de secciones delgadas de formado principalmente por rocas de carbonatos. Es posible transferir el detalle de un corte, la superficie plana de un bloque de piedra caliza sobre una lámina de acetato de ataque químico por la superficie con ácido clorhídrico diluido, a continuación, inundando la superficie con acetona y finalmente aplicar la película de acetato. Una vez que la acetona se evaporó, el acetato es pelado y la huella de la superficie de la roca puede ser entonces examinada bajo el microscopio. Estas cáscaras de acetato son una manera rápida, fácil de ver la textura de la roca, y distinguir los tipos de clastos diferentes: la roca también se pueden teñir de la misma manera como una sección delgada.

3.1.3 Sedimentos carbonatados BiomineralizadosFormando carbonato-los organismos incluyen tanto las plantas y animales. Se pueden crear las partes duras de calcita, en cualquiera de sus formas de baja o alta de Mg, o aragonita, o, a veces una combinación de ambos minerales.Los fragmentos óseos en los sedimentos de carbonato son piezas enteras o partidas de las partes duras del cuerpo de organismos que utilizan minerales de carbonato de calcio comoparte de su estructura (figuras 3,1 y 3,2). Algunos de ellos tienen microestructuras características, que pueden ser utilizadas para identificar los organismos en secciones delgadas (Adams & Mackenzie, 1998).

Formando carbonato-animalesLos moluscos son un gran grupo de organismos que tienen un registro fósil de nuevo a la del Cámbrico y comúnmente tienen partes duras calcáreas. Los moluscos bivalvos, como los mejillones, tienen una estructura distintiva carcasa de capas que consiste en dos o tres capas de calcita, o aragonita, o ambos. De las formas modernas, algunas de esas como las ostras y vieiras son calcita, pero la mayoría del resto aragonítica son: conchas de aragonito puede haber sido el norma en toda su historia, pero no Jurásico pre- conchas de bivalvos se conservan debido a la inestabilidad del mineral en comparación con la forma más estable de carbonato de calcio, calcita. Los gasterópodos son moluscos con una larga historia similar: también tienen una calcita o aragonita estructura en capas, y se distinguen por su forma de espiral (Fig. 3.3). Los moluscos cefalópodos incluyen el moderno Nautilus y la espiral, cámaras amonitas, que eran a veces muy comunes en el Mesozoico. La mayoría de los cefalópodos tienen una cubierta de capas en su estructura, y, en común con la mayoría de otros moluscos, esta es una característica que puede ser reconocible en fragmentos de los depósitos bajo el microscopio. Existe una importanteexcepto en los belemnites, un cefalópodo que tenía un en forma de cigarro "guardián" de la calcita radial, fibrosa: se trata de se puede conservar en grandes cantidades en el Mesozoico rocas sedimentarias.Los braquiópodos son los organismos con dos conchas conchas y por lo tanto, son superficialmente similares a los bivalvos. No son comunes hoy en día, pero eran muy abundantes en el Paleozoico y el Mesozoico. Las conchas compuestos de bajo magnesio calcita, y dos capas de una estructura de los cristales fibrosos pueden ser completamenteconservados en los depósitos de braquiópodos. Los exoesqueletos de los artrópodos, como los trilobites, se componen de prismas microscópicos de calcita que se alargados

perpendiculares a los bordes de las placas. A pesar de que puede parecer muy diferente, los percebes son también artrópodos y tienen una estructura interna similar al material óseo.Otro grupo de organismos con conchas, los equinoideos (Erizos de mar), se puede reconocer fácilmente porque la construcción de sus partes duras del cuerpo fuera de todos niveles bajos de magnesio- calcita cristales. Placas individuales de equinoideos se preservan en los sedimentos de carbonato.Crinoideos (lirios de mar) pertenecen al filo mismo equinoideos (los equinodermos) y son similares en el sentido de que ellos también construyen sus partes del cuerpo fuera delcristales de calcita enteros, con los discos que componen el tallo de una acumulación de importantes que forman crinoideos en los sedimentos del Carbonífero. En la vida del individuo cristales en las partes del cuerpo de equinodermos y crinoideo están perforadas,pero los poros se llenan con crecimientos de calcita que también puede extenderse más allá de los límites originales del elemento esquelético como un sobre-crecimiento(18.2.2). Estos cristales grandes individuales que componen fragmentos de equinodermos que sean fácilmente reconocibles en la sección delgada.Los foraminíferos son pequeñas, unicelulares marinos organismos que van desde unas pocas decenas de micras en de diámetro a decenas de milímetros de ancho. Son bienflotando en la vida (planctónicos) o viven en el fondo del mar (Bentos) y tienen formas más modernas y antiguas partes externas de disco duro (pruebas) constituidos por alto o niveles bajos de magnesio- calcita. Tanto los sedimentos modernos y camas antiguas de caliza se han encontrado con enormes concentraciones de foraminíferos tales que puedanformar la mayor parte del sedimento.Algunos de los biogénicos cálcicos mayor carbonato las estructuras son construidas por los corales (Cnidaria), que puede ser en forma de colonias metros a través de muchoso como organismos solitarios. La calcita parece haber sido la forma del cristal principal en los corales del Paleozoico, con cristales de aragonita de hacer el esqueleto de los corales en los más jóvenes.Corales hermatípicos tienen una relación simbiótica con las algas que requieren claro, marino cálido y aguas poco profundas. Estos corales se forman más en acumulaciones importantes que los menos comunes, corales ahermatípicos que hacen no tiene algas y pueden existir en frío, en aguas más profundas.Otro grupo de organismos coloniales que pueden contribuir a los depósitos de carbonato son los briozoos. Estos protozoos unicelulares son considerados principalmente como incrustación organismos actuales, pero en el pasado se formaron grandes colonias. La estructura se compone de aragonito, alta magnesio calcita o una mezcla de los dos. Las esponjas (Porifera) son un nuevo grupo de sedentarios organismos que pueden formar partes duras de calcita, aunque las estructuras de sílice o de proteínas también son comunes.Estromatopóridos son esponjas calcáreas que eran comunes en el Paleozoico. Calizasestructuras asociadas con los animales son los tubos de carbonato secretada por gusanos serpúlidos. Estos son un tipo de gusano anélido que se incrusta canicas ni para laspartes duras de los organismos con los tubos sinuosos de calcita o aragonito.

Formando carbonato de plantasOrganismos de algas y microbios son un elemento importante de fuente de carbonato biogénico y contribuyen de manera importante de grano fino sedimento en ambientes de carbonato durante gran parte del registro geológico (Riding 2000). Tres tipos de algas son los productores de carbonato. Las algas rojas (Rhodophyta) son de otra manera conocido como las algas coralinas: algunas formas se encuentran incrustantes superficies tales como fragmentos de conchas y guijarros.Tienen una estructura en capas y son eficaces a sustrato blando vinculante. Las algas verdes (Chlorophyta) calcificadas tienen tallos y ramas, a menudo segmentado,que contribuyen varillas finas y granos de carbonato de calcio al sedimento cuando el organismo muere. Nanoplancton son planctónicas amarilloVerde las algas que son

colaboradores muy importantesna los sedimentos marinos en las partes de registros de la estratigrafía. Este grupo, el Chrysophyta, incluyen cocolitos, que son cuerpos esféricos unas pocas decenas de micras de diámetro formado por las placas. Cocolitos son un importante componente de la piedra caliza pelágicos, incluyendo la tiza del Cretácico.Las cianobacterias se clasificarán por separado para algas. Las algas de las alfombras formadas por estos organismos se denomina más correctamente como bacterias o microbios esteras. Además de hoja-como esteras, cilíndrico y Domal formas también son conocidos. Los filamentos y pegajosos las superficies de la Ley de las cianobacterias como trampas para grano fino carbonato y como la estructura que crecelas estructuras de las formas en capas, planos o abovedados llamados estromatolitos(Fig. 3.4), que son algunos de los primeros formas de vida en la Tierra. En contraste con estromatolitos, trombolitos son las comunidades de cianobacterias quetienen una forma irregular que en la forma de capas. Oncoids son irregulares milímetros estructuras concéntricas a centímetros a través de formado de capas unidas por las cianobacterias encuentra como clastos dentro de los sedimentos carbonatados.Otros agujero cianobacterias en la superficie de restos esquelético y alterar la estructura original de una carcasa en un de grano fino micrita (micritisation).

3.1.4 No biogénicos constituyentes de la piedra calizaUna variedad de otros tipos de grano también se producen comúnmente en sedimentos y rocas sedimentarias de carbonato (Fig. 3.5).Ooides son cuerpos esféricos de carbonato de calcio menos de 2 mm de diámetro. Tienen una estructura interna de capas concéntricas que sugiere que forma por la precipitación de carbonato de calcio alrededor la superficie de la esfera. En el centro de un ooid encuentra un núcleo que puede ser un fragmento de carbonato de otro material o un grano de arena clástica. Las acumulaciones de ooides forman cardúmenes en ambientes marinos poco profundos hoy en día y son componentes de la piedra caliza a lo largo del Fanerozoico. Una roca compuesta de carbonato de ooides se conoce comúnmente como una caliza, aunque este nombre no forma parte de la Dunham clasificación de las rocas carbonatadas (3.1.6). El origen de ooides ha sido objeto de mucho debate y el consenso actual es que se forman por precipitación química de agua agitada saturada en calciocarbonato en aguas cálidas (Tucker y Wright 1990). Lo es probable que las bacterias también juegan un papel en el proceso, especialmente en ambientes menos agitados (Folk & Lynch 2001). Concéntricamente estratificados partículas de carbonato más de 2 mm se denominan en pisoids: éstas son a menudo más irregulares en su forma pero son de otra manera similar en la forma y el origen de ooides.Algunas partículas redondas hechas de grano fino calcio de carbonato encontradas en sedimentos no muestran ninguna estructura concéntrica y al parecer no han crecidoen agua de la misma manera como un ooid o pisoid. Estos peloides son comúnmente las partículas fecales de los marinos organismos como gasterópodos y puede ser muy abundante en algunos depósitos de carbonato, la mayoría de las partículasmenos de un milímetro de ancho. En cortes finos éstos pellets son internamente homogénea, y, si la roca fueron sometidos a algún compactación temprana, pueden tenerse deforme, aplastada entre los más duros granos, lo cual es difícil de distinguir de barro suelto deposita como una matriz.Intraclastos son fragmentos de carbonato de calcio material que ha sido parcialmente litificado y luego roto y vuelto a trabajar para formar un clasto que es incorporado en el sedimento. Esto suele producirse cuando se seca de lodo de cal a cabo por exposición subaérea en un barro plano y luego se reelaborado por una corriente.Un conglomerado de copos de lodo de carbonato puede ser formado de esta manera. Otros ajustes en clastos de carbonato de calcio litificada producen están asociados con arrecifes donde se rompe el marco de los arrecifes por onda o una tormenta de acción y redepositados (15.3.2). Los granos de Carbonato que consisten en varios fragmentos cementados juntos son granos de agregado, que cuando comprenden una

colección de granos redondeados son conocidos como grapestones (mármol marron ocuro).

3.1.5 Carbonato de lodosPartículas de grano fino de carbonato de calcio menos 4 micras de diámetro (véase la arcilla: 2,4) se conocen como lodo de cal, barro o carbonato de micrita. La fuentede este material fino puede ser precipitación puramente químico de agua saturada en carbonato de calcio, de la descomposición de los fragmentos óseos, o tienen un origen de algas o bacterias. El pequeño tamaño de las partículas generalmente hace que sea muy difícil determinar la fuente. Lodo de cal se encuentra en muchos formadores de carbonato-ambientes y puede ser el principal componente de la caliza.

3.1.6 Clasificación de las calizas La Clasificación de Dunham es el más ampliamente  esquema utilizado para la descripción de la caliza en el campo, en muestra y en cortes finos. El principal  criterio utilizado en este sistema de clasificación es la textura, que se describe en términos de la proporción  del presente carbonato de barro y el marco de la  roca (fig. 3.6). La primera etapa en el uso de la Dunham  clasificación es determinar si la tela es  matriz o clasto-soportado. La matriz apoyado por la caliza  se divide en carbonato lodolita (menos  10 clastos%) y wackestone (con más de 10% clastos). Si la piedra caliza es clasto-soportado que se denomina packstone si hay barro presente o si un grainstone hay poca o ninguna matriz. Un boundstone tiene una marco orgánico tal como una colonia de coral. El original esquema (Dunham 1962) no incluía la subdivisión de boundstone en bafflestone, bindstone y framestone, que describe el tipo de organismos la edificación de la estructura. Estas categorías, junto con la adición de rudstone (que se clastsupported conglomerado de piedra caliza) y floatstone (Matriz de apoyo del conglomerado de piedra caliza) se agregado por Embry y Klovan (1971) y James & Bourque (1992). Tenga en cuenta que los términos y rudstone floatstone se utilizan para el carbonato intraformacional conglomerado compuesto de material depositado en un parte adyacente de la misma y luego el medio ambiente redepositado (por ejemplo, en la parte delantera de un arrecife de: 15.3.2). Estosdebe distinguirse de conglomerado compuesto de clastos de caliza erosionada de un lecho rocoso y la depositados en un entorno muy diferente, por ejemplo en un abanico aluvial (7,5). La naturaleza de los granos o material marco forma la parte secundaria de la clasificación. Una roca compuesto enteramente de ooides sin matriz sería ser un grainstone caliza, uno de ellos compuesto de alrededor de 75% quebrado fragmentos de conchas en una matriz de carbonato el barro es un packstone bioclásticas, y compuesto por rocas principalmente de conchas de ostras grandes denomina un rudstone bioclásticas. Poner nombre a una piedra caliza con la combinación de criterios de textura y de composición en el esquema de Dunham se proporciona información sobre las condiciones probables bajo las cuales el sedimento formado: por ejemplo, una forma de coral boundstone en condiciones muy diferentes a un foraminíferos wackestone. 

3.1.7 análisis petrográfico de las rocas carbonatadas Delgada sección de análisis de las calizas y dolomías puede revelar una gran cantidad de información sobre el medio ambiente en la cual el sedimento fue depositado. La evaluación de las proporciones de lodo de carbonato y fragmentos más grandes proporciona una indicación del medio ambiente de deposición: una alta proporción de grano fino material de carbonato sugiere una relativamente baja energía fijar, mientras que una ausencia de lodo caracteriza ambientes de alta energía. El barro para fragmentaria relación de componentes es también la base para la clasificación utilizando el esquema de Dunham, de lutitas carbonatadas, wackestone y packstone y grainstones. Si no es ya muestra de fromhand evidente, secciones delgadas También revelan la presencia de organismos marco como los corales y las algas que forman un boundstone tela. La naturaleza de la materia fragmentada proporciona evidencia adicional de las condiciones bajo las cuales el sedimento se depositó: por ejemplo, altas concentraciones de ooides indican poca profundidad, de onda, dominado por entornos costeros (15.3.1), mientras que una roca compuesta de material biogénico que es todo del mismo grupo de organismos, tales como bivalvos o gasterópodos, es un indicador de un entorno lagunar (15.2.2). El grado en el que el material Shelly se rompe también refleja la energía de la configuración o la cantidad de transporte y la reelaboración de los sedimentos. Normalmente es posible que determinar el grupo de fósiles para que bioclastos grandes pertenecen a partir de su forma general y la estructura interna (Fig. 3.1). Pistas adicionales también pueden provenir de el mineral que el bioclastos original se hizo de (Fig. 3.7): los depósitos originalmente compuesta de aragonita tienden a recristalizar y el tejido primario se pierde; De manera similar, de alto magnesio calcita comúnmente recristaliza y también resulta en bioclastos con un recristalizó tela. Organismos como muchos braquiópodos y bivalvos que se formaron de la calcita de magnesio de bajo tienden a retener su estructura primaria. Hay que señalar, sin embargo, que todo carbonato rocas son susceptibles a la alteración diagenética (18,4) que puede cambiar tanto la mineralogía y la estructura de la de los fragmentos y el lodo de carbonato. Diagenética alteración puede variar de una cementación simple del sedimento con poca alteración del material a recristalización completa que borra todos los de tela de sedimentación (18.4.3).

3.2 evaporíticos MINERALESEstos son minerales formados por precipitación desolución como iones se concentran más cuandoel agua se evapora. En promedio, el agua de mar contiene35 g L? 1 (35 partes por mil) de los iones disueltos,

principalmente cloruro de sodio, sulfato, magnesio, calcioy potasio (Fig. 3.8). La química del lagoaguas es variable, a menudo con los mismos iones principalesen diferentes proporciones. La combinación de anionesy cationes en los minerales se produce a medida que estén concentraday el agua saturada con respecto a uncompuesto particular. Los compuestos menos solublesSe precipitó primero, por lo que el carbonato de calcio es primeroprecipita fuera del agua de mar, seguido por sulfato de calcioy cloruro de sodio como las aguas se vuelven más concentrada. Cloruros de potasio y magnesiosólo se precipitará una vez se ha convertido en agua de mar muyconcentró. El orden de la precipitación de evaporitasminerales de agua de mar y la pérdida de agua requeridapara que forma se enumeran en la figura. 3,9, junto con elmasa formada por unidad de volumen del agua de mar y elquímica del mineral.

3.2.1 yeso y anhidritaLos más comúnmente se encuentran los minerales evaporíticosen las rocas sedimentarias son las formas de sulfato de calcio, ya sea en forma de yeso y anhidrita. Sulfato de calcio esprecipitó de agua de mar, una vez se ha concentrado evaporaciónel agua al 19% de su volumen original.El yeso es la forma hidratada del mineral(CaSO4.2H2O). Se precipita en la superficie bajo todospero las condiciones más áridas, pero se puede deshidrataren anhidrita en la sepultura (18,5). La anhidrita tieneno hay agua en la estructura cristalina (CaSO4) y formasya sea por precipitación directa en las costas áridas(15.2.3) o como una consecuencia de la alteración de yeso porentierro. Se puede llegar a ser hidratado a yeso si el aguase introduce. Primaria de yeso se produce como alargadocristales de selenita, cuando se forma por precipitaciónfuera del agua. Si se forma como resultado de la rehidrataciónde anhidrita tiene una forma cristalina fina en nódulos dealabastro. El yeso se produce también como una forma fibrosa envenas secundarias.El yeso se distingue fácilmente de carbonato de calciominerales en el campo porque es más suave (dureza2, puede rayar fácilmente con la uña) y nono reacciona con HCl diluido: se puede distinguir dehalita por el hecho de que no tiene un sabor salado. Los cristales dede yeso tienen un bajo relieve cuando se observa bajoel microscopio, la división es por lo general bien desarrolladosy los colores de birrefringencia son de orden bajo los grises.La anhidrita es un duro (dureza 3.5), minerales densosque el yeso: es comúnmente blanco en muestra de mano,y no se raya con facilidad por una uña. En thinsectionlos cristales de alta densidad medios tienen una relativamentealto relieve, los colores de birrefringencia son moderados,de orden superior, los colores que el yeso.

3.2.2 HalitaHalita (NaCl) precipita de agua de mar, una vez que tienehan concentrado al 9,5% de su volumen original(Fig. 3.10). Se puede presentar como potentes capas cristalinas o

en forma de cristales individuales que tienen un distintivo cúbicosimetría, a veces con una cara de cristal escalonado(Un cristal tolva). La alta solubilidad de sodiocloruro significa que sólo se conserva en las rocas enla ausencia de agua subterránea diluida, que se disolveríaél. Exposiciones superficiales de halita se pueden encontrar enalgunas regiones áridas, donde no se elimina el agua de lluvia.De origen natural halita es la sal de roca, por lo que el más simpleprobar para confirmar la presencia del minerales el gusto: el único mineral que podría ser confundido consobre esta base es silvita (abajo), pero este mineral de cloruro de potasio tiene un sabor más amargo que la "normalsal 'y es mucho menos común. Halite es blando (dureza2,5, ligeramente más que el yeso, pero aún rayado poruna uña), blanco o incoloro. En sección delgadacristales de halita puede mostrar una escisión fuerte conplanos en ángulo recto y, al ser un mineral cúbico, quees isotrópica.

3.2.3 minerales evaporíticos OtrosLa evaporación del agua de mar puede producir otros minerales,que rara vez se encuentra en grandes cantidades, pero puede serimportancia económica. En particular, potasio,cloruro, silvita (KCl), es una fuente importante deindustrial potasa que se produce asociado con halitay se interpreta como el producto de la evaporación extremade las aguas marinas. Sin embargo, la evaporación de la modernaaguas como resultado un número diferente de magnesiosulfato (MgSO4) minerales en lugar de silvita, yesto ha llevado a sugerir que la composición químicade agua de mar no ha sido constante a lo largo de cientosde millones de años (Hardie, 1996). Las variaciones en elimportancia relativa de las aguas meteóricas (la escorrentía dede la tierra) y las aguas hidrotermales (de dorsal oceánicarespiraderos) se cree que la razón de estas variacionesen la química del agua, que favorecen o KClMgSO4 precipitaciones en diferentes momentos.Lagos de agua salada (10.3) por lo general contienen la misma se disolvióiones como el agua de mar, pero las proporciones sonresultados por lo general diferentes, y esto en las suites de evaporitasminerales característicos de químicos lago diferente.La mayoría de estos minerales son sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de sodio y magnesiotales como trona (Na2CO3.NaHCO3.2H2O),mirabilita (Na2SO4.10H2O) y epsomita(MgSO4.7H2O). Todos son relativamente blandos y minerales,Por supuesto, todos son solubles en agua.3.3 sílexSílex de grano fino son las rocas sedimentarias silíceasformado por sedimentos de tamaño de cristales de cuarzo entrelazados(Microquartz) y calcedonia, una forma de síliceque se compone de fibras irradiando unas pocas decenas acientos de micras de longitud. Las camas de la forma de cuarzo o biencomo sedimentos primarios o por procesos diagenéticos.En el fondo de mares y lagos de los esqueletos silíceos

de organismos microscópicos pueden acumularsepara formar un lodo silíceo. Estos organismos son las diatomeasen lagos y estos también se pueden acumular encondiciones marinas, aunque son más Radiolarioscomúnmente los principales componentes de silíceo marinosrezuma. Los radiolarios son zooplancton (microscópicaanimales con un estilo de vida planctónica) ydiatomeas son el fitoplancton (algas de libre flotación).Tras la consolidación de estos rezuma formar lechos de sílex.La sílice opalino (ópalo es sílice criptocristalinacon agua en la estructura mineral) de las diatomeasy radiolarios es metaestable y recristaliza de calcedoniao microquartz. Sílex son formados a partir rezumamenudo delgada acostado con una estratificación causada por las variacionesen las proporciones de material presente arcilla de tamaño. Ellosson más comunes en los ambientes del océano profundo(16.5.1).Sílex diagenéticos se forman por la sustitución deotro material tal como carbonato de calcio por aguasrica en sílice que fluye a través de la roca. La fuente dela sílice es principalmente biogénica con la sílice opalina dediatomeas, esponjas silíceas y radiolarios sonredistribuido. Chert formado de esta manera se produce comonódulos dentro de una roca, tales como los nódulos de sílex oscurosque son comunes dentro de la tiza Cretácico, y comonódulos y capas de calizas irregulares dentro de otrosy lutitas.La estructura interna de densa microquartz enclavamientogranos de cuarzo y fibras hace más difícil sedimentariaroca. Se rompe con fractura concoideay pueden formar fragmentos finos cuando se rompe, una característicaque hizo que esta roca muy importante en el desarrollode herramientas por parte de los primeros seres humanos. El color es variable,dependiendo de las proporciones de impurezas: la presencia de hematita produce el color rojo fuerte dejaspe, y trazas de material orgánico resultado en griso de pedernal negro. Secciones delgadas a través de sílex revelanpatrones característicos de cualquiera de las fibras que irradian enmicroquartz calcedonia o de enclavamiento completogranos.3.4 FOSFATOS SEDIMENTARIOSEl fosfato de calcio se produce en las rocas ígneas como elapatita mineral, que es un accesorio comúnmineral en muchas rocas graníticas. Algunos apatita se conservaen los sedimentos de los granos minerales, pero en generalfosfatos se producen en la solución y se absorbenen el suelo por las plantas o lavar en el medio marinoámbito en el que es absorbido por las plantas y los animales.El fósforo es esencial para formas de vida y está presenteen toda la materia viva. Fosfatados material en formade los huesos, dientes y escamas de pescado se produce dispersa en muchosrocas sedimentarias clásticas y biogénicas, pero mayoresLas concentraciones son poco frecuentes, siendo másasocia con frecuencia a poca profundidad marino continentallos depósitos de la plataforma. La mayoría de los sucesos se producen cuando

existe una alta productividad orgánica y bajos niveles de oxígeno,pero no completamente las condiciones anóxicas. Las rocas con las concentracionesde fosfato (5% a 35% de P2O5) se denominanfosforitas (11.5.2). En mineralogía, fosforitasse componen de francolita, que es un calciofosfato (fluorapatita carbonato de hidroxilo).En algunos casos, el fosfato está en la forma decoprolitos, que son las heces fosilizadas de los peces oanimales.La apatita es clara, con un alto relieve y se encuentra muycomúnmente como un mineral pesado en las areniscas y puedeser identificados en sección delgada. Fosforitas biogénicasse producen en forma de nódulos o camas laminados compuestos de arcillade fina gravilla de tamaño material que suele ser de color marrón oocasionalmente de color negro. Ellos pueden ser difíciles deidentificar con certeza en el campo, y en cortes finosla forma amorfa marrón del fosfato puede serdifíciles de distinguir de material carbonoso.El análisis químico es la prueba más fiable.

3.5 Roca de Hierro SEDIMENTARIAEl hierro es uno de los elementos más comunes en elplaneta, y se encuentra en cantidades pequeñas a moderadasen casi todos los depósitos. Las rocas sedimentarias que contienen al menos un 15% de hierro se les conoce como ironstones o de hierroformaciones en las que el hierro está en forma de óxidos,hidróxidos, carbonatos, sulfuros o silicatos (Simonson2003). Ricos en hierro depósitos puede ocurrir en todos los tipos deambiente de depósito, y se sabe de algunosde las rocas más antiguas del mundo: la mayor parte del mineral de hierrohoy es extraído de las rocas del Precámbrico.3.5.1 minerales de hierro en los sedimentosLa magnetita (Fe3O4) es un mineral negro que se produce comoun mineral accesorio en rocas ígneas y como detritosgranos en los sedimentos, pero hematita (Fe2O3) es elóxido más común, de color rojo brillante de color negro,ocurriendo como un producto meteorización o alteración en unamplia variedad de sedimentos y rocas sedimentarias.Goethita es un hidróxido de hierro (FeO.OH) que está muy extendidaen los sedimentos como de color amarillo-marrón mineral, quepuede ser un depósito primario en los sedimentos, o está enfrentando unaproducto de otros minerales ricos en hierro, que representancondiciones menos oxidantes que hematita. Goetitalas formas como un precursor de la hematita en los ambientes desérticosdando a las arenas del desierto su color amarillento. Lala oxidación de hematita para dar a estas arenas de la rojacolor que se ve en algunos depósitos del desierto antiguos puede ser unaproceso de post-deposicional. Limonita (FeO.OH.nH2O) essimilares, un óxido de hierro hidratado que es amorfo. Ensecciones delgadas de óxidos de hierro son opacas: la magnetita esnegro y euhedrales a menudo mientras que la hematita se produceen una variedad de formas y es de color rojo en luz reflejada.Goethita y limonita son de color amarillo-marrón en la sección delgaday son anisotrópicas.

La pirita (FeS) es un común hierro mineral sulfuradoque se encuentra en rocas ígneas y metamórficas comobrassy cristales cúbicos ("oro de los tontos"). También es comúnen los sedimentos, pero a menudo se produce como finamente diseminadapartículas que aparecen negro, y puede dar unacoloración oscura a los sedimentos. En sección delgada es opacoy si los cristales son lo suficientemente grandes como la cúbicaforma puede ser visto. Hay varios minerales de silicatoque son ricos en hierro: greenalite y chamositeson los minerales filosilicatos (minerales conlaminar capas en sus redes cristalinas) que sonencontrado en ironstones y formado, ya sea como autigénico(2.3.2) o de los productos diagenéticos (18,2). Glauconita(Glaucony) es también un filosilicato formado authigenicallyen ambientes marinos poco profundos (2,3). El máscarbonato de hierro común, siderita, se considera enla sección 3.1.1.3.5.2 Formación de ironstonesRicos en hierro son las rocas sedimentarias de carácter variado,van desde lodolitas ricas en pirita formadas bajoreductores, bajo consumo de energía a las condiciones ironstones oolíticasdepositados en ambientes más energéticos. La mayoría se creeque se originó en ambientes marinos someros o marginalesambientes marinos, pero no siempre es clarasi los minerales de hierro que se encuentran en las rocas son elminerales originales formado en el momento de la deposición, osi son los productos más diagenéticos. Por ejemplo,la presencia de ooides sugiere agitado, y por lo tantoagua oxigenada probablemente poco profunda, las condicionesen las que todos los minerales de hierro formados deben ser óxidoso hidróxidos. Por consiguiente, es probable que el hierrosilicatos se encuentra en algunos ironstones marina somera(Por ejemplo, de ooides chamosite) puede ser alterado goetita. LoGeneralmente se cree que ironstones sedimentarias formanbajo condiciones de baja velocidad de sedimentación decarbonato o material clástico terrígeno. Sideriterichlutitas son los más comúnmente asociada condepósito de agua dulce en la reducción de las condiciones, tales comomarismas no salinas: ¿dónde están disponibles los iones de sulfatodel agua de mar a continuación, sulfuro de hierro en forma preferenciacarbonato de hierro.

3.5.3 Bandas de formaciones de hierro Formaciones de hierro bandeado (BIF) son un ejemplo de un tipo de roca sedimentaria para los que no existe un equivalente formando hoy. Todos los ejemplos son desde el Precámbrico, y la mayoría son del periodo 2,5 a 1,9 Ga, aunque hay algunos ejemplos más antiguos, así (Trendall 2002). Como su nombre lo indica, consisten en BIFs alternancias laminados o fino-cama de haematiterich sedimentos y otros materiales (fig. 3,11), que es normalmente limolita o pedernal (3,3) (Fralick y Barrett 1995). Las capas individuales pueden ser rastreados por kilómetros donde la exposición permite a los y las unidades de BIF pueden ser cientos de metros de espesor y se extienden por cientos de kilómetros. 

El origen de BIFs no se entiende completamente, pero que probablemente se formaron en las estanterías amplias o poco profundas las cuencas, con el hierro de origen de los depósitos de barro en el fondo del mar, posiblemente en asociación con microorganismos actividad. La fuente del hierro se piensa que es bien hidrotermal o un producto a la intemperie, y sólo podría han sido transportados como hierro disuelto si el océano aguas no se oxigena. Este es uno de un número de líneas de evidencia de que la atmósfera contenía poco o nada de oxígeno a través de gran parte de los tiempos precámbricos. 3.5.4 depósitos de ferromanganeso Los nódulos o capas de oxihidróxidos de ferromanganeso authigenically formar en el fondo del mar: son de color negro a la de color marrón oscuro y van desde unos pocos milímetros a través de varios centímetros en forma de nódulos o como una amplia cortezas laminadas sobre sustratos duros. Aunque estos nódulos de manganeso forman a cualquier profundidad, forman muy lentamente y sólo se encuentran concentradas en profundidad océanos (16.5.4) donde la tasa de deposición de cualquier otros sedimentos es aún más lento (Calvert 2003). 3,6 carbonoso (BIO) DEPÓSITOS Los sedimentos y rocas sedimentarias con una alta proporción de la materia orgánica se denominan carbonoso porque son ricos en carbono (cf. calcárea - 3,1). Un depósito se considera que es carbonoso si contiene una proporción de material orgánico que es significativamente superior a la media (> 2% para Mudrock, > 0,2% para la piedra caliza,> 0,05% de piedra arenisca). Orgánico Normalmente, la materia se descompone en la muerte de la planta o animal y sólo se conserva en condiciones de disponibilidad de oxígeno limitado, las condiciones anaeróbicas. Entornos en los que esto puede suceder están inundadas pantanos y ciénagas (18.7.1), los lagos estratificados (10.2.1) y las aguas marinas con circulación restringida tales como lagunas (13.3.2). Los estratos que contienen altas concentraciones de material orgánico son de considerable importancia económica: el carbón, el petróleo y el gas son todos los productos de la alteración diagenética de material orgánico depositados y conservados en las rocas sedimentarias, y el procesos de formación de estos natural hidrocarburos se consideran aún más en el 18,7. 3.6.1 modernos depósitos ricos en materia orgánica La mayor parte de los restos muertos de las plantas terrestres se descomponen a la superficie o en el suelo como un resultado de la oxidación, microbiano o de actividad de los animales. Conservación a largo plazo de vegetación muerta se ve favorecida por la anaeróbica húmeda, condiciones de turberas, ciénagas y pantanos, así como acumulaciones espesasde turba se pueden formar. Las turbas se están formando en el día presente en una amplia gama de zonas climáticas desde subárticas regiones pantanosas a los manglares en el trópicos (McCabe, 1984; Hazeldine 1989) y contienen una amplia gama de tipos de plantas, de musgos en las tierras altas fría zonas a los árboles en las tierras bajas de pantanos y ciénagas. De espesor de turba depósitos son los más comúnmente asociada con el río 

las llanuras de inundación (9.3), las partes superiores de los deltas (12.3.1) y con llanuras costeras (13.2.2). Pura turba se forman sólo en las zonas que reciben de entrada clásticos poco. Regular las inundaciones de los ríos o el mar introducirá lodo en el medio ambiente formadora de turba y la resultante depósito será un Mudrock carbonoso. La acumulación de material orgánico en subacuático ambientes es tan importante como los depósitos de tierra. Sapropel son los restos de algas planctónicas, Las esporas y detritus muy fino de las plantas más grandes que acumula bajo el agua en condiciones anaeróbicas: estos depósitos pueden formar un carbón sapropélico (18.7.1). Las condiciones anaerobias También se requiere que se acumulan el material orgánico que finalmente se forma líquida y hidrocarburos gaseosos: estos depósitos se componen de los restos de zooplancton (animales microscópicos), fitoplancton (algas microscópicas flotantes) y las bacterias. La formación de petróleo y gas a partir de depósitos de esta tipo se considera en la sección 18.7.3.

3.6.2 CarbónSi más de dos tercios de una roca es la materia sólida orgánica quepuede ser llamado un carbón. Carbones más económicos tienen menosdel 10% no orgánica, material incombustibleque se refiere a menudo como cenizas. El carbón puede ser fácilmentereconocido porque es negro y tiene una baja densidad.La turba es heterogénea debido a que se compone de diferentetipos de vegetación, y de los diversos diferentecomponentes (madera, hojas, semillas, etc) de las plantas.Además, la vegetación que forma la turba puede variarcon el tiempo, dependiendo del predominio de cualquieralas comunidades de árboles o plantas herbáceas, y esta tendenciase refleja como capas en los lechos de carbón. Una nomenclaturapara la descripción de diferentes litotipos de carbónconsiguiente, se ha desarrollado como sigue:Vitrain: el carbón brillante, negro brillante que por lo general se rompecúbicamente y en su mayoría se compone de tejido leñoso.Durain: negro o gris, aburrido y el carbón en brutoque normalmente contiene una gran cantidad de planta de esporas y detríticamateriales.Fusain: negro, fibroso con un brillo sedoso friable, yhulla, que representa el carbón fósil.Clarain: el carbón bandas, capas que consiste en alteracionesde los otros tres tipos.Carbón sapropélico tiene una fractura concoidea y puedetienen un brillo opaco negro (llamado carbón de Cannel) o esnegro / color marrón (conocido como el carbón Boghead).El examen microscópico de estos litotipos revelaque un número de diferentes tipos de partículas se puede reconocer:éstos se llaman macerales, y son la orgánicaequivalente de minerales en las rocas. Macerales se examinanmirando el carbón como superficies pulidas enla luz reflejada en una capa delgada de aceite. Los tres principalesgrupos de maceral se reconocen: vitrinita, el origen

de los cuales es principalmente paredes celulares de tejido leñoso yhojas, liptinita, que proviene principalmente de las esporas,cutículas y resinas, y inertinita, que se quema,oxidado o material vegetal degradada.Un análisis adicional de que puede hacerse es la reflectanciade las diferentes partículas, que pueden ser evaluadasmidiendo la cantidad de luz reflejada desde elsuperficie pulida. Liptinites generalmente tienen baja reflectancia,y inertinites tienen alta reflectancia, pero vitrinita,que es con mucho el más común en maceralmayoría de los carbones, muestra la reflectancia diferente dependiendoel rango del carbón. Reflectancia vitrinita por lo tanto puede serutilizada como una medida del rango del carbón, y debido aRango de carbón aumenta con la temperatura a la que elmaterial ha sido calentado, reflectancia vitrinita es una medidade la temperatura de enterramiento de la cama. Esta es unatécnica analítica en el análisis de la cuenca (24,8) que proporcionauna medida de la profundidad de la cama ha sido enterrado.El carbonificación de materia carbonosa en maceralesy litotipos de carbón se lleva a cabo como una serie de postdeposicionalquímica bacteriológica y físicoprocesos que se consideran más en la sección 18.7.2.

3.6.3 Aceite de esquistos y arenas bituminosasRocas que contienen una alta proporción de materia orgánicamaterial que puede ser expulsado como un líquido o gas porcalefacción se llaman esquistos bituminosos. El material orgánico espor lo general los restos de algas que se han abiertodurante la diagénesis para formar kerógeno, hidrocarburos de cadena largaque el petróleo forma (aceite natural y el gas)cuando se calientan. Esquistos bituminosos son importantesrocas de origen de los hidrocarburos que, en última instanciaformar concentraciones de petróleo y gas. Los entornosen la cual se forman debe ser anaeróbica para preveniroxidación del material orgánico; condiciones adecuadasse encuentran en lagos y ciertas restriccionessomeras ambientes marinos (Eugster 1985). Aceitelutitas son de color negro y la presencia de hidrocarburospuede ser detectado por el olor de la roca yel hecho de que se hará una oleoso pardo, mancha en otromateriales.Las arenas bituminosas o arenas de petróleo son sedimentos clásticos queestán saturados con hidrocarburos y son elequivalentes expuestas de los yacimientos de petróleo del subsuelo(18.7.4). El aceite en el alquitrán de arenas es generalmente muy viscoso(Betún), y puede ser casi sólido, debido a que elcomponentes más ligeros de los hidrocarburos que están presentesen profundidad se pierden por biodegradación cerca de la superficie.La presencia del aceite en los poros de lasedimento impide la formación de cualquier cemento, de modolas arenas de alquitrán siguen siendo unlithified, unidos sólo por elasfalto que les da un color negro o pardo muy oscurocolor.3,7 VOLCANICLÁSTICOS SEDIMENTARIAROCAS

Las erupciones volcánicas son las más evidentes y espectacularesejemplos de la formación de ambos ígneas y sedimentariasrocas de la superficie de la Tierra. Durante la erupciónvolcanes producen una amplia gama de materiales que incluyenlava que fluye de las fisuras en el volcán ypartículas de material que se expulsa a través del respiradero para formardepósitos volcanoclásticos (Cas y Wright, 1987). Laubicación de los volcanes está relacionado con la placa tectónicaestableciendo, principalmente en la proximidad de los márgenes de placa yotras áreas de alto flujo de calor en la corteza. La presenciade camas formados por procesos volcánicos puede ser unindicador importante del ambiente tectónico en el quela sucesión sedimentaria formada. Las lavas se encuentrancerca del sitio de la erupción, pero la ceniza puede ser decenas de cálculo, cientos o incluso miles de kilómetros de distancia.Material volcaniclástico por lo tanto, puede ocurrir en cualquierambiente de depósito y por lo tanto se pueden encontrarasociado con una amplia variedad de otros sedimentariarocas (capítulo 17). Las rocas volcánicas son también de considerablevalor en estratigrafía ya que a menudo puede serfecha radiométricamente (21,1), proporcionando una absolutatiempo de restricción en la sucesión sedimentaria.3.7.1 Tipos de rocas volcaniclásticasLa composición del magma afecta el estilo deerupción. Magmas basálticos tienden a formar volcanesque producen grandes volúmenes de lava, pero pequeñacantidades de ceniza volcánica. Volcanes con más ácidamagma son mucho más explosivo, con grandes cantidadesde la roca fundida que expulsa el volcánlas partículas en suspensión. Las partículas expulsadas se conocen comomaterial piroclástico, también denominados colectivamentetefra. Tenga en cuenta que la piroclástico término se utiliza paramaterial expulsado por el volcán en forma de partículas yvolcaniclásticas se refiere a cualquier depósito que es principalmentecompuesto por detritus volcánico. Material piroclásticopueden ser cristales individuales, pedazos de roca volcánica(Fragmentos líticos), o la piedra pómez, el altamente vesicular,frío, "espuma" de la roca fundida. El tamaño delrangos piroclásticos restos de polvo fino de unos pocos micronesa través de piezas que pueden ser de varios metros de ancho.3.7.2 Nomenclatura de las rocas volcaniclásticasLa clasificación textural de los depósitos volcanoclásticos(Fig. 3,12) es una modificación del régimen de Wentworth.Material grueso (más de 64mm) se divide en volcánicabloques, que son sólidos, cuando entró en erupción y volcanesbombas, que eran parcialmente fundido y se han enfriado enel aire, se consolidaron en una roca que se denominancomo brecha volcánica y aglomerado, respectivamente.Gránulos de piedra del tamaño de partículas (2-64 mm) se llamanpicón y formar una lapillistone. Acreciónlapilli son agregados esféricos de cenizas finas que se formandurante el otoño aire. De arena, limo y arcilla de grado es tefraceniza cuando no consolidado y toba en litificación.Cenizas gruesas / toba es de arena fina y de tamaño ceniza / toba siltand searcilla calidad de material. Descripciones de composición

dependerá de las proporciones relativas de los cristales, líticofragmentos y material vítrico, que es de fragmentosvidrio volcánico se forman cuando la roca fundida se enfríamuy rápidamente, a veces formando la piedra pómez.

3.7.3 Reconocimiento de material volcaniclásticasEl origen de los sedimentos de grano grueso volcaniclásticaspor lo general es fácil de determinar si la litología de laclastos más grandes pueden ser reconocidos como una roca ígneatales como basalto. Las partículas de tefra son generalmente angularcon la excepción de redondeadas bombas volcánicas,bien redondeado lapilli de acreción se encuentra en un poco de airecenizas de caída, y la forma distintiva de Fiamme, vidriosofragmentos de piedra pómez que pueden parecerse a un tenedor de sintoníacuando compactado. Otro indicador útil es el uniformenaturaleza del material, como la mezcla de tefra conotros tipos de sedimento se produce sólo por subsiguientevolver a trabajar. En general, los sedimentos volcanoclásticos con una composición basáltica son de color oscuro, mientras quemás depósitos riolíticos son más pálidas. Las finas cenizas y tobapueden ser más difíciles de determinar con certeza en elcampo, sobre todo si el material ha sido degradado.Capas verde y naranja de colores brillantes, a vecesforma como resultado de la alteración de camas de cenizas. Característicaestructuras sedimentarias resultantes delprocesos de transporte se consideran en el capítulo17 junto con los ambientes de la deposición desedimentos volcanoclásticos.Análisis petrográfico de los sedimentos volcanoclásticos espor lo general requiere para confirmar la composición. En thinsectionla composición de fragmentos líticos puede determinarsesi un gran aumento se utiliza para identificar elminerales que componen los fragmentos de roca. Los cristales defeldespatos suelen ser comunes, sobre todo si el depósito esuna toba de cristal y otros minerales de silicato puede ser tambiénpresentarse como euhedrales a los granos de cristal subhedral. Fiammepuede ser visto como granos claros, isotrópicos con característicaformas: vidrio volcánico no es estable, y en los ancianos tobas de lavidrio puede tener una estructura cristalina orwill muy finamenteser alterado a los minerales de arcilla.LECTURA ADICIONALAdams, A.E. & Mackenzie, W.S. (1998) Atlas en color deLos sedimentos y rocas carbonatadas bajo el microscopio. MansonPublishing, Londres.Braithwaite, C. (2005) los sedimentos y rocas de carbonato. WhittlesEditorial, Dunbeath.CAS, R.A.F. Y Wright, JV (1987) Sucesiones volcánicas: Modernoy la antigua. Unwin Hyman, Londres.Northolt, A.J.G. Y Jarvis, I. (1990) Investigación y FosforitaDesarrollo. Publicación Especial 52, la Sociedad GeológicaEditorial, de Bath.Scholle, P.A. (1978) Un color Guía Ilustrada para CarbonatoConstituyentes de rocas, texturas, Cementos y porosidades. Memoria27, de la Asociación Americana de Geólogos del Petróleo,Tulsa.

Scoffin, T.P. (1987) los sedimentos carbonatados y rocas. Blackie,Glasgow, 274 ppStow, d.Ä. (2005) Las rocas sedimentarias en el campo: uno de colorGuía. Manson, de Londres.Tucker, ME (2001) Petrología Sedimentaria (3 ª edición).Blackwell Science, Oxford.Tucker, M.E. y Wright, V.P. (1990) Carbonato de Sedimentología,Blackwell Scientific Publications, Oxford, 482 pp

4 Procesos de Transporte y Las estructuras sedimentariasLa mayoría de los depósitos sedimentarios son el resultado del transporte de materiales en forma de partículas. movimientode detritos pueden ser puramente debido a la gravedad, pero más comúnmentees el resultado del flujo en el agua,aire, el hielo o densas mezclas de agua y sedimentos. La interacción de lasedimentariamateriales con los resultados que transportan los medios en la formación debedforms, que puede serconserva como estructuras sedimentarias en las rocas y por lo tantoproporcionar un registro de los procesosocurriendo en el momento de la deposición. Si los procesos físicos que ocurrenen diferentes modernaambientes se conocen y si las rocas sedimentarias se interpretan en términos delosmismos procesos que es posible deducir el entorno probable de deposición.Entendimientoestos procesos y sus productos tanto, es fundamental sedimentología.En este capítulo los principales procesos físicos que ocurren en ambientes de depósito sondiscutido. La naturaleza de los depósitos resultantes de estos procesos y los principalesestructuras sedimentarias formado por la interacción del medio de flujo y eldetritose introducen. Muchas de estas características se producen en un número dediferentes ambientes sedimentariosy debe considerarse en el contexto de los entornos en los que se producen.

4.1 Los medios de transporteLa gravedad de la simple mecanismo de transporte de sedimentoses el movimiento de las partículas bajo la gravedad hacia abajouna pendiente. Rock Falls generar montones de sedimento en elbase de las laderas, por lo general consiste principalmente de gruesadesechos que no es posteriormente reelaborado por otraprocesos. Estas acumulaciones son vistos como acarreoa lo largo de los lados de los valles en las zonas montañosas.Se acumulan en los conos de talud con una superficie en laángulo de reposo de la grava, el ángulo máximo encual el material es estable sin clastos caer más abajo en la pendiente. El ángulo de inclinación de los residuos sueltosvaría con la forma de los clastos y la distribución de

tamaños de clastos, que van desde poco más de 308 para bien ordenadosarena para alrededor de 368 de grava angular (Carson, 1977;Bovis 2003). Depósitos de acarreos se localizan en las zonas montañosasáreas (6.5.1) y, ocasionalmente, a lo largo de las costas: serara vez se conservan en el registro estratigráfico.Transporte de agua de material en el agua es en gran medida elmás significativo de todos los mecanismos de transporte. Agualos flujos en la superficie de la tierra en los canales de tierra y comoflujo. Las corrientes en los mares son impulsados por el viento, las mareas yla circulación oceánica. Estos flujos pueden ser lo suficientemente fuerte como para llevar material grueso a lo largo de la base del flujo yel material más fino en suspensión. El material puede ser llevado ade agua en cientos o miles de kilómetros antes desiendo depositada. Los mecanismos por los cuales el aguase mueve este material se consideran a continuación.Viento del aire que sopla sobre la tierra puede recoger el polvo y laarena y llevarla a grandes distancias. La capacidad delviento para material de transporte está limitada por la baja densidadde aire. Como se verá en la sección 4.2.2 del contraste de densidadentre el medio líquido y los clastos es críticoa la eficacia del medio en el movimiento de sedimentos.El agua de hielo y el aire son claramente los medios de comunicación fluidos, pero podemosTambién consideramos de hielo como un fluido debido a largos períodos de tiempoque se mueve por la superficie de la tierra, aunque muy lentamente.El hielo es por lo tanto, un fluido de viscosidad más alta que es capazde transportar grandes cantidades de restos clásticos.Movimiento de detritus por el hielo es significativa en y alrededorlos casquetes polares y en las zonas montañosas con glaciares(7.3.2). El volumen de material movido por el hielo ha sidomuy grande en los momentos de glaciación extensiva.Sedimento denso y mezclas de agua cuando hayes una concentración muy alta de sedimento en el aguamezcla forma un flujo de escombros, que se puede pensarcomo una lechada con una consistencia similar a la de mojadohormigón. Estas mezclas densas se comportan de una diferentemanera de sedimento se dispersa en agua y se mueven bajola gravedad de la tierra o bajo el agua, como los flujos de escombros (4.5.1).Más mezclas diluidas también pueden moverse bajo la gravedaden el agua como corrientes de turbidez (4.5.2). Estos gravitydrivenmecanismos de flujo son importantes como un medio del transporte de material grueso en los océanos profundos.

4.2 EL COMPORTAMIENTO DE LOS LÍQUIDOS Y PARTÍCULAS EN LÍQUIDOSUna breve introducción a algunos aspectos de líquidodinámica, el comportamiento de los fluidos en movimiento, se proporcionaen esta sección para dar una base física parala discusión del transporte de sedimentos y la formaciónde las estructuras sedimentarias en las secciones posteriores. Mástratamientos integrales de la dinámica de fluidos sedimentariasse proporcionan en Allen (1994), Allen (1997) yLeeder (1999).

4.2.1 flujo laminar y turbulentoHay dos tipos de flujo de fluido. En laminarflujos, todas las moléculas dentro del movimiento de fluido paralelo a

entre sí en la dirección de transporte: en un líquido heterogéneo casi no se produce la mezcla durante laminarflujo. En flujos turbulentos, las moléculas en el líquidomoverse en todas direcciones, pero con un movimiento neto en eldirección de transporte: Los líquidos son completamente heterogéneasmezclado en flujos turbulentos. Los experimentos utilizandohilos de tinte en tubos muestran que las líneas de flujo sonparalelo a velocidades de flujo bajas, pero a velocidades de flujo más altasel hilo de colorante se rompe como el flujo se vuelve turbulento(Fig. 4.1).Los flujos se puede asignar un parámetro llamado unNúmero de Reynolds (Re), el nombre de Osborne Reynoldsque documentó la distinción entre laminary el movimiento turbulento en el siglo 19.Esta es una cantidad sin dimensiones que indica elgrado en que un flujo es laminar o turbulento. LaNúmero de Reynolds se obtiene mediante la siguiente relaciónfactores: la velocidad de flujo (y), la relación entre eldensidad del fluido y la viscosidad del fluido (n - elviscosidad del fluido cinemática) y una "longitud característica"(L - el diámetro de una tubería o la profundidad de flujo en un abiertocanal). La ecuación para definir el número de Reynoldses:Re ¼ y _ l = nEl flujo de fluido en las tuberías y los canales se encuentra que es laminarcuando el valor de Reynolds es baja (<500) yturbulento a valores más altos (> 2000). Con el aumento develocidad del flujo es más probable que sea turbulento yuna transición de flujo laminar a turbulento en elfluido se produce. El flujo laminar se produce en las corrientes de desechos, en el movimiento de hielo y en los flujos de lava, todos los cuales tienen altaviscosidades cinemáticas. Los líquidos con viscosidad cinemática baja,tal como aire, son turbulento a bajas velocidades de modotodos los flujos naturales de aire que pueden transportar partículas sonturbulento. El agua fluye sólo laminar a muy bajavelocidades y profundidades de agua poco profundas, tan turbulentolos flujos son mucho más comunes en los sedimentos acuosade transporte y la deposición de los procesos. La mayoría de los flujos enagua y el aire que es probable que llevar significativavolúmenes de sedimentos son turbulentos.

4.2.2 Transporte de partículas en un líquidoLas partículas de cualquier tamaño se puede mover en un líquido por uno detres mecanismos (Fig. 4.2). Balanceo: los clastos se muevenhaciendo rodar a lo largo de la parte inferior del aire o el aguaflujo sin perder el contacto con la superficie del lecho.Saltación: las partículas se mueven en una serie de saltos,periódicamente dejando la superficie del lecho, y lleva adistancias cortas dentro del cuerpo del fluido antesvolviendo a la cama. Suspensión: la turbulenciadentro del flujo produce un movimiento ascendente suficiente paramantener las partículas en el fluido que se mueve más o menos continuamente.Las partículas transportadas por la rodadura y saltaciónse conocen como carga de fondo, y el material ensuspensión se denomina la carga suspendida. Al corriente de bajavelocidades en el agua sólo las partículas finas (limo fino y arcilla) y las partículas de baja

densidad se mantienen en suspensiónAunque el tamaño de la arena-partículas se mueven por la rodadura y algunossaltación. En todos los caudales más altos de limo y arena de algunase pueden mantener en suspensión con gránulos y finoguijarros saltating y rodar material más grueso. Estosprocesos son esencialmente los mismos en el aire y el agua peroen el aire velocidades más altas se requieren para movilizar las partículasde un tamaño dado, debido a la menor densidad y la viscosidadde aire en comparación con el agua.

4.2.3 partículas incorporadores en un flujo deGranos enrollables son movidos como una consecuencia de la fricciónarrastre entre el flujo y los clastos. Sin embargo, paraque saltate granos y por lo tanto se desplazan temporalmentehacia arriba desde la base del flujo de una fuerza adicional esnecesario. Esta fuerza es proporcionada por el Bernoulliefecto, que es el fenómeno que permite a las avesy los aviones para volar y yates para navegar 'cerca de laviento ". El efecto Bernoulli se puede explicar mejor porteniendo en cuenta el flujo de un fluido (aire, agua o cualquier líquidomedio) en un tubo que es más estrecho en un extremo queel otro (Fig. 4.3). El área en sección transversal de latubo es menor en un extremo que el otro, pero en orden amantener un transporte constante del fluido a lo largo deltubo de la misma cantidad debe ir en un extremo y sale por elotro en un período de tiempo dado. Con el fin de obtener la misma cantidad de fluido a través de un hueco más pequeño que éste debe moverse auna mayor velocidad a través del extremo estrecho. Este efectoes familiar a cualquiera que haya apretado y estrechoAl final de una manguera de jardín: el agua sale como unmás rápido chorro cuando el extremo de la manguera está parcialmente cerrada.La siguiente cosa a considerar es la conservación demasa y energía a lo largo de la longitud del tubo. Lavariables implicadas se pueden presentar en la forma de laBernoulli ecuación:

energia total= ρ. g .h+ p . v ²( 12+ p

)

donde ρ es la densidad del fluido, y la velocidad, la gaceleración de la gravedad, h es la diferencia de alturay p la presión. Los tres términos de esta ecuaciónson la energía potencial (RGH), la energía cinética (ry2 = 2) ypresión de la energía (p). Esta ecuación supone ninguna pérdida deenergía debido a los efectos de fricción, por lo que en realidad la relaciónes

ρ .g .h+ p . v ²2+p

+ p+Energia Pedida=Constante

La energía potencial (RGH) es constante debido a que eldiferencia de nivel entre el lugar donde el líquido es a partir de y en el que se terminan son los mismos. Cinéticoenergía (ry2 = 2) se cambia como la velocidad del flujo esaumentado o disminuido. Si la energía total en elsistema es que se conserva, debe haber algún cambioen la parte final, la energía de presión (P). Presiónla energía puede ser considerada como la energía que se almacena

cuando un líquido se comprime: un comprimido líquido (por ejemplocomo un bote de un gas comprimido) tiene una energía superiorde un comprimido una. Volviendo al flujo enel tubo cónico, con el fin de equilibrar el Bernoulliecuación, la energía de presión (p) debe ser reducida acompensar un aumento en la energía cinética (ry2 = 2)causado por la constricción del flujo en el extremo deltubo. Esto significa que hay una reducción en la presiónen el extremo más estrecho del tubo.Si estos principios se transfieren a un flujoa lo largo de un canal (Fig. 4,4) un clasto en la parte inferior deel canal se reducirá la sección transversal del flujosobre él. La velocidad sobre el clasto será mayor queaguas arriba y aguas abajo del mismo y con el fin de equilibrarla ecuación de Bernoulli debe haber una reducciónen la presión sobre el clasto. Esta reducción en la presiónproporciona una fuerza de elevación temporal que mueve el clastola parte inferior de la corriente. El clasto es entonces temporalmenteatrapado en el fluido que se mueve antes de caer bajola gravedad de vuelta hacia abajo sobre la base del canal en una solasaltación evento.4.2.4 Tamaño del grano y la velocidad de flujoLa velocidad del fluido en el que una partícula se hacearrastradas en el flujo puede ser referido como el críticovelocidad. Si las fuerzas que actúan sobre una partícula en un flujo sonconsiderado entonces una relación simple entre elvelocidad crítica y la masa de la partícula haríase espera. La fuerza de arrastre necesaria para mover una partículaa lo largo de un flujo aumentará con la masa, así como ellevante fuerza necesaria para que aparezca en el flujo. Un sencillorelación lineal entre la velocidad de flujo y ellas fuerzas de arrastre y elevación se puede aplicar a la arena y grava,pero cuando los tamaños de grano fino se trata de las cosas son máscomplicado.El diagrama de lstrom Hju ¨ (Fig. 4.5) muestra la relaciónentre la velocidad de flujo de agua y tamaño de granoy aunque este esquema ha sido ampliamente superadapor el diagrama de Shields (Miller et al. 1977) quesin embargo, demuestra algunas de las características importantesdel movimiento de sedimentos en las corrientes. La línea inferioren el gráfico muestra la relación entre la velocidad de flujo y las partículas que ya están en movimiento.Esto demuestra que una piedra se detendrá en torno a20 a 30 cm s_1, Un grano de arena en medio de 2 a 3 cm s_1,y una partícula de arcilla cuando la velocidad del flujo es efectivamentecero. El tamaño de grano de las partículas en un flujopor lo tanto se puede utilizar como un indicador de la velocidaden el momento de la deposición de los sedimentos depositados sicomo partículas aisladas. La línea superior, curvadomuestra la velocidad de flujo requerida para mover una partículadesde el reposo. En la mitad derecha del gráfico esta líneaparalela a la primera, pero en cualquier tamaño de grano dado elvelocidad requerida para iniciar el movimiento es mayor que

que para mantener una partícula en movimiento. En el lado izquierdo de ladiagrama, hay una fuerte divergencia de las líneas:contra-intuitiva, las partículas más pequeñas requieren unamayor velocidad para desplazarse por debajo del tamaño limo grueso.Esto es debido a las propiedades de los minerales de arcilla quedominará la fracción fina en un sedimento. Arcillaminerales son cohesivos (2.4.5) y una vez que sondepositados tienden a permanecer juntos lo que hace difícilpara arrastrar en un flujo. Observe que haydos líneas de material cohesivo. "No consolidado" de barrose ha instalado, pero sigue siendo un material pegajoso, plástico.«Consolidado» el barro ha tenido mucha más aguaexpulsado de ella y es rígido.El comportamiento de las partículas finas en un flujo indicadapor el diagrama de Hju ¨ lstrom tiene importantes consecuenciasnaturales para la deposición en ambientes de depósito.Si no fuera por este comportamiento, Clayse erosiona en todas las condiciones, excepto el agua estancada, perolodo se puede acumular en cualquier entorno en el que el flujoparadas para el tiempo suficiente para las partículas de arcilla quedepositado: reanudación de flujo no vuelve a arrastrar eldepositado arcilla a menos que la velocidad es relativamente alta.La alternancia de barro y la deposición de la arena se ven enentornos donde el flujo es intermitente, como las mareasla configuración de (11.2).

4.2.5-clastos tamaño de las variaciones de: ropa de cama clasificadoEl tamaño de grano en una cama suele ser variable (2,5) ypuede mostrar un patrón de una disminución general en el granoel tamaño de la base hacia arriba, se conoce como clasificación normal, o unpatrón de aumento en el tamaño promedio de la base hacia arriba,clasificación denominada inversa (Fig. 4.6). Gradación normal esla observó más comúnmente patrón y como resultado puedede la deposición de partículas de suspensión o como unaconsecuencia de una disminución de la resistencia de flujo a travéstiempo.La velocidad de sedimentación de partículas en un líquido se determinapor el tamaño de la partícula, la diferencia en eldensidad entre la partícula y el fluido, y ella viscosidad del fluido. La relación, conocida como StokesLey, se puede expresar en una ecuación:

V=g . D ². (ρs−ρr )/18μ

donde V es la velocidad terminal de sedimentación, D es el granodiámetro, (RS? rf) es la diferencia entre la densidadde la partícula (RS) y la densidad del fluido (rf)y m es la viscosidad del fluido, g es la aceleración debida ala gravedad. Una de las implicaciones de esto para sedimentariaprocesos es que las grandes clastos de diámetro llegar más altovelocidades y por lo tanto de clasificación de los resultados de las partículasde los sedimentos caigan de la suspensión en el pieagua. La ley de Stokes sólo predice con exactitud el asentamientovelocidades de los granos pequeños (de arena fina o menos)porque la turbulencia creada por el arrastre de mayor

granos que caen a través del líquido reduce la velocidad.La forma de la partícula es también un factor porque elefecto de arrastre es mayor en forma de placa y clastospor lo tanto caen más lentamente. Es por esta razón quegranos de mica se encuentran comúnmente se concentró en elparte superior de la cama porque se asientan más lentamente quegranos de cuarzo y otras de masa equivalente.Un flujo decreciente en la velocidad de 20 cm s? 1 a1 cm s? Un principio se depositará arena gruesa, pero seprogresivamente depositar arena media y fina como lagotas de velocidad. El lecho de arena formada a partir de esta desaceleraciónflujo se clasifican normalmente, mostrando unareducción en el tamaño de grano de grueso en la parte inferior afina en la parte superior. A la inversa, un aumento en la velocidad de flujoa través del tiempo puede resultar en un aumento en el granotamaño a través de una cama, la clasificación inversa, pero los flujos queaumentar gradualmente la fuerza a través del tiempo para producirclasificación inversa son menos frecuentes. La clasificación puedeocurrir en una amplia variedad de configuraciones deposicionales: normalclasificación es una característica importante de muchoscorriente de turbidez depósitos (4.5.2), pero que da lugarde las tormentas en las plataformas continentales (14.2.1), los desbordamientosinundaciones en ambientes fluviales (9,3) y endelta-los mejores valores (12.3.1).Es útil establecer una distinción entre la clasificaciónque es una tendencia en el tamaño de grano dentro de una cama sencilla ytendencias en el tamaño de grano que se producen a través de un número decamas. Un patrón de varias camas que se inician con una gruesatamaño clasto en el menor cama y material más fino en el más alto es considerado como clarificante-ascendente. Lapatrón inverso a la cama más grueso en la parte superior es unagrano crecientes sucesión (Fig. 4.6). Nótese queno puede haber circunstancias en las camas individuales sonnormalmente clasificadas, pero están en una sucesión engrosamiento en marchade las camas.4.2.6 Fluido densidad y tamaño de partículaUna segunda implicación importante de la Ley de Stokes es quelas fuerzas que actúan sobre un grano son una función delviscosidad y densidad del medio fluido, así comola masa de la partícula. Un clasto cayendo a través del aire seviajar más rápido que si se cae en aguaporque el contraste entre la densidad de las partículas yfluido es mayor y la viscosidad del fluido es menor.Además, el aumento de fluidos de viscosidad ejercer una mayorarrastrar y levantar las fuerzas para una velocidad de flujo dada. Agualos flujos son capaces de transportar clastos tan grande como cantos rodados en las velocidades registradas en los ríos, pero incluso en elmuy alta fuerza de los vientos de las tormentas de la roca más grandey las partículas de minerales realizadas tienden a ser en torno a unmilímetro. Esta limitación al tamaño de partícula llevapor aire es uno de los criterios que pueden ser utilizados paradistinguir material depositado por el agua de quetransportados y depositados por el viento. Mayor viscosidad

fluidos como el hielo y flujos de escombros (lodos densos desedimento y el agua) puede transportar metros de cantos rodados odecenas de metros de diámetro.

4.3 FLUJOS, sedimentos yBedformsUn Configuración lecho es una característica morfológica formada por elinteracción entre un flujo y sedimentos cohesivosen una cama. Ondas en la arena en una corriente que fluye y la arenalas dunas de los desiertos son ejemplos de formas de fondo, losex resultante de flujo en el agua, el último por el flujo de aire.Los patrones de las ondas y las dunas son producto dela acción del flujo y la formación de bedformscrea capas distintivas y estructuras dentro de lasedimentos que pueden ser conservados en los estratos. Reconocimientode las estructuras sedimentarias generadas por bedforms proporcionainformación sobre la fuerza de la corriente,la profundidad de flujo y la dirección de transporte de sedimentos.Para explicar cómo se generan algunas formas de fondoexamen de la dinámica de fluidos es necesario (unrelación completa se puede encontrar en Leeder1999). Un líquido que fluye sobre una superficie se puede dividiren una corriente libre, que es la porción del flujoafectados por efectos de contorno, una capa límite, losdentro del cual la velocidad comienza a disminuir debido africción con el lecho, y una subcapa viscosa, unregión de turbulencia reducida que es típicamente menorde un milímetro de espesor (Fig. 4.7). El espesor dela subcapa viscosa disminuye con el aumento de flujovelocidad, pero es independiente de la profundidad de flujo. Larelación entre el espesor de la subcapa viscosay el tamaño de los granos en el lecho de flujo defineuna propiedad importante del flujo. Si todas las partículasestán contenidas dentro de la subcapa viscosa la superficiese considera que es hidráulicamente liso, y sihay partículas que se proyectan hacia arriba a través de esta capaentonces la superficie de flujo es hidráulicamente rugosa. ComoSe verá en las secciones siguientes, los procesos dentrola subcapa viscosa y los efectos de la áspera ysuperficies lisas son fundamentales para la formación deformas de fondo diferentes.En las secciones siguientes se refieren principalmente ala formación de formas de fondo en el agua que fluye en los ríosy los mares, pero muchos de los principios de dinámica de fluidostambién se aplican a eólica (el viento) los depósitos: se trata dede forma más detallada en el capítulo 8.4.3.1 actuales ondasEl flujo dentro de la subcapa viscosa está sujeta a las irregularidadesconocido como barridos turbulentos, que se muevengranos de rodadura o saltación y crear grupos localesde los granos. Estos grupos son sólo unos pocos granos de altapero una vez que se han formado crean pasos o defectosque la influencia de la corriente cerca de la superficie de la cama. Flujopuede ser visualizado en términos de líneas de corriente en el fluido,líneas imaginarias que indican la dirección del flujo

(Fig. 4.8). Agiliza paralelas se encuentran en una cama plana o de lalados de un tubo cilíndrico, pero donde hay una irregularidad como un paso en la cama causada por unacumulación de granos, las líneas de corriente convergen y sehay una tasa de aumento del transporte. En la parte superior delpaso, una línea de corriente se separa de la superficie de la cama yuna región de las formas de contorno de separación de capaentre el punto de separación del flujo y el caudalpunto de unión aguas abajo (Fig. 4.8). Bajoesta línea de corriente se encuentra una región llamada la separaciónburbuja o zona de separación. La expansión de flujo sobrelos resultados a paso en un aumento de la presión (la Bernoulliefecto, 4.2.3) y la tasa de transporte de sedimentosse reduce, lo que resulta en la deposición en el lado de sotavento deel paso.Ondas actuales (Figuras 4.9 y 4.10) son pequeñas formas de fondoformado por los efectos de la separación de la capa límitesobre un lecho de arena (Baas, 1999). El pequeño grupo degranos crece para formar la cresta de una onda y la separaciónse produce cerca de este punto. Los granos de arena rollo o saltatehasta la cresta en el lado aguas arriba de la Stossondulación. Avalanchas de granos se produce por la corriente abajoo Lee lado de la ondulación como los granos acumuladosse vuelven inestables en la cresta. Los granos que aludesen la vertiente de sotavento tiende a venir a descansar en un ángulo próximopara el ángulo de inclinación máximo crítico para la arena aalrededor de 308. En el punto de unión de flujo hayel aumento de las tensiones en la cama, que dan lugar a la erosióny la formación de una pequeña erosión, la depresión de laondulación.Ondas actuales y laminación cruzada-Una onda migra aguas abajo como arena se añade a lacresta y acrece en la vertiente de sotavento. Esto mueve elcresta y por tanto, las aguas abajo del punto de separación,que a su vez mueve el punto de fijación yaguas abajo valle así. Erosión en el canal ysobre la base del lado Stoss suministra la arena, quese mueve hacia arriba la suave pendiente de la parte Stoss de la próximarizado y así todo un cortejo de depresiones y crestas de ondulaciónavanzar río abajo. La arena que las avalanchas dela pendiente de sotavento durante esta migración forma una serie decapas en el ángulo de la pendiente. Estos inclinado delgado,capas de arena se llama cross-láminas, que se basanpara formar la estructura sedimentaria denominadalaminación cruzada (Fig. 4.9).Cuando se ve desde arriba ondas actuales muestran unavariedad de formas (Fig. 4.11). Ellos pueden tener relativamentecontinua directamente a las crestas sinuosas ondulaciones (rectaso ondulaciones sinuosas) o formar un patrón de desconectadosformas arqueadas llama ondas linguoid. La relación entre las dos formas parece serrelacionada tanto con la duración del flujo y su velocidad,con ondulaciones rectas que tienden a evolucionar hacia linguoidformas a través del tiempo y, a mayor velocidad (Baas1994). Crestas de ondulación rectas y linguoid crear diferentespatrones de laminación cruzada en tres dimensiones. A

perfectamente recta ondulación generaría transversal láminas que todos sumergió en la misma dirección y reside en elmismo plano: esta es planar laminación cruzada. Sinuosoy las ondas linguoid tienen superficies de pendiente que leeestán curvadas, generando láminas que inmersión en un ángulo ael flujo, así como aguas abajo. Como las ondas linguoidmigrar, transversal curvada láminas se forman principalmente enlas áreas en forma de canal bajo entre ondas adyacentesformas que resulta en un patrón de canal transversal laminación(Fig. 4.9).Creación y preservación de laminación cruzadaOndas actuales migrar por la extracción de arena deel Stoss (aguas arriba) de la ondulación y la deposiciónen el lado de sotavento (aguas abajo). Si hay un fijocantidad de arena disponible el rizado migrarásobre la superficie como una forma ondulación simple, con la erosiónAdemás de la coincidencia de canales a las crestas. Estoshambrientas formas dominó se conservan si cubierta porlodo. Si la corriente es la adición de más partículas de arenaque se está llevando a distancia, la cantidad de arena depositadaen la vertiente de sotavento será mayor que el eliminadodesde el lado Stoss. Habrá una adición neta de arenapara el rizado y crecerá ya que migra, pero la mayoríaimportante, la profundidad de socavación en la artesa se reduce dejando transversal láminas creado por anteriorondas que migran conservado. De esta manera una capa delaminado cruzado arena se genera.Cuando la velocidad de adición de arena es alta habráhaber absorción neta de arena desde el lado Stoss y cada unoondulación migrarán por el lado de la forma Stoss rizadodelante. Estos están subiendo ondulaciones (Allen 1972)(Fig. 4.12). Cuando la adición de sedimento delcorriente excede el movimiento hacia adelante de la ondulación, la deposición se produce en el lado Stoss, así como en elLee lado. Ondulaciones de escalada son por lo tanto indicadores desedimentación rápida como su formación dependela adición de arena para el flujo a una velocidad igual omayor que la velocidad de migración aguas abajo delondas.Restricciones en la formación de rizado de corrienteLa formación de ondas actuales requiere moderadavelocidades de flujo hidrodinámico sobre una cama suave(Ver más arriba). Ellos sólo se forman en las arenas en las que eltamaño de grano dominante es inferior a 0,6 mm arena (gruesogrado) debido a la rugosidad de la cama creado por arena más gruesacrea la mezcla turbulenta, que inhibe la reducida escalaseparación del flujo necesario para la formación de ondulación.Debido a la formación de ondulación es controlada por procesosdentro de la subcapa viscosa su formación es independientede profundidad del agua y ondulaciones actuales pueden formaren las aguas que van desde unos pocos centímetros a kilómetrosde profundidad. Esto está en contraste con la mayoría subacuático otroformas de fondo (las dunas bajo el agua, ondas de onda),que son en agua depende de la profundidad.Ondulaciones actuales pueden ser de hasta 40 mm de alto y el

longitudes de onda (de cresta a cresta o valle a las distancias mínimas) ser de hasta 500 mm (Leeder, 1999). Larelación de la longitud de onda a la altura es típicamenteentre 10 y 40. Existe alguna evidencia de unrelación entre la longitud de onda y la ondulacióntamaño de grano, de aproximadamente 1000 a 1 (Leeder 1999). LoEs importante señalar que el límite superior a las dimensionesde las ondas actuales y hacer hincapié en que las ondas no'Crecer' en grandes formas de fondo.

4.3.2 DunasLas camas de arena en ríos, estuarios, playas y marinasambientes también tienen formas de fondo que son claramentemás grande que las ondulaciones. Estos bedforms grandes son llamadoslas dunas (Fig. 4.13): "megaripples de que el término es a veces tambiénutilizado, aunque este término no hace hincapié en eldistinciones fundamentales entre ondas hidrodinámicasy formas de fondo de dunas. La evidencia de que estos más grandebedforms no están simplemente ondulaciones grandes provienemedición de las alturas y longitudes de onda de todosformas de fondo (Fig. 4.14). Los datos se dividen en grupos queno se superponen, lo que indica que se forman por distintoprocesos que no forman parte de un continuo. Laformación de dunas puede estar relacionada a gran escala turbulenciadentro de todo el flujo; nuevamente fluirseparación es importante, que se producen en la cresta de dunas,y lavado se produce en el punto en el reacoplamientocomedero. La profundidad del agua controla la magnitud delremolinos turbulentos en el flujo y esto a su vez controlala altura y la longitud de onda de las dunas: hay unaconsiderable cantidad de dispersión en los datos, pero generalmente son dunas decenas de centímetros de altura en aguaprofundidades de unos pocos metros, pero son típicamente metros de alturaen las profundidades de agua medidos en decenas de metros (Allen1982; Leeder, 1999).Dunas y cruz ropa de cama-La morfología de una duna subacuático es similar a unadominó: hay un lado Stoss que conduce a una cresta yavalanchas de arena por la ladera de sotavento hacia un canal(Figuras 4.15 y 4.16). La migración de una duna subacuáticolos resultados en la construcción de una sucesión de pendientecapas formadas por el avalanchas en la vertiente de sotavento yestos se conocen como cruzan lechos. Flujo de separacióncrea una zona de delante de la pendiente de sotavento en el que unvórtice rodillo con el flujo inverso puede formar (fig. 4,17).A velocidades de flujo bajas estos vórtices de rodillos son débilmentedesarrollado y no lo hacen reelaborar la arena en el lado de sotaventopendiente. Las camas cruzadas formado simplemente se encuentran en el ángulo deresto de la arena y medida que construyen en la artesael contacto basal es angular (Fig. 4.17). Formas de fondo quese desarrollan a estas velocidades por lo general tienen baja sinuosidadcrestas, por lo que la forma tridimensional de la estructuraes similar al plano transversal laminación. Esto es planaestratificación cruzada y la superficie en la parte inferior delcruzadas camas es plana y cerca de la horizontal, debido a

la ausencia de fregado en el comedero. Cruz-camaobligado por las superficies horizontales veces se hace referenciacomo tabular estratificación cruzada (Fig. 4.18). Cruz-camapueden formar un ángulo agudo en la base de la avalanchapendiente o puede ser asintomático (tangencial) a la horizontal(Fig. 4.17). A velocidades de flujo altas del vórtice rodillo está bien desarrollada crear una contra-corriente ala base de la cara de deslizamiento que puede ser lo suficientemente fuertepara generar ondas de flujo (contra-ondas), quemigrar a una corta distancia hasta la punta de la ladera de sotavento(Fig. 4.17).Otro efecto del flujo más fuerte es la creaciónde una. marcada erosión de boxes en el punto de reinserción Laavalancha lee los avances pendientes en este canal rastreadopor lo que las bases de las camas cruzadas se caracterizan por una ondulantela erosión superficial. La cresta de una duna subacuáticoformado bajo estas condiciones será muy sinuosao se han fragmentado en una serie de dunas linguoidformas. A través estratificación cruzada (fig. 4.15), formado porla migración de las sinuosas dunas subacuáticas normalmentetiene contactos asintóticas de fondo y ondulantes unael límite inferior.Restricciones en la formación de dunasDunas variar en tamaño desde que tiene longitudes de onda de alrededor de600 mm y alturas de unas pocas decenas de milímetros alongitudes de onda de cientos de metros y alturas demás de diez metros. El más pequeño son más grandes que elgrandes ondas. Dunas se pueden formar en un rango de granotamaños de gravas finas a arenas finas, pero son menosbien desarrollado en los depósitos más finos y no se producen en las arenas muy finas o limos. Esta limitación de tamaño de grano escree que está relacionada con el aumento de la carga suspendidaen el flujo de si los tamaños de grano más finos son dominantes: elcarga suspendida suprime la turbulencia en el flujo yla separación del flujo no se produce (Leeder, 1999). Laformación de dunas también requiere que se mantenga el flujodurante el tiempo suficiente para la estructura a construir, y para formar estratificación cruzada de la duna debe migrar. Dunescaleestratificación cruzada por lo tanto no puede ser generada poreventos de corta duración de flujo. Las dunas son más comúnmenteencontrado en los canales de los ríos, deltas, estuarios yambientes someros marinos donde hay relativamentelos flujos de sólidos y sostenidos.

4.3.3 formas Bar Las barras son formas de fondo que ocurren dentro de los canales que están de una escala mayor que las dunas: tienen anchura y dimensiones de la altura del mismo orden de magnitud que el canal dentro del cual se forman (puente 2003). Las barras pueden estar formado por sedimentos de arena, grava material o mezclas de tamaños de grano grueso. En una arenosa canal las superficies de las formas de barras están cubiertos con formas de fondo de dunas subacuáticas, que migran a lo largo la superficie de la barra y como resultado la formación de unidades de cruz camas arenas. Un depósito de forma de barra es por lo tanto, 

típicamente una arenisca transversal camas como una forma de lente cuerpo. El borde aguas abajo de una barra puede ser escarpado y desarrollar su propia hoja de la cara, dando lugar a gran escala estratificación cruzada, tanto en areniscas y conglomerados. Bares en los canales se clasifican en términos de su posición dentro del canal (lado y barras alternas en los márgenes, los canales de mediados de los bares en el centro y barras de puntos en las curvas: Collinson et al. 2006) y su la forma (9,2). 

4.3.4 plano de estratificación y laminación plana Estratificación horizontal en arenas depositado a partir de un flujo es conoce como ropa de cama plana en los sedimentos y produce una estructura sedimentaria llamada laminación plana en las rocas sedimentarias. Como se señaló anteriormente, la corriente ondulaciones sólo se forman si los granos son más pequeños que el espesor de la subcapa viscosa: si la cama es áspera, la pequeña escala flujo separación requerida para la formación de ondulación no se produce y los granos de rodar y simplemente saltate a lo largo de la superficie. Camas planas se forman en grueso arenas a velocidades de flujo relativamente baja (cercana a la umbral para el movimiento - 4.2.4), pero como el flujo aumenta la velocidad bedforms dunas comienzan a generarse. La laminación horizontal plana producida bajo estas circunstancias tiende a ser bastante mal definidos. Plano de las camas se observa también en las velocidades de flujo más altas en muy fino a grano grueso arenas: rizado y duna bedforms convertido lavó con un aumento de la velocidad de flujo como la formación de la separación del flujo es suprimida a velocidades más altas. Estas camas planas producir bien definidos laminación planar con láminas que son típicamente 5-20 granos gruesos (puente de 1978) (Fig. 4.19). La superficie de la cama también está marcada por alargados crestas unos diámetros de grano pocos alta separadas por surcos orientada paralelamente a la dirección del flujo. Esta característica se refiere como lineación corriente primaria (A menudo abreviado como "pcl") y está formado por redadas dentro de la subcapa viscosa (Fig. 4,7) que los granos de inserción a un lado para formar crestas unos pocos granos de alta que se encuentran en paralelo a la dirección del flujo. La formación de barridos es sometido cuando la superficie de la cama es dura y primaria lineación actual es por lo tanto menos bien definido en gruesa arenas. Lineación corriente primaria se ve en la superficies de camas planas como líneas paralelas de granos principales que forman crestas muy ligeras, y puede ser a menudo , bastante desdibujado. 

4.3.5 Flujo supercrítico El flujo puede ser considerado como subcrítico, a menudo con una superficie lisa del agua, o supercrítico, con un superficie irregular de crestas de las olas y las depresiones. Estos estados de flujo se relacionan con un parámetro, el número de Froude (Fr), que es una relación entre la velocidad de flujo (Y) y la profundidad de flujo (h), con "g" la aceleración debido a la gravedad:

Fr= v√g .h

El número de Froude puede ser considerado como una proporción dela velocidad de flujo a la velocidad de una onda en el flujo(Leeder, 1999). Cuando el valor es menor que uno, el flujo es subcrítico y una onda puede propagarse aguas arribaporque está viajando más rápido que el flujo. Si elNúmero de Froude es mayor que uno, esto indica queel flujo es demasiado rápido para que una onda se propagan aguas arribay el flujo es supercrítico. En natural de los flujos de repentecambio en la altura de la superficie del flujo, unsalto hidráulico, se ve en la transición de la fina,flujo supercrítico a gruesa, el flujo subcrítico.Cuando el número de Froude de un flujo está cerca de una,ondas estacionarias temporal puede formar en la superficiedel agua antes de empinamiento y rompiendo en unadirección aguas arriba. La arena en la cama desarrolla una Configuración lechosuperficie paralela a la onda estacionaria, y como elel flujo de sedimentos se agudice se acumula en la subidalado de la Configuración lecho. Estos se denominan bedforms antidunes,y, de ser conservado, antidune estratificación cruzadase estratificación inmersión aguas arriba. Sin embargo,dicha reserva se ve raramente debido a que la ondase rompe, la Configuración lecho antidune suele vuelto a trabajar, ycomo la velocidad de flujo posteriormente cae el sedimentose vuelve a trabajar en la parte superior camas etapa de avión por subcríticoflujo. Bien documentados los casos de antiduneestratificación cruzada se conocen desde el pico de piroclásticodepósitos (17.2.3), donde se acompaña de flujo de alta velocidadpor muy altas tasas de sedimentación (Schminkeet al. 1973).

4.3.6 Configuración lecho diagrama de estabilidadLa relación entre el tamaño de grano del sedimentoy la velocidad de flujo se resume enFig. 4,20. Este diagrama de estabilidad Configuración lecho indicaConfiguración lecho de la que se producirá de un grano determinadotamaño y la velocidad y se ha construido a partirlos datos experimentales (modificado a partir de 1991, Southardy Allen, 1997). Cabe señalar que la parte superiorlos límites del campo de ondas es fuerte, pero el otrolímites entre los campos son gradación yexiste una superposición donde cualquiera de las dos formas de fondopueden ser estables. Tenga en cuenta también que las escalas son logarítmicasen ambos ejes. Dos son los regímenes de flujo generalesreconocido: un régimen de flujo inferior en la que las ondas,dunas y camas bajas planas son estables y la parte superior unrégimen de flujo en camas planas y forma antidunes.El flujo en el régimen de flujo inferior es siempre subcríticoy el cambio de flujo supercrítico se encuentra dentro delcampo de antidune.Los campos en el diagrama de estabilidad en Configuración lechoFig. 4,20 son para una cierta profundidad del agua (25 a 40 cm) y para el agua clara a una temperatura particular(108C), y las fronteras va a cambiar si el flujoprofundidad es variada, o si la densidad del agua es variadacambiando la temperatura, salinidad o por adiciónsuspendido de carga. Configuración lecho diagramas de estabilidad puede ser

utilizado en conjunción con las estructuras sedimentarias encapas de arenisca para proporcionar una estimación de la velocidad,o reconocer los cambios en la velocidad de flujo, de la quedeposita la arena. Por ejemplo, un lecho de medioarena que fue plano-acostado en la base, cruz camasen el medio y rizado laminado cruzado en la parte superiorpodría ser interpretado en términos de una disminución en el flujovelocidad durante la deposición de la cama.

4.4 ONDASUna onda es una perturbación que se propaga a través de un gas,líquido o sólido que implica la transferencia de energíaentre las partículas. En su forma más simple, las ondas de hacerlono implican el transporte de masa, y una forma de ondaimplica un movimiento oscilatorio de la superficie delagua sin ningún movimiento horizontal del agua neta.La forma de onda se mueve a través de la superficie del agua en elforma se ve cuando una piedra cae en el agua quieta.Cuando una onda entra aguas muy poco profundas de la amplitudaumenta y luego la ola rompe la creación de lael movimiento horizontal de las olas en las playas delagos y mares.Una sola onda puede ser generada en un cuerpo de aguatal como un lago o el océano como resultado de una entrada de energía por un fenómeno terremoto, deslizamiento o similar.Los tsunamis son olas producidas por un soloeventos, y éstos se consideran más en la sección11.3.2. Trenes de ondas continuas están formadas porviento que actúa sobre la superficie de un cuerpo de agua, quepueden variar en tamaño de un estanque a un océano. La alturay la energía de las ondas está determinada por la fuerza deel viento y la extensión, la extensión de agua a través dedonde sopla el viento de generación de olas. Las ondas generadasen los océanos abiertos pueden viajar más allá de lazonas que se hayan generado.

4.4.1 La formación de ondas de ondaEl movimiento oscilatorio de la superficie superior de un aguacorporal producido por ondas genera una vía circularpor moléculas de agua en la capa superior (fig. 4,21). Estemovimiento establece una serie de celdas circulares en el aguaa continuación. Con el aumento de la fricción interna reduce la profundidadel movimiento y el efecto de las ondas de superficie se extingue.La profundidad a la cual las ondas de superficie afectan a una masa de agua esconoce como la base de onda (11,3). En aguas poco profundas,la base del cuerpo de agua interactúa con las olas.La fricción hace que el movimiento circular en la superficie ase transforman en una trayectoria elíptica, quees aplanado en la base en una oscilación horizontal.Esta oscilación horizontal, puede generar ondas de ondaen los sedimentos. Si el movimiento del agua es puramente oscilatorialas ondulaciones formadas son simétricas, pero superpuesta unacorriente puede resultar en ondas de onda asimétricos.A energías bajas onduladas olas de granos formar(Fig. 4.22). El pico de velocidad de movimiento de granos se encuentra enel punto medio de cada oscilación, lo que reduce a cero

en los bordes. Esto barre los granos lejos de la mitad,donde se forma un valle, a los bordes dondecrestas de ondulación se acumulan. ROLLING ondas de granos se caracterizanpor valles amplios y crestas afiladas. A mayorgranos de energías se pueden mantener en suspensión temporaldurante cada oscilación. Pequeñas nubes de granos sonbarrido de las artesas en las crestas dondecaer fuera de la suspensión. Estas ondas vórtice(Fig. 4.22) se han más redondeadas crestas, pero son de otra manerasimétrica.

4.4.2 Características de las ondas de la ondaEn el plan de ondas vista de onda tiene largo y recto con suavidadcrestas sinuosas que se puede bifurcar (split) (Fig. 4.23);estas características se pueden observar en la ropa de camaplanos de las rocas sedimentarias. En onda sección transversalondulaciones son generalmente simétricos de perfil, láminasdentro de cada inmersión en onda en ambas direcciones y la superposición se(Fig. 4.24). Estas características pueden ser preservadosen laminación cruzada generada por elacumulación de sedimento influenciado por las ondas(Fig. 4,25). Ondas de onda se pueden formar en cualquier país que no cohesivasedimentos y son principalmente sedimentos gruesos se ve en la arena y de todos los grados. Si la energía de las olas es altasuficientes ondas de onda se pueden formar en gránulos y guijarros,formando ondulaciones grava con longitudes de onda de variosmetros y alturas de decenas de centímetros.

4.4.3 Distinción de onda y las ondas de corrienteDistinguir entre las olas y las ondas de corriente puedeserá fundamental para la interpretación de paleoambientes.Ondas de onda se forman solamente en relativamenteaguas poco profundas en la ausencia de fuertes corrientes,mientras que las ondas de corriente se puede formar como un resultado deel flujo de agua en profundidad en cualquier entorno subacuático.Estas distinciones permiten depósitos de un superficiallago (10.7.2) o la laguna (13.3.2) para serdistinguirse de alta mar (14.2.1) o marinos profundosentornos (14.2.1), por ejemplo. El dos diferentestipos de dominó se pueden distinguir en el campo de labase de sus formas y geometrías. En vista en plantaondas tienen crestas de onda largas y rectas a sinuosasque se puede bifurcar (división), mientras que las ondas de corrienteson casi siempre muy sinuosa y dividido en pocas palabras,crestas curvadas. Cuando se ve desde las ondas laterales de ondason simétricos con transversal láminas inmersión enambas direcciones a ambos lados de las crestas. En contraste,ondulaciones actuales son asimétricos con transversal láminasinmersión en una sola dirección, siendo la única excepción de escalada ondulaciones que tienen claramente asimétricainmersión láminas.Además de la onda y bedforms actuales yestructuras sedimentarias se describe en este capítulo noson también características llamados "montículos y crossstratification swaley '.Estas características se cree que son característicosde la actividad de tormentas en las plataformas continentales y

se consideran por separado en el capítulo de esteMarco deposicional (14.2.1).

4.5 Los flujos de masasMezclas de que los detritus y mover el líquido bajola gravedad se conocen colectivamente como los flujos de comunicación, los flujos de gravedad o las corrientes de densidad (Middleton yHampton 1973). Una serie de mecanismos diferentesestán involucrados y todos requieren una pendiente para proporcionarla energía potencial para conducir el flujo. Esta pendiente puedeser la superficie sobre la cual el flujo se produce, pero unael flujo por gravedad también se mueve sobre una superficie horizontal, sise adelgaza flujo descendente, en cuyo caso la energía potenciales proporcionada por la diferencia en altura entre elparte superior de las aguas arriba y aguas abajo de las partesel flujo.

4.5.1 Los flujos de escombrosLos flujos de escombros son mezclas densas y viscosas de los sedimentosy agua en la que el volumen y la masa de sedimentoexcede la del agua (Major 2003). Un viscoso denso,mezcla de este tipo tendrán típicamente una baja Reynoldsnúmero de modo que el flujo es probable que sea laminar (4.2.1). Enla ausencia de turbulencia sin clasificación dinámica dematerial en diferentes tamaños se produce durante el flujo yel depósito resultante es muy mal clasificados. Algunos de clasificaciónpueden desarrollar por sedimentación lenta y no localmentepuede ser de clasificación inversa producida por cizallamiento en elcama de frontera. Material de cualquier tamaño de la arcilla a granrocas pueden estar presentes.Los flujos de escombros se producen en la tierra, principalmente en las zonas áridasentornos en los que el suministro de agua es escasa (por ejemplo,algunos abanicos aluviales, 9.5) y en ambientes submarinosdonde el transporte de material hacia abajo continentalpendientes (16.1.2) y localmente en algunas de grano gruesodelta pendientes (12.4.4). Deposición interna se produce cuandola fricción llega a ser demasiado grande y 'congela' el flujo de(Fig. 4.26). Puede haber poco cambio en el espesordel depósito en una dirección proximal a distal yla distribución del tamaño de clasto puede ser la misma en todael depósito. Los depósitos de flujos de escombros en la tierra sonpor lo general la matriz apoyados por conglomerados, aunqueclasto-soportados depósitos también se producen si el familiarproporción de clastos grandes es alta en el sedimentomezcla. Ellos están mal clasificados y muestran una caóticatela, es decir, generalmente no hay orientación preferente delos clastos (Fig. 4.27), excepto en las zonas de corteque se puede formar en la base del flujo. Cuando una escombrosviaja a través de flujo de agua que en parte puede mezclar con ellay la parte superior del flujo puede ser diluido. Laparte superior de los flujos de escombros subacuáticas se caracteriza, pues,por una gradación ascendente en una mejor ordenados, clasificadossedimentos, que pueden tener las características de unturbiditas (véase más adelante).

4.5.2 Las corrientes de turbidezLas corrientes de turbidez son impulsadas por la gravedad mezclas turbias

de sedimento suspendido temporalmente en agua.Se trata de mezclas menos densos que los flujos de escombros ycon un número de Reynolds relativamente alto son generalmenteflujos turbulentos (4.2.1). El nombre se deriva desus características de ser mezclas opacas de sedimentoy agua (turbia) y no el flujo turbulento.Fluyen por las laderas o sobre una superficie horizontalsiempre que el espesor del flujo es mayor flujo ascendente de lo que es de flujo descendente. El depósito de una turbidezactual es una de turbiditas. La mezcla de sedimentos puedecontienen grava, arena y lodo en las concentracionestan poco como unas pocas partes por mil o hasta un 10%en peso: en las altas concentraciones de los flujosno puede ser turbulento y no se refiere siemprecomo corrientes de turbidez. Los volúmenes de materialparticipar en un evento único flujo puede ser de hastaa decenas de kilómetros cúbicos, que se extiende porel flujo y se deposita como una capa de unos pocos milímetrosa decenas de metros de espesor. Las corrientes de turbidez, ypor lo tanto, turbiditas, puede ocurrir en cualquier parte donde el aguahay una fuente de los sedimentos y una pendiente. Ellos soncomún en los lagos profundos (10.2.3), y puede ocurrir enlas plataformas continentales (14,1), pero son más abundantes enambientes marinos profundos, donde son turbiditasdepósitos clásticos dominante (16.1.2). La asociacióncon los ambientes marinos profundos puede conducir a lasupuesto de que todas las turbiditas son depósitos marinos profundos,pero no son un indicador de profundidad como turbidezcorrientes son un proceso que puede ocurrir en aguas poco profundastambién.Los sedimentos que se encuentra inicialmente en suspensión en la turbidezactual (fig. 4,28) comienza a entrar en contactocon la superficie subyacente en las que puede llegar a undetener o moverse por la rodadura y suspensión. Al hacerlo, sesale de la suspensión y es la densidad del flujoreducido. El flujo en una corriente de turbidez se mantiene porel contraste de densidad entre la mezcla sedimento-aguay el agua, y si este cambio se reduce, el flujoralentiza. A la cabeza de la corriente (Fig. 4.28) mezcla turbulenta de la corriente con agua se diluyela corriente de turbidez y también reduce la densidadcontraste. Como más sedimento se deposita desde eldesaceleración del flujo de un depósito se acumula y el flujocon el tiempo se detiene cuando el flujo se ha extendidoa cabo como una capa delgada y uniforme de hoja.De baja y media densidad, corrientes de turbidezEl primer material que se deposita desde una turbidezcorriente será más grueso ya que esto se caiga deprimera suspensión. Por lo tanto uno de turbiditas es característicamentenormalmente se clasifican (4.2.9). Otros sedimentariaestructuras dentro de la cama graduada reflejar el cambioprocesos que se producen durante el flujo y variar estosde acuerdo con la densidad de la mezcla inicial. Bajo ade densidad media corrientes de turbidez idealmente formará unsucesión conocida como una secuencia de Bouma (fig. 4,29),

su nombre al geólogo que fue el primero que se describe(Bouma, 1962). Cinco divisiones se reconocen dentro dela secuencia de Bouma, conocido como 'a' a las divisiones 'e'y Ta anotado, Tb, y así sucesivamente.Ta) Esta parte más baja se compone de mal clasificados, sin estructuraarena: en el depósito de la base desgrasadose produce rápidamente a partir de la suspensión con reducidaturbulencia inhibir la formación de bedforms.Tb) laminado de arena que caracteriza a esta capa, eltamaño de grano es normalmente más fina que en "a" y elel material es más ordenados: las láminas son paralelasgenerada por la separación de los granos en el altorégimen de flujo de transporte (4.3.4).Tc) Cruz laminada a medio y arena fina, a vecescon la escalada de laminación onda, forman eldivisión media de la secuencia de Bouma: estoscaracterísticas indican velocidades moderadas de flujodentro del campo Configuración lecho estabilidad rizado (4.3.6)y las altas tasas de sedimentación. Laminación convoluta(18.1.2) también puede ocurrir en esta división.Td) arena fina y limo en esta capa son los productosde la disminución del flujo en la corriente de turbidez: horizontalláminas pueden ocurrir pero es la laminacióncon menos frecuencia bien definida que en la 'b' de la capa.Te) la parte superior de la turbiditas consta de grano finosedimento de limo y arcilla de grado: esdepositado a partir de la suspensión después de la turbidezactual ha llegado al descanso y es por tanto un hemipelágicodepósito (16.5.3).Las corrientes de turbidez están disminuyendo los flujos, es decir, quedisminuir la velocidad a través del tiempo como depósito de materiales,pero esto significa que también disminuyen la velocidadcon la distancia desde la fuente. Por consiguiente, existe unadisminución en el tamaño de grano depositado con la distancia(Stow 1994). Las partes inferiores de la secuencia de Boumasólo están presentes en las partes más proximales de laflujo. Con distancia de las divisiones inferiores son progresivamenteperdido el flujo arrastra sedimentos sólo más fino(Fig. 4.30) y sólo la 'c' a 'e' o tal vez sólo 'd'y 'E' partes de la secuencia Bouma se depositan. Enlas regiones más proximales de la turbulencia del flujo puedeser lo suficientemente fuerte para causar la diarrea, y por completoeliminar las partes superiores de una cama depositada previamente.La 'd' y las divisiones de 'E' por lo tanto, pueden estar ausentes debido a esto la erosión y el sedimento erosionado puedan ser incluidosen el depósito suprayacente como clastos de barro. Lacompletar Ta a la secuencia de Te es por lo tanto, sólo es probable queocurren en ciertas partes del depósito, e incluso allídivisiones intermedias pueden estar ausentes debido, por ejemplo,para prevenir la formación rápida deposición ondulaciónen el Tc. Completa Ta-e secuencias de Bouma se encuentran enhecho bastante raro.De alta densidad de las corrientes de turbidezBajo condiciones donde hay una mayor densidad dematerial en la mezcla de los procesos en el flujo y

por tanto, de las características del depósito son diferentesde los descritos anteriormente. De alta densidad turbidezcorrientes tienen una densidad aparente de al menos 1,1 g cm3(Pickering et al., 1989). Las turbiditas depositadas porestos flujos tienen una unidad más gruesa gruesa en su base,que se puede dividir en tres divisiones (Fig. 4,31).Divisiones de S1 y S2 son los depósitos de tracción de gruesamaterial, con la parte superior, S2, lo que representa el"Congelamiento" de la corriente de tracción. Cubriendo este es ununidad, S3, que se caracteriza por las estructuras de escape de fluidolo que indica la rápida deposición de sedimentos. Laparte superior de la sucesión es más similar a laSecuencia Bouma, con el equivalente a la tuberculosis y el TT y TCrecubierto por Td y Te: esta parte superior por lo tanto,refleja el depósito de un flujo de baja densidad, una vezla mayor parte del sedimento ya había sido depositado enla división de 'S'. Las características de alta densidadturbiditas fueron descritas por Lowe (1982), despuésque la sucesión es a veces llamada.

4.5.3 Flujos de granoLas avalanchas son los mecanismos de transporte de masa conuna pendiente pronunciada, que también se conocen como los flujos de grano.Las partículas en un flujo de grano se mantienen separados en el fluidopor medio de grano repitió a las colisiones de granos yel grano fluye rápidamente "congelación" tan pronto como la cinéticaenergía de las partículas cae por debajo de un valor crítico.Este mecanismo es más eficaz en el material bien ordenadoscaer por gravedad por una pronunciada pendiente, comola cara de deslizamiento de una duna eólica. Cuando las partículas enel flujo se encuentran en suspensión temporal, hay una tendenciapara los granos más finos para caer entre el gruesoseres, un proceso conocido como tamizado cinética, quelos resultados en una clasificación inversa ligero en la capa una vez quese deposita. Aunque la mayor parte común a pequeña escalaen las arenas, los flujos de granos también puede ocurrir en más gruesa, grava el material en un ambiente subacuático empinada como laForeset de un delta tipo Gilbert (12.4.4).

4.6 Grietas de desecaciónArcilla rica en sedimentos cohesivos y las partículas individualestienden a pegarse el uno al otro mientras se seca el sedimentoa cabo. Cuando el agua se pierde el volumen se reduce y las agrupacionesde minerales de arcilla separar el desarrollo de grietas en elsuperficie. Bajo condiciones subaéreos un patrón poligonalde las grietas se desarrolla cuando se seca sedimentos fangosospor completo: se trata de grietas de desecación(Fig. 4,32). El espaciamiento de grietas de desecación dependeel espesor de la capa de lodo húmedo, con unaamplio espaciamiento que ocurre en gruesos depósitos. Ensección transversal desecación grietas hacia abajo cónicosy los bordes superiores pueden enrollar si toda la humedaden el lodo es expulsado. Los bordes de las grietas de desecación se eliminan fácilmente por las corrientes más tarde y puedense conserva como fichas de barro o lodo, escamas en laque cubre los sedimentos. Grietas de desecación son los más

claramente preservados en rocas sedimentarias, cuando elgrietas se llenan de lodo o arena arrastrados por el aguao soplado por el viento. La presencia de desecacióngrietas es un indicador muy fiable de la exposición de losel sedimento a las condiciones subaéreas.Sinéresis grietas son fisuras de retracción que formanbajo el agua en los sedimentos arcillosos (Tanner, 2003). Comola capa de arcilla compacta se asienta y se contrae para formargrietas individuales en la superficie del lodo. En contraste congrietas de desecación, grietas sinéresis no son poligonalespero simple, recta o ligeramente curva cónicagrietas (Fig. 4,33). Estos contracción subacuáticogrietas se han formado experimentalmente y tienense ha informado en las rocas sedimentarias, aunque algunosde estos hechos han sido re-interpretarse como la desecacióngrietas (Astin, 1991). Ni la desecacióngrietas ni fisuras sinéresis se forman en limo o arenaporque estos materiales no son más gruesos cohesiva.

4,7 SEDIMENTARIA ESTRUCTURAS EROSIONADASUn flujo turbulento sobre la superficie del sedimento que tieneRecientemente se han depositado puede resultar en el parcial yeliminación localizada de sedimento. Decapado puede formar unacanal que limita el flujo, más comúnmentevisto en la tierra como los ríos, pero similar flujos confinadospuede ocurrir en muchos otros ambientes sedimentarios, a la derechahasta el fondo del mar profundo. Uno de los criterios parael reconocimiento de los depósitos de flujo canalizado dentro deestratos es la presencia de una erosión fregar la superficie que marca la base del canal. El tamaño de los canalespuede variar desde características menos de un metro de profundidady sólo metros de diámetro a gran escala de muchas estructurasdecenas de metros de profundidad y kilómetros a decenas de kilómetrosde ancho. El tamaño suele distinguir los canalesa partir de otras características recorren (véase más adelante), aunqueel criterio clave es que un canal confina el flujo,mientras que la diarrea no lo hacen otros.Los pequeños rasgos de erosión en una superficie de la cama sonconoce como marcas individuales (Fig. 4,34). Se conservanen el registro de las rocas cuando otra capa de sedimentose deposita en la parte superior dejando la función en elropa de cama plana. Sole marcas se pueden dividir en losque se forman como resultado de la turbulencia en el agua causandola erosión (marcas de la erosión) y las impresiones formadas porlos objetos transportados en el flujo de agua (marcas de herramientas) (Allen1982). Se pueden encontrar en una gama muy amplia deambientes sedimentarios, pero son más comunesen la sucesión de turbiditas, donde la marca únicase conserva como un molde en la base de la suprayacenteturbiditas.Marcas de la erosión remolinos turbulentos en un flujo de erosionarla capa subyacente y crear un distintivo de erosiónsocavación llama yeso de flauta. Flauta moldes son asimétricasen sección transversal con un borde opuesto empinada una ahusadaborde. En vista en planta que son más estrechas en un extremo,

ensanchamiento hacia fuera sobre el borde afilado. La estrecha y empinada,final de la flauta marca el punto donde el remolinoInicialmente erosionado en la cama y la reducción paulatina de la, más ampliaborde marca el paso del remolino como se barriópor la corriente. El tamaño puede variar desde unos pocos centímetrosa decenas de centímetros de diámetro. Como con muchosúnica marca que es tan común encontrar al elenco de lacaracterística formada por la colmatación de la depresión como lo es para encontrar la depresión en sí (fig. 4,34). Laasimetría de las marcas de flauta significa que pueden serutilizados como indicadores palaeocurrent donde son conservadoscomo arroja sobre la base de la cama (5.3.1). Unobstáculo en la superficie de la cama como una piedra o conchapuede producir remolinos que recorren en la cama (obstáculodiarrea). Las características lineales sobre la superficie del lecho causada porturbulencias se alargan crestas y surcos, si en elescala de milímetros o canaletas lanza si los canales sonuna cuestión de centímetros de ancho y profundo, que se extiende porvarios metros a lo largo de la superficie del lecho.Herramienta de marca Un objeto que está siendo transportado en un flujo de más de uncama puede crear marcas en la superficie de la cama. Las ranuras sonclaramente definida alargado marcas creadas por un objeto(Herramienta) que se arrastra a lo largo de la cama. Las ranuras son marcadamentecaracterísticas definidas en contraste con cheurones, quese forman cuando el sedimento es todavía muy blanda. Un objetosaltating (4.2.2) en el flujo puede producir marcasconocido también como productos, saltar o rebotar en las marcaslos puntos donde aterriza. Estas marcas se ven a menudoen líneas a lo largo del plano de estratificación. La forma y tamaño detodas las marcas de herramientas está determinada por la forma del objetoque los creó, y en forma de fragmentos irregulares,tales como fósiles, puede producir signos distintivos.

4.8 TERMINOLOGÍA PARA ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Y CAMASAl describir las capas de roca sedimentaria, es útil para indicar el grosor de las camas son, y esto puede hacerse simplemente indicando las mediciones en milímetros,centímetros o metros. Esto, sin embargo, puede ser engorrosoa veces, y puede ser más fácil para describir elcamas como "gruesa" o "ligero". En un intento de normalizar estela terminología, hay un acuerdo general en el conjunto de 'definiciones'para la cama de espesor (Fig. 4.35). Una cama es una unidad desedimento que es generalmente uniforme en carácter yno contiene saltos de distintivos: se pueden clasificar(4.2.5), o que contienen diferentes estructuras sedimentarias.La base puede ser de erosión si no se desgrasado, paraejemplo en la base de un canal, agudo, o algunas vecesgradación. La alternancia de capas delgadas de diferentelitologías se describen como intercaladas y songeneralmente se considera como una sola unidad, en lugar de comocamas separadas.En común con muchos otros campos de la geología,hay alguna variación en el uso de la terminologíapara describir bedforms y estructuras sedimentarias. Laenfoque utilizado aquí se deduce que de Collinson et al.(2006). Estratificación cruzada es cualquier superposición en unsedimento o roca sedimentaria que se orienta a un

ángulo con la horizontal de sedimentación. Estos inclinadolos estratos con mayor frecuencia se forman en la arena y gravala migración de bedforms y puede ser conservado sino hay acumulación neta. Si la Configuración lecho es una ondulaciónla estructura resultante se conoce como laminación cruzada.Las ondas son limitadas en altura de la cresta a unos30 mm por lo que la cruz-laminada camas no se exceda elespesor. La migración de formas de fondo de dunas produceestratificación cruzada, que puede ser de decenas de centímetros adecenas de metros de espesor. Cruz-la estratificación esel término más general y se utiliza para la estratificación inclinadagenerado por procedimientos distintos de la migraciónbedforms de, por ejemplo las superficies inclinadasformado en el borde interior de un río en un punto-barla migración (9.2.2). Una sola unidad de laminado cruzado,sedimentos cruz camas o cruz estratificada-se refierecomo una cama-conjunto. Cuando un lecho contiene más deun conjunto de un mismo tipo de estructura, la pila de conjuntosse llama un co-conjunto (fig. 4,36).Las mezclas de arena y el lodo se producen en entornosque las variaciones de experiencia en la actividad actual o de las olaso el suministro de los sedimentos debido al cambio de intensidad de la corrienteo energía de las olas. Por ejemplo, la configuración de las mareas (11,2) la pantallacambios regulares en la energía en diferentes partes delciclo de las mareas, permitiendo arena para ser transportado y depositadoen algunas etapas y el barro que se depositan ensuspensión a otros. Esto puede conducir a alteraciones simplesde capas de arena y barro, pero si las ondas se forman en la arena debido a la actividad ya sea actual o de onda a continuaciónuna matriz de estructuras sedimentarias (Fig. 4.37) puedelugar en función de las proporciones de lodo y arena.Las camas Flaser se caracteriza por la delgada aisladacortinas de lodo entre la cruz-láminas de una arena.Camas lenticular está compuesta de ondas aislados dearena, completamente rodeada por el barro, y el intermedioformas compuestos de proporciones aproximadamente igualesde arena y el barro se llaman las camas ondulada (Reineck y Singh 1980).

4.9  Estructuras sedimentarias y Ambientes sedimentariosLa ecuación de Bernoulli, la Ley de Stokes, Reynolds y Números de Froude puede parecer muy alejado de sedimentos las rocas expuestas en un acantilado, pero si vamos ainterpretar esas rocas, en términos de los procesos que lo formó un poco de conocimiento de la dinámica de fluidos es útil. Entender lo que las estructuras sedimentarias significan en términos de procesos físicos es uno de los puntos de partida para el análisis de las rocas sedimentarias en términos de medio ambiente de deposición. La mayor parte de las estructuras sedimentarias que se describen son familiares de terrígenos rocas clásticas pero es importante recordar que cualquier partícula interactúa con el fluido medio se transporta en y muchas de estas características también se producen frecuentemente en los sedimentos calcáreosformado por los restos bioclásticas y rocas volcaniclásticas. El siguiente capítulo introduce los conceptos utilizados en el análisis paleoambiental y es seguido por capítulos que tienen en cuenta los procesos y productos de entornos diferentes en más detalle.

LECTURA ADICIONALAllen, J.R.L. (1982) Las estructuras sedimentarias: su carácter

y Fundamentos de Física, vol. 1. La evolución de Sedimentología.Elsevier, Amsterdam.Allen, J.R.L. (1985), Principios de Física Sedimentología.Unwin Hyman, Londres.Allen, P.A. (1997) Procesos de superficie de la Tierra. Blackwell Science,Oxford, 404 ppCollinson, J., Mountney, N. y Thompson, D. (2006) sedimentariaEstructuras. Terra Publishing, Londres.Leeder, MR (1999) Sedimentología y cuencas sedimentarias:La turbulencia de la tectónica. Blackwell Science, Oxford.Pye, K. (Ed.) (1994) Transporte de Sedimentos y procesos deposicionales.Blackwell Scientific Publications, Oxford.