sedimentos

1Introducción: 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 el orden 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 estratigráfico registro 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. 1.1 Procesos sedimentarios El 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 con elementos 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 en origen, tamaño, forma y composición. Las partículas tales como granos y guijarros se pueden derivar de la erosión de las rocas 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 y planta 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 todo proporcionar 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 biológicas que 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. 1.2 Ambientes sedimentarios y Facies Sedimentarias El 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 canal confinar 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 forma de 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 eran dominantes; 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 la imagen) 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). 1.3 El 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. 1.4 Estratigrafía El 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 tiempo y 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 en diferentes 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 desierto dunas 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. 1.5 LA ESTRUCTURA DE ESTE LIBRO Sedimentología y estratigrafía puede ser considerados así como continuos procesos y productos, tanto en espacio y tiempo. Sedimentología se refiere principalmente 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 entornos del 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 químicos y otros componentes que conforman los sedimentos (los Capítulos 2 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, las características 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 postdeposicionales, incluyendo litificación y la formación de hidrocarburos, son considerados 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 ADICIONAL Los textos siguientes se ofrece una información general a la geología. Chernicoff, S. & Whitney, D. (2007) Geología: una introducción a 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., Nueva York. 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 / Prentice Hall, de Nueva Jersey. Summerfield, MA (1991) Geomorfología global: una introducción para 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 y conglomerados 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 la historia del transporte del material y el medio ambiente de deposición. 2.1 CLASIFICACIÓN DE LOS SEDIMENTOS Y DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Una 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 químicamente carbonato 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 para este 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 veces con 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; Wentworth 1922). 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 gruesa los 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 logaritmo de 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 grano tamaño, 0,5 mm es +1Φ, 0,25 mm es +2Φ, etc. 2.2. El conglomerado y la grava Clastos 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 fragmentación de 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 angular clastos. 2.2.1 Composición de grava y conglomerado Una 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 preservados como 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 de una roca sedimentaria conglomerática (5.4.1). 2.2.2 Textura del conglomerado Las capas de los conglomerados raras veces se compone enteramente de grava 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 un proporción 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 intraformacional se 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, con clastos 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 rodeados por 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 compone de 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 interpretación es 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 clastos Las 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 la resistencia 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 al flujo de hielo. Fig. 2.6 Un conglomerado clastosoportados: las piedras son en contacto unos con otros. Fig. 2.7 Un conglomerado matriz soportada: cada piedra es rodeado por la matriz. 2.3 RENAS Y ARENISCA Los granos de arena se forman por la descomposición, por la meteorización y la erosión de la rocas ya existentes por la (6,4 y 6,5), 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, Fig. 2.9 Un conglomerado cama o fragmentos líticos. Los granos que se forman dentro de la mostrando la imbricación de los clastos ambiente de depósito son principalmente de debido a la deposición en una corriente origen biogénico, es decir, que son piezas que fluye de izquierda a derecha. 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 mm y una arenisca se define como una roca sedimentaria con granos de estos tamaños. Este rango de tamaño se divide en cinco intervalos: muy fino, fino, medio, grueso y 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 roca y 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. Cuarzo El 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 intermedia y 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. 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. Feldespato Mayoría 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 feldespatos sólo 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 deposición es 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). Mica Los 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 pesados Los 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 son comunes 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), porque pueden 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 minerales Otros 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 líticos El 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 arenas formadas 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 composición es 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 preexistentes 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 la ruptura 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 biogénicas Pequeños trozos de carbonato de calcio que se encuentra en la arenisca suelen 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 autigénicos Los 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 otro importante mineral formado de esta manera es glauconita /glaucony (11.5.1), un silicato de hierro verde que se forma en ambientes marinos poco profundos. Matriz El 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 depositado junto 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. Condiciones tales como areniscas calcáreas y ferruginosas, la arenisca también puede ser utilizada para indicar una determinada composición química, en estos casos una proporción notable de 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 de granos 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 contienen 95% 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 petrográfico Una 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 blanco luz 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 de rocas, 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 de ellos, 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 pasar a 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 se aparece 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 de una 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 pueda medirse. 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 grano Una 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. Alivio El 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 destaca contra 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 tal como 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 Escisión No 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 clivaje cuando 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 modo tienen muchas propiedades ópticas que son similares a las del cuarzo, comúnmente muestran claras líneas paralelas del clivaje. Sin embargo, la orientación del mineral en 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 opacidad Esta 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 particular óxidos 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 oscuras marrón largo, es probable que sean fragmentos de material orgánico. Pleocroísmo Un 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 variaciones en el grado de absorción de longitudes de onda diferentes de luz cuando la red cristalina es diferente a las orientaciones. Colores de birrefringencia Cuando 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 que había 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 a a 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 según en el tipo de mineral y la orientación del grano particular (y, de hecho, el espesor de la rebanada 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 extinción Cuando 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 el grano 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 paralela a 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 medido haciendo 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 cristales Ciertos minerales normalmente muestran un fenómeno conocido como el hermanamiento, cuando dos cristales se han formado adyacentes entre sí, pero con orientaciones opuestas de 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 LPA los 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 bajo cruzó 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 ópticas en la figura. 2,13. Cuarzo La 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 ópticas y su presencia se puede utilizar como un indicador de procedencia (5.4.1). Feldespatos Los 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 es colores 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 momento echar 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 entre otra: 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 negro apariencia bajo LPA. El ángulo de extinción varía con la composición, y se utiliza como una manera de distinguir diferentes minerales en el grupo de las plagioclasas (Gribble y Hall 1999; Nesse 2004). Micas Hay 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 son filosilicatos, 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 son muy 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 silicato En comparación con las rocas ígneas, las rocas sedimentarias contienen 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 no sobreviven durante el tiempo suficiente para ser incorporado en los sedimentos. Glauconita Este 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 carbonato Los 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 en las 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 sulfuros La 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 hematita es 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 el mineral 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 pesados Una 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 reconocer por su relieve muy alto: los bordes de un grano de circón aparecerá como líneas negras gruesas. Otros relativamente minerales comunes pesados son rutilo, apatita, turmalina y 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 cristales o 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 calcedonia Bajo 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 para ser 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 orgánico Material 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 sedimentarias Clastos 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 bordes de los clastos de tamaño de limo. Fragmentos de rocas ígneas Los 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 metamórficas Las 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 brillante manchas de color dentro de la clastos se puede ver. 2.3.8 Matriz y el cemento El 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 ser difícil 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 pequeño granos. 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 técnicas se 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 del A 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 un esquema de clasificación apropiada (por ejemplo, el Pettijohn clasificación, fig. 2.11). Punto de cuenta Para 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 Lutitas Terrígenos 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 grano tamaño 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 la constituyentes 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 lutitas El 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. Individual las 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 a cualquier 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 limolita Los 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 físicamente desglosadas 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 que el 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 limopuede permanecer en suspensión en el aire como polvo durante largos períodos y puede llevarse 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 loess parece haber sido importante durante los períodos glaciales (7,6 y 7,7). 2.4.3 Minerales 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 comúnmente en 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 arcilla Identificación 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 una roca. 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 que la 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 del composición 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 arcilla La 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 como entornos de marea (11.2). 2.5 Texturas y Analisis de Clasticos Terrigenos en las Rocas Sdimentarias Las 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 y mediciones 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 el área 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 entonces pasada 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 histograma tiene 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 innecesario y 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 se deposita 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 de una 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 será esférica, 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 textural La 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 submadura, 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 mineralógica Madurez 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, clasto tipos 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 muy alta 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 la aumenta 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 condiciones en las que el material fue depositado y proporcionará la clave para el análisis paleoambiental discutido en los últimos capítulos de este libro. LECTURA ADICIONAL Adams, A. Mackenzie, W. y Guilford, C. (1984) Atlas de Las rocas sedimentarias bajo el microscopio. Wiley, Chichester. Blatt, H. (1982) Petrología sedimentaria. W.H. Freeman y Co, Nueva York. Blatt, H., Middleton, G.V. Y Murray, R.C. (1980) Origen de las Rocas Sedimentarias (2 ª edición). Prentice-Hall, Englewood Cliffs, 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 y Arenisca. 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 Calizas Las 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 encuentra en 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 Calcita El 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, calcita reacciona 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 por rayar 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 parte de 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-Mg calcita), 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). Aragonita No hay diferencia química entre calcita y aragonita, pero los dos minerales difieren en su forma 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. Dolomita El 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 mineral también 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 puede distinguirse 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). Siderita La 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 carbonatos Todos 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 ferrosaclaro. 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 Biomineralizados Formando 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 como parte 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-animales Los 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 importante excepto 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 completamente conservados 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 del cristales 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 bien flotando 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 puedan formar 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 muchos o 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. Calizas estructuras 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 las partes duras de los organismos con los tubos sinuosos de calcita o aragonito. Formando carbonato de plantas Organismos 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 crece las 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 que tienen 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 caliza Una 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 calcio carbonato 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 crecido en 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 partículas menos de un milímetro de ancho. En cortes finos éstos pellets son internamente homogénea, y, si la roca fueron sometidos a algún compactación temprana, pueden tener se 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 lodos Partículas 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 fuente de 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 carbonatoambientes 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). Estos debe 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 MINERALES Estos son minerales formados por precipitación de solución como iones se concentran más cuando el agua se evapora. En promedio, el agua de mar contiene 35 g L ? 1 (35 partes por mil) de los iones disueltos, principalmente cloruro de sodio, sulfato, magnesio, calcio y potasio (Fig. 3.8). La química del lago aguas es variable, a menudo con los mismos iones principales en diferentes proporciones. La combinación de aniones y cationes en los minerales se produce a medida que estén concentrada y el agua saturada con respecto a un compuesto particular. Los compuestos menos solubles Se precipitó primero, por lo que el carbonato de calcio es primero precipita fuera del agua de mar, seguido por sulfato de calcio y cloruro de sodio como las aguas se vuelven más concentrada. Cloruros de potasio y magnesio sólo se precipitará una vez se ha convertido en agua de mar muy concentró. El orden de la precipitación de evaporitas minerales de agua de mar y la pérdida de agua requerida para que forma se enumeran en la figura. 3,9, junto con el masa formada por unidad de volumen del agua de mar y el química del mineral. 3.2.1 yeso y anhidrita Los más comúnmente se encuentran los minerales evaporíticos en las rocas sedimentarias son las formas de sulfato de calcio, ya sea en forma de yeso y anhidrita. Sulfato de calcio es precipitó de agua de mar, una vez se ha concentrado evaporación el agua al 19% de su volumen original. El yeso es la forma hidratada del mineral (CaSO4.2H2O). Se precipita en la superficie bajo todos pero las condiciones más áridas, pero se puede deshidratar en anhidrita en la sepultura (18,5). La anhidrita tiene no hay agua en la estructura cristalina (CaSO4) y formas ya sea por precipitación directa en las costas áridas (15.2.3) o como una consecuencia de la alteración de yeso por entierro. Se puede llegar a ser hidratado a yeso si el agua se introduce. Primaria de yeso se produce como alargado cristales de selenita, cuando se forma por precipitación fuera del agua. Si se forma como resultado de la rehidratación de anhidrita tiene una forma cristalina fina en nódulos de alabastro. El yeso se produce también como una forma fibrosa en venas secundarias. El yeso se distingue fácilmente de carbonato de calcio minerales en el campo porque es más suave (dureza 2, puede rayar fácilmente con la uña) y no no reacciona con HCl diluido: se puede distinguir de halita por el hecho de que no tiene un sabor salado. Los cristales de de yeso tienen un bajo relieve cuando se observa bajo el microscopio, la división es por lo general bien desarrollados y los colores de birrefringencia son de orden bajo los grises. La anhidrita es un duro (dureza 3.5), minerales densos que el yeso: es comúnmente blanco en muestra de mano, y no se raya con facilidad por una uña. En thinsection los cristales de alta densidad medios tienen una relativamente alto relieve, los colores de birrefringencia son moderados, de orden superior, los colores que el yeso. 3.2.2 Halita Halita (NaCl) precipita de agua de mar, una vez que tiene han 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 cúbico simetría, a veces con una cara de cristal escalonado (Un cristal tolva). La alta solubilidad de sodio cloruro significa que sólo se conserva en las rocas en la ausencia de agua subterránea diluida, que se disolvería él. Exposiciones superficiales de halita se pueden encontrar en algunas regiones áridas, donde no se elimina el agua de lluvia. De origen natural halita es la sal de roca, por lo que el más simple probar para confirmar la presencia del mineral es el gusto: el único mineral que podría ser confundido con sobre esta base es silvita (abajo), pero este mineral de cloruro de potasio tiene un sabor más amargo que la "normal sal 'y es mucho menos común. Halite es blando (dureza 2,5, ligeramente más que el yeso, pero aún rayado por una uña), blanco o incoloro. En sección delgada cristales de halita puede mostrar una escisión fuerte con planos en ángulo recto y, al ser un mineral cúbico, que es isotrópica. 3.2.3 minerales evaporíticos Otros La evaporación del agua de mar puede producir otros minerales, que rara vez se encuentra en grandes cantidades, pero puede ser importancia económica. En particular, potasio, cloruro, silvita (KCl), es una fuente importante de industrial potasa que se produce asociado con halita y se interpreta como el producto de la evaporación extrema de las aguas marinas. Sin embargo, la evaporación de la moderna aguas como resultado un número diferente de magnesio sulfato (MgSO4) minerales en lugar de silvita, y esto ha llevado a sugerir que la composición química de agua de mar no ha sido constante a lo largo de cientos de millones de años (Hardie, 1996). Las variaciones en el importancia relativa de las aguas meteóricas (la escorrentía de de la tierra) y las aguas hidrotermales (de dorsal oceánica respiraderos) se cree que la razón de estas variaciones en la química del agua, que favorecen o KCl MgSO4 precipitaciones en diferentes momentos. Lagos de agua salada (10.3) por lo general contienen la misma se disolvió iones como el agua de mar, pero las proporciones son resultados por lo general diferentes, y esto en las suites de evaporitas minerales característicos de químicos lago diferente. La mayoría de estos minerales son sulfatos, carbonatos y bicarbonatos de sodio y magnesio tales 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 sílex Sílex de grano fino son las rocas sedimentarias silíceas formado por sedimentos de tamaño de cristales de cuarzo entrelazados (Microquartz) y calcedonia, una forma de sílice que se compone de fibras irradiando unas pocas decenas a cientos de micras de longitud. Las camas de la forma de cuarzo o bien como sedimentos primarios o por procesos diagenéticos. En el fondo de mares y lagos de los esqueletos silíceos de organismos microscópicos pueden acumularse para formar un lodo silíceo. Estos organismos son las diatomeas en lagos y estos también se pueden acumular en condiciones marinas, aunque son más Radiolarios comúnmente los principales componentes de silíceo marinos rezuma. Los radiolarios son zooplancton (microscópica animales con un estilo de vida planctónica) y diatomeas son el fitoplancton (algas de libre flotación). Tras la consolidación de estos rezuma formar lechos de sílex. La sílice opalino (ópalo es sílice criptocristalina con agua en la estructura mineral) de las diatomeas y radiolarios es metaestable y recristaliza de calcedonia o microquartz. Sílex son formados a partir rezuma menudo delgada acostado con una estratificación causada por las variaciones en las proporciones de material presente arcilla de tamaño. Ellos son más comunes en los ambientes del océano profundo (16.5.1). Sílex diagenéticos se forman por la sustitución de otro material tal como carbonato de calcio por aguas rica en sílice que fluye a través de la roca. La fuente de la sílice es principalmente biogénica con la sílice opalina de diatomeas, esponjas silíceas y radiolarios son redistribuido. Chert formado de esta manera se produce como nódulos dentro de una roca, tales como los nódulos de sílex oscuros que son comunes dentro de la tiza Cretácico, y como nódulos y capas de calizas irregulares dentro de otros y lutitas. La estructura interna de densa microquartz enclavamiento granos de cuarzo y fibras hace más difícil sedimentaria roca. Se rompe con fractura concoidea y pueden formar fragmentos finos cuando se rompe, una característica que hizo que esta roca muy importante en el desarrollo de 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 de jaspe, y trazas de material orgánico resultado en gris o de pedernal negro. Secciones delgadas a través de sílex revelan patrones característicos de cualquiera de las fibras que irradian en microquartz calcedonia o de enclavamiento completo granos. 3.4 FOSFATOS SEDIMENTARIOS El fosfato de calcio se produce en las rocas ígneas como el apatita mineral, que es un accesorio común mineral en muchas rocas graníticas. Algunos apatita se conserva en los sedimentos de los granos minerales, pero en general fosfatos se producen en la solución y se absorben en el suelo por las plantas o lavar en el medio marino ámbito en el que es absorbido por las plantas y los animales. El fósforo es esencial para formas de vida y está presente en toda la materia viva. Fosfatados material en forma de los huesos, dientes y escamas de pescado se produce dispersa en muchos rocas sedimentarias clásticas y biogénicas, pero mayores Las concentraciones son poco frecuentes, siendo más asocia con frecuencia a poca profundidad marino continental los 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 concentraciones de fosfato (5% a 35% de P2O5) se denominan fosforitas (11.5.2). En mineralogía, fosforitas se componen de francolita, que es un calcio fosfato (fluorapatita carbonato de hidroxilo). En algunos casos, el fosfato está en la forma de coprolitos, que son las heces fosilizadas de los peces o animales. La apatita es clara, con un alto relieve y se encuentra muy comúnmente como un mineral pesado en las areniscas y puede ser identificados en sección delgada. Fosforitas biogénicas se producen en forma de nódulos o camas laminados compuestos de arcilla de fina gravilla de tamaño material que suele ser de color marrón o ocasionalmente de color negro. Ellos pueden ser difíciles de identificar con certeza en el campo, y en cortes finos la forma amorfa marrón del fosfato puede ser difíciles de distinguir de material carbonoso. El análisis químico es la prueba más fiable. 3.5 Roca de Hierro SEDIMENTARIA El hierro es uno de los elementos más comunes en el planeta, y se encuentra en cantidades pequeñas a moderadas en casi todos los depósitos. Las rocas sedimentarias que contienen al menos un 15% de hierro se les conoce como ironstones o de hierro formaciones en las que el hierro está en forma de óxidos, hidróxidos, carbonatos, sulfuros o silicatos (Simonson 2003). Ricos en hierro depósitos puede ocurrir en todos los tipos de ambiente de depósito, y se sabe de algunos de las rocas más antiguas del mundo: la mayor parte del mineral de hierro hoy es extraído de las rocas del Precámbrico. 3.5.1 minerales de hierro en los sedimentos La magnetita (Fe3O4) es un mineral negro que se produce como un mineral accesorio en rocas ígneas y como detritos granos en los sedimentos, pero hematita (Fe2O3) es el óxido más común, de color rojo brillante de color negro, ocurriendo como un producto meteorización o alteración en un amplia variedad de sedimentos y rocas sedimentarias. Goethita es un hidróxido de hierro (FeO.OH) que está muy extendida en los sedimentos como de color amarillo-marrón mineral, que puede ser un depósito primario en los sedimentos, o está enfrentando una producto de otros minerales ricos en hierro, que representan condiciones menos oxidantes que hematita. Goetita las formas como un precursor de la hematita en los ambientes desérticos dando a las arenas del desierto su color amarillento. La la oxidación de hematita para dar a estas arenas de la roja color que se ve en algunos depósitos del desierto antiguos puede ser una proceso de post-deposicional. Limonita (FeO.OH.nH2O) es similares, un óxido de hierro hidratado que es amorfo. En secciones delgadas de óxidos de hierro son opacas: la magnetita es negro y euhedrales a menudo mientras que la hematita se produce en una variedad de formas y es de color rojo en luz reflejada. Goethita y limonita son de color amarillo-marrón en la sección delgada y son anisotrópicas. La pirita (FeS) es un común hierro mineral sulfurado que se encuentra en rocas ígneas y metamórficas como brassy cristales cúbicos ("oro de los tontos"). También es común en los sedimentos, pero a menudo se produce como finamente diseminada partículas que aparecen negro, y puede dar una coloración oscura a los sedimentos. En sección delgada es opaco y si los cristales son lo suficientemente grandes como la cúbica forma puede ser visto. Hay varios minerales de silicato que son ricos en hierro: greenalite y chamosite son los minerales filosilicatos (minerales con laminar capas en sus redes cristalinas) que son encontrado 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 authigenically en ambientes marinos poco profundos (2,3). El más carbonato de hierro común, siderita, se considera en la sección 3.1.1. 3.5.2 Formación de ironstones Ricos en hierro son las rocas sedimentarias de carácter variado, van desde lodolitas ricas en pirita formadas bajo reductores, bajo consumo de energía a las condiciones ironstones oolíticas depositados en ambientes más energéticos. La mayoría se cree que se originó en ambientes marinos someros o marginales ambientes marinos, pero no siempre es clara si los minerales de hierro que se encuentran en las rocas son el minerales originales formado en el momento de la deposición, o si son los productos más diagenéticos. Por ejemplo, la presencia de ooides sugiere agitado, y por lo tanto agua oxigenada probablemente poco profunda, las condiciones en las que todos los minerales de hierro formados deben ser óxidos o hidróxidos. Por consiguiente, es probable que el hierro silicatos se encuentra en algunos ironstones marina somera (Por ejemplo, de ooides chamosite) puede ser alterado goetita. Lo Generalmente se cree que ironstones sedimentarias forman bajo condiciones de baja velocidad de sedimentación de carbonato o material clástico terrígeno. Sideriterich lutitas son los más comúnmente asociada con depósito de agua dulce en la reducción de las condiciones, tales como marismas no salinas: ¿dónde están disponibles los iones de sulfato del agua de mar a continuación, sulfuro de hierro en forma preferencia carbonato 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 espesas de 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 Carbón Si más de dos tercios de una roca es la materia sólida orgánica que puede ser llamado un carbón. Carbones más económicos tienen menos del 10% no orgánica, material incombustible que se refiere a menudo como cenizas. El carbón puede ser fácilmente reconocido porque es negro y tiene una baja densidad. La turba es heterogénea debido a que se compone de diferente tipos de vegetación, y de los diversos diferente componentes (madera, hojas, semillas, etc) de las plantas. Además, la vegetación que forma la turba puede variar con el tiempo, dependiendo del predominio de cualquiera las comunidades de árboles o plantas herbáceas, y esta tendencia se refleja como capas en los lechos de carbón. Una nomenclatura para la descripción de diferentes litotipos de carbón consiguiente, se ha desarrollado como sigue: Vitrain: el carbón brillante, negro brillante que por lo general se rompe cúbicamente y en su mayoría se compone de tejido leñoso. Durain: negro o gris, aburrido y el carbón en bruto que normalmente contiene una gran cantidad de planta de esporas y detrítica materiales. Fusain: negro, fibroso con un brillo sedoso friable, y hulla, que representa el carbón fósil. Clarain: el carbón bandas, capas que consiste en alteraciones de los otros tres tipos. Carbón sapropélico tiene una fractura concoidea y puede tienen un brillo opaco negro (llamado carbón de Cannel) o es negro / color marrón (conocido como el carbón Boghead). El examen microscópico de estos litotipos revela que un número de diferentes tipos de partículas se puede reconocer: éstos se llaman macerales, y son la orgánica equivalente de minerales en las rocas. Macerales se examinan mirando el carbón como superficies pulidas en la luz reflejada en una capa delgada de aceite. Los tres principales grupos de maceral se reconocen: vitrinita, el origen de los cuales es principalmente paredes celulares de tejido leñoso y hojas, 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 reflectancia de las diferentes partículas, que pueden ser evaluadas midiendo la cantidad de luz reflejada desde el superficie pulida. Liptinites generalmente tienen baja reflectancia, y inertinites tienen alta reflectancia, pero vitrinita, que es con mucho el más común en maceral mayoría de los carbones, muestra la reflectancia diferente dependiendo el rango del carbón. Reflectancia vitrinita por lo tanto puede ser utilizada como una medida del rango del carbón, y debido a Rango de carbón aumenta con la temperatura a la que el material ha sido calentado, reflectancia vitrinita es una medida de la temperatura de enterramiento de la cama. Esta es una técnica analítica en el análisis de la cuenca (24,8) que proporciona una medida de la profundidad de la cama ha sido enterrado. El carbonificación de materia carbonosa en macerales y litotipos de carbón se lleva a cabo como una serie de postdeposicional química bacteriológica y físico procesos que se consideran más en la sección 18.7.2. 3.6.3 Aceite de esquistos y arenas bituminosas Rocas que contienen una alta proporción de materia orgánica material que puede ser expulsado como un líquido o gas por calefacción se llaman esquistos bituminosos. El material orgánico es por lo general los restos de algas que se han abierto durante la diagénesis para formar kerógeno, hidrocarburos de cadena larga que el petróleo forma (aceite natural y el gas) cuando se calientan. Esquistos bituminosos son importantes rocas de origen de los hidrocarburos que, en última instancia formar concentraciones de petróleo y gas. Los entornos en la cual se forman debe ser anaeróbica para prevenir oxidación del material orgánico; condiciones adecuadas se encuentran en lagos y ciertas restricciones someras ambientes marinos (Eugster 1985). Aceite lutitas son de color negro y la presencia de hidrocarburos puede ser detectado por el olor de la roca y el hecho de que se hará una oleoso pardo, mancha en otro materiales. Las arenas bituminosas o arenas de petróleo son sedimentos clásticos que están saturados con hidrocarburos y son el equivalentes 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 el componentes más ligeros de los hidrocarburos que están presentes en profundidad se pierden por biodegradación cerca de la superficie. La presencia del aceite en los poros de la sedimento impide la formación de cualquier cemento, de modo las arenas de alquitrán siguen siendo unlithified, unidos sólo por el asfalto que les da un color negro o pardo muy oscuro color. 3,7 VOLCANICLÁSTICOS SEDIMENTARIA ROCAS Las erupciones volcánicas son las más evidentes y espectaculares ejemplos de la formación de ambos ígneas y sedimentarias rocas de la superficie de la Tierra. Durante la erupción volcanes producen una amplia gama de materiales que incluyen lava que fluye de las fisuras en el volcán y partículas de material que se expulsa a través del respiradero para formar depósitos volcanoclásticos (Cas y Wright, 1987). La ubicación de los volcanes está relacionado con la placa tectónica estableciendo, principalmente en la proximidad de los márgenes de placa y otras áreas de alto flujo de calor en la corteza. La presencia de camas formados por procesos volcánicos puede ser un indicador importante del ambiente tectónico en el que la sucesión sedimentaria formada. Las lavas se encuentran cerca 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 cualquier ambiente de depósito y por lo tanto se pueden encontrar asociado con una amplia variedad de otros sedimentaria rocas (capítulo 17). Las rocas volcánicas son también de considerable valor en estratigrafía ya que a menudo puede ser fecha radiométricamente (21,1), proporcionando una absoluta tiempo de restricción en la sucesión sedimentaria. 3.7.1 Tipos de rocas volcaniclásticas La composición del magma afecta el estilo de erupción. Magmas basálticos tienden a formar volcanes que producen grandes volúmenes de lava, pero pequeña cantidades de ceniza volcánica. Volcanes con más ácida magma son mucho más explosivo, con grandes cantidades de la roca fundida que expulsa el volcán las partículas en suspensión. Las partículas expulsadas se conocen como material piroclástico, también denominados colectivamente tefra. Tenga en cuenta que la piroclástico término se utiliza para material expulsado por el volcán en forma de partículas y volcaniclásticas se refiere a cualquier depósito que es principalmente compuesto por detritus volcánico. Material piroclástico pueden ser cristales individuales, pedazos de roca volcánica (Fragmentos líticos), o la piedra pómez, el altamente vesicular, frío, "espuma" de la roca fundida. El tamaño del rangos piroclásticos restos de polvo fino de unos pocos micrones a través de piezas que pueden ser de varios metros de ancho. 3.7.2 Nomenclatura de las rocas volcaniclásticas La clasificación textural de los depósitos volcanoclásticos (Fig. 3,12) es una modificación del régimen de Wentworth. Material grueso (más de 64mm) se divide en volcánica bloques, que son sólidos, cuando entró en erupción y volcanes bombas, que eran parcialmente fundido y se han enfriado en el aire, se consolidaron en una roca que se denominan como brecha volcánica y aglomerado, respectivamente. Gránulos de piedra del tamaño de partículas (2-64 mm) se llaman picón y formar una lapillistone. Acreción lapilli son agregados esféricos de cenizas finas que se forman durante el otoño aire. De arena, limo y arcilla de grado es tefra ceniza cuando no consolidado y toba en litificación. Cenizas gruesas / toba es de arena fina y de tamaño ceniza / toba siltand se arcilla calidad de material. Descripciones de composición dependerá de las proporciones relativas de los cristales, lítico fragmentos y material vítrico, que es de fragmentos vidrio volcánico se forman cuando la roca fundida se enfría muy rápidamente, a veces formando la piedra pómez. 3.7.3 Reconocimiento de material volcaniclásticas El origen de los sedimentos de grano grueso volcaniclásticas por lo general es fácil de determinar si la litología de la clastos más grandes pueden ser reconocidos como una roca ígnea tales como basalto. Las partículas de tefra son generalmente angular con la excepción de redondeadas bombas volcánicas, bien redondeado lapilli de acreción se encuentra en un poco de aire cenizas de caída, y la forma distintiva de Fiamme, vidrioso fragmentos de piedra pómez que pueden parecerse a un tenedor de sintonía cuando compactado. Otro indicador útil es el uniforme naturaleza del material, como la mezcla de tefra con otros tipos de sedimento se produce sólo por subsiguiente volver a trabajar. En general, los sedimentos volcanoclásticos con una composición basáltica son de color oscuro, mientras que más depósitos riolíticos son más pálidas. Las finas cenizas y toba pueden ser más difíciles de determinar con certeza en el campo, sobre todo si el material ha sido degradado. Capas verde y naranja de colores brillantes, a veces forma como resultado de la alteración de camas de cenizas. Característica estructuras sedimentarias resultantes del procesos de transporte se consideran en el capítulo 17 junto con los ambientes de la deposición de sedimentos volcanoclásticos. Análisis petrográfico de los sedimentos volcanoclásticos es por lo general requiere para confirmar la composición. En thinsection la composición de fragmentos líticos puede determinarse si un gran aumento se utiliza para identificar el minerales que componen los fragmentos de roca. Los cristales de feldespatos suelen ser comunes, sobre todo si el depósito es una toba de cristal y otros minerales de silicato puede ser también presentarse como euhedrales a los granos de cristal subhedral. Fiamme puede ser visto como granos claros, isotrópicos con característica formas: vidrio volcánico no es estable, y en los ancianos tobas de la vidrio puede tener una estructura cristalina orwill muy finamente ser alterado a los minerales de arcilla. LECTURA ADICIONAL Adams, A.E. & Mackenzie, W.S. (1998) Atlas en color de Los sedimentos y rocas carbonatadas bajo el microscopio. Manson Publishing, Londres. Braithwaite, C. (2005) los sedimentos y rocas de carbonato. Whittles Editorial, Dunbeath. CAS, R.A.F. Y Wright, JV (1987) Sucesiones volcánicas: Moderno y la antigua. Unwin Hyman, Londres. Northolt, A.J.G. Y Jarvis, I. (1990) Investigación y Fosforita Desarrollo. Publicación Especial 52, la Sociedad Geológica Editorial, de Bath. Scholle, P.A. (1978) Un color Guía Ilustrada para Carbonato Constituyentes de rocas, texturas, Cementos y porosidades. Memoria 27, de la Asociación Americana de Geólogos del Petróleo, Tulsa. Scoffin, T.P. (1987) los sedimentos carbonatados y rocas. Blackie, Glasgow, 274 pp Stow, d.Ä. (2005) Las rocas sedimentarias en el campo: uno de color Guía. 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 sedimentarias La mayoría de los depósitos sedimentarios son el resultado del transporte de materiales en forma de partículas. movimiento de 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 lasedimentaria materiales con los resultados que transportan los medios en la formación debedforms, que puede ser conserva como estructuras sedimentarias en las rocas y por lo tantoproporcionar un registro de los procesos ocurriendo en el momento de la deposición. Si los procesos físicos que ocurrenen diferentes moderna ambientes se conocen y si las rocas sedimentarias se interpretan en términos delos mismos procesos que es posible deducir el entorno probable de deposición.Entendimiento estos procesos y sus productos tanto, es fundamental sedimentología. En este capítulo los principales procesos físicos que ocurren en ambientes de depósito son discutido. La naturaleza de los depósitos resultantes de estos procesos y los principales estructuras sedimentarias formado por la interacción del medio de flujo y eldetrito se introducen. Muchas de estas características se producen en un número dediferentes ambientes sedimentarios y debe considerarse en el contexto de los entornos en los que se producen. 4.1 Los medios de transporte La gravedad de la simple mecanismo de transporte de sedimentos es el movimiento de las partículas bajo la gravedad hacia abajo una pendiente. Rock Falls generar montones de sedimento en el base de las laderas, por lo general consiste principalmente de gruesa desechos que no es posteriormente reelaborado por otra procesos. Estas acumulaciones son vistos como acarreo a lo largo de los lados de los valles en las zonas montañosas. Se acumulan en los conos de talud con una superficie en la ángulo de reposo de la grava, el ángulo máximo en cual el material es estable sin clastos caer más abajo en la pendiente. El ángulo de inclinación de los residuos sueltos varía con la forma de los clastos y la distribución de tamaños de clastos, que van desde poco más de 308 para bien ordenados arena para alrededor de 368 de grava angular (Carson, 1977; Bovis 2003). Depósitos de acarreos se localizan en las zonas montañosas áreas (6.5.1) y, ocasionalmente, a lo largo de las costas: se rara vez se conservan en el registro estratigráfico. Transporte de agua de material en el agua es en gran medida el más significativo de todos los mecanismos de transporte. Agua los flujos en la superficie de la tierra en los canales de tierra y como flujo. Las corrientes en los mares son impulsados por el viento, las mareas y la circulación oceánica. Estos flujos pueden ser lo suficientemente fuerte como para llevar material grueso a lo largo de la base del flujo y el material más fino en suspensión. El material puede ser llevado a de agua en cientos o miles de kilómetros antes de siendo depositada. Los mecanismos por los cuales el agua se mueve este material se consideran a continuación. Viento del aire que sopla sobre la tierra puede recoger el polvo y la arena y llevarla a grandes distancias. La capacidad del viento para material de transporte está limitada por la baja densidad de aire. Como se verá en la sección 4.2.2 del contraste de densidad entre el medio líquido y los clastos es crítico a la eficacia del medio en el movimiento de sedimentos. El agua de hielo y el aire son claramente los medios de comunicación fluidos, pero podemos También consideramos de hielo como un fluido debido a largos períodos de tiempo que 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 capaz de transportar grandes cantidades de restos clásticos. Movimiento de detritus por el hielo es significativa en y alrededor los casquetes polares y en las zonas montañosas con glaciares (7.3.2). El volumen de material movido por el hielo ha sido muy grande en los momentos de glaciación extensiva. Sedimento denso y mezclas de agua cuando hay es una concentración muy alta de sedimento en el agua mezcla forma un flujo de escombros, que se puede pensar como una lechada con una consistencia similar a la de mojado hormigón. Estas mezclas densas se comportan de una diferente manera de sedimento se dispersa en agua y se mueven bajo la gravedad de la tierra o bajo el agua, como los flujos de escombros (4.5.1). Más mezclas diluidas también pueden moverse bajo la gravedad en el agua como corrientes de turbidez (4.5.2). Estos gravitydriven mecanismos 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 LÍQUIDOS Una breve introducción a algunos aspectos de líquido dinámica, el comportamiento de los fluidos en movimiento, se proporciona en esta sección para dar una base física para la discusión del transporte de sedimentos y la formación de las estructuras sedimentarias en las secciones posteriores. Más tratamientos integrales de la dinámica de fluidos sedimentarias se proporcionan en Allen (1994), Allen (1997) y Leeder (1999). 4.2.1 flujo laminar y turbulento Hay dos tipos de flujo de fluido. En laminar flujos, 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 laminar flujo. En flujos turbulentos, las moléculas en el líquido moverse en todas direcciones, pero con un movimiento neto en el dirección de transporte: Los líquidos son completamente heterogéneas mezclado en flujos turbulentos. Los experimentos utilizando hilos de tinte en tubos muestran que las líneas de flujo son paralelo a velocidades de flujo bajas, pero a velocidades de flujo más altas el hilo de colorante se rompe como el flujo se vuelve turbulento (Fig. 4.1). Los flujos se puede asignar un parámetro llamado un Número de Reynolds (Re), el nombre de Osborne Reynolds que documentó la distinción entre laminar y el movimiento turbulento en el siglo 19. Esta es una cantidad sin dimensiones que indica el grado en que un flujo es laminar o turbulento. La Número de Reynolds se obtiene mediante la siguiente relación factores: la velocidad de flujo (y), la relación entre el densidad del fluido y la viscosidad del fluido (n - el viscosidad del fluido cinemática) y una "longitud característica" (L - el diámetro de una tubería o la profundidad de flujo en un abierto canal). La ecuación para definir el número de Reynolds es: Re ¼ y _ l = n El flujo de fluido en las tuberías y los canales se encuentra que es laminar cuando el valor de Reynolds es baja (<500) y turbulento a valores más altos (> 2000). Con el aumento de velocidad del flujo es más probable que sea turbulento y una transición de flujo laminar a turbulento en el fluido 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 alta viscosidades cinemáticas. Los líquidos con viscosidad cinemática baja, tal como aire, son turbulento a bajas velocidades de modo todos los flujos naturales de aire que pueden transportar partículas son turbulento. El agua fluye sólo laminar a muy baja velocidades y profundidades de agua poco profundas, tan turbulento los flujos son mucho más comunes en los sedimentos acuosa de transporte y la deposición de los procesos. La mayoría de los flujos en agua y el aire que es probable que llevar significativa volúmenes de sedimentos son turbulentos. 4.2.2 Transporte de partículas en un líquido Las partículas de cualquier tamaño se puede mover en un líquido por uno de tres mecanismos (Fig. 4.2). Balanceo: los clastos se mueven haciendo rodar a lo largo de la parte inferior del aire o el agua flujo 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 a distancias cortas dentro del cuerpo del fluido antes volviendo a la cama. Suspensión: la turbulencia dentro del flujo produce un movimiento ascendente suficiente para mantener las partículas en el fluido que se mueve más o menos continuamente. Las partículas transportadas por la rodadura y saltación se conocen como carga de fondo, y el material en suspensión se denomina la carga suspendida. Al corriente de baja velocidades en el agua sólo las partículas finas (limo fino y arcilla) y las partículas de baja densidad se mantienen en suspensión Aunque el tamaño de la arena-partículas se mueven por la rodadura y algunos saltación. En todos los caudales más altos de limo y arena de alguna se pueden mantener en suspensión con gránulos y fino guijarros saltating y rodar material más grueso. Estos procesos son esencialmente los mismos en el aire y el agua pero en el aire velocidades más altas se requieren para movilizar las partículas de un tamaño dado, debido a la menor densidad y la viscosidad de aire en comparación con el agua. 4.2.3 partículas incorporadores en un flujo de Granos enrollables son movidos como una consecuencia de la fricción arrastre entre el flujo y los clastos. Sin embargo, para que saltate granos y por lo tanto se desplazan temporalmente hacia arriba desde la base del flujo de una fuerza adicional es necesario. Esta fuerza es proporcionada por el Bernoulli efecto, que es el fenómeno que permite a las aves y los aviones para volar y yates para navegar 'cerca de la viento ". El efecto Bernoulli se puede explicar mejor por teniendo en cuenta el flujo de un fluido (aire, agua o cualquier líquido medio) en un tubo que es más estrecho en un extremo que el otro (Fig. 4.3). El área en sección transversal de la tubo es menor en un extremo que el otro, pero en orden a mantener un transporte constante del fluido a lo largo del tubo de la misma cantidad debe ir en un extremo y sale por el otro 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 a una mayor velocidad a través del extremo estrecho. Este efecto es familiar a cualquiera que haya apretado y estrecho Al final de una manguera de jardín: el agua sale como un más rápido chorro cuando el extremo de la manguera está parcialmente cerrada. La siguiente cosa a considerar es la conservación de masa y energía a lo largo de la longitud del tubo. La variables implicadas se pueden presentar en la forma de la Bernoulli ecuación: energia total=ρ . g .h+ p . v ²( donde ρ 1 ) 2+ p es la densidad del fluido, y la velocidad, la g aceleración de la gravedad, h es la diferencia de altura y p la presión. Los tres términos de esta ecuación son la energía potencial (RGH), la energía cinética (ry2 = 2) y presión de la energía (p). Esta ecuación supone ninguna pérdida de energía debido a los efectos de fricción, por lo que en realidad la relación es ρ. g . h+ p . v ² + p+ Energia Pedida=Constante 2+ p La energía potencial (RGH) es constante debido a que el diferencia de nivel entre el lugar donde el líquido es a partir de y en el que se terminan son los mismos. Cinético energía (ry2 = 2) se cambia como la velocidad del flujo es aumentado o disminuido. Si la energía total en el sistema es que se conserva, debe haber algún cambio en la parte final, la energía de presión (P). Presión la energía puede ser considerada como la energía que se almacena cuando un líquido se comprime: un comprimido líquido (por ejemplo como un bote de un gas comprimido) tiene una energía superior de un comprimido una. Volviendo al flujo en el tubo cónico, con el fin de equilibrar el Bernoulli ecuación, la energía de presión (p) debe ser reducida a compensar un aumento en la energía cinética (ry2 = 2) causado por la constricción del flujo en el extremo del tubo. Esto significa que hay una reducción en la presión en el extremo más estrecho del tubo. Si estos principios se transfieren a un flujo a lo largo de un canal (Fig. 4,4) un clasto en la parte inferior de el canal se reducirá la sección transversal del flujo sobre él. La velocidad sobre el clasto será mayor que aguas arriba y aguas abajo del mismo y con el fin de equilibrar la ecuación de Bernoulli debe haber una reducción en la presión sobre el clasto. Esta reducción en la presión proporciona una fuerza de elevación temporal que mueve el clasto la parte inferior de la corriente. El clasto es entonces temporalmente atrapado en el fluido que se mueve antes de caer bajo la gravedad de vuelta hacia abajo sobre la base del canal en una sola saltación evento. 4.2.4 Tamaño del grano y la velocidad de flujo La velocidad del fluido en el que una partícula se hace arrastradas en el flujo puede ser referido como el crítico velocidad. Si las fuerzas que actúan sobre una partícula en un flujo son considerado entonces una relación simple entre el velocidad crítica y la masa de la partícula haría se espera. La fuerza de arrastre necesaria para mover una partícula a lo largo de un flujo aumentará con la masa, así como el levante fuerza necesaria para que aparezca en el flujo. Un sencillo relación lineal entre la velocidad de flujo y el las 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 más complicado. El diagrama de lstrom Hju ¨ (Fig. 4.5) muestra la relación entre la velocidad de flujo de agua y tamaño de grano y aunque este esquema ha sido ampliamente superada por el diagrama de Shields (Miller et al. 1977) que sin embargo, demuestra algunas de las características importantes del movimiento de sedimentos en las corrientes. La línea inferior en 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 a 20 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 efectivamente cero. El tamaño de grano de las partículas en un flujo por lo tanto se puede utilizar como un indicador de la velocidad en el momento de la deposición de los sedimentos depositados si como partículas aisladas. La línea superior, curvado muestra la velocidad de flujo requerida para mover una partícula desde el reposo. En la mitad derecha del gráfico esta línea paralela a la primera, pero en cualquier tamaño de grano dado el velocidad requerida para iniciar el movimiento es mayor que que para mantener una partícula en movimiento. En el lado izquierdo de la diagrama, hay una fuerte divergencia de las líneas: contra-intuitiva, las partículas más pequeñas requieren una mayor velocidad para desplazarse por debajo del tamaño limo grueso. Esto es debido a las propiedades de los minerales de arcilla que dominará la fracción fina en un sedimento. Arcilla minerales son cohesivos (2.4.5) y una vez que son depositados tienden a permanecer juntos lo que hace difícil para arrastrar en un flujo. Observe que hay dos líneas de material cohesivo. "No consolidado" de barro se ha instalado, pero sigue siendo un material pegajoso, plástico. «Consolidado» el barro ha tenido mucha más agua expulsado de ella y es rígido. El comportamiento de las partículas finas en un flujo indicada por el diagrama de Hju ¨ lstrom tiene importantes consecuencias naturales para la deposición en ambientes de depósito. Si no fuera por este comportamiento, Clay se erosiona en todas las condiciones, excepto el agua estancada, pero lodo se puede acumular en cualquier entorno en el que el flujo paradas para el tiempo suficiente para las partículas de arcilla que depositado: reanudación de flujo no vuelve a arrastrar el depositado arcilla a menos que la velocidad es relativamente alta. La alternancia de barro y la deposición de la arena se ven en entornos donde el flujo es intermitente, como las mareas la configuración de (11.2). 4.2.5-clastos tamaño de las variaciones de: ropa de cama clasificado El tamaño de grano en una cama suele ser variable (2,5) y puede mostrar un patrón de una disminución general en el grano el tamaño de la base hacia arriba, se conoce como clasificación normal, o un patrón de aumento en el tamaño promedio de la base hacia arriba, clasificación denominada inversa (Fig. 4.6). Gradación normal es la observó más comúnmente patrón y como resultado puede de la deposición de partículas de suspensión o como una consecuencia de una disminución de la resistencia de flujo a través tiempo. La velocidad de sedimentación de partículas en un líquido se determina por el tamaño de la partícula, la diferencia en el densidad entre la partícula y el fluido, y el la viscosidad del fluido. La relación, conocida como Stokes Ley, se puede expresar en una ecuación: V =g . D ². ( ρs−ρr ) /18 μ donde V es la velocidad terminal de sedimentación, D es el grano diámetro, (RS ? rf) es la diferencia entre la densidad de la partícula (RS) y la densidad del fluido (rf) y m es la viscosidad del fluido, g es la aceleración debida a la gravedad. Una de las implicaciones de esto para sedimentaria procesos es que las grandes clastos de diámetro llegar más alto velocidades y por lo tanto de clasificación de los resultados de las partículas de los sedimentos caigan de la suspensión en el pie agua. La ley de Stokes sólo predice con exactitud el asentamiento velocidades 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 el efecto de arrastre es mayor en forma de placa y clastos por lo tanto caen más lentamente. Es por esta razón que granos de mica se encuentran comúnmente se concentró en el parte superior de la cama porque se asientan más lentamente que granos de cuarzo y otras de masa equivalente. Un flujo decreciente en la velocidad de 20 cm s ?1a 1 cm s ? Un principio se depositará arena gruesa, pero se progresivamente depositar arena media y fina como la gotas de velocidad. El lecho de arena formada a partir de esta desaceleración flujo se clasifican normalmente, mostrando una reducción en el tamaño de grano de grueso en la parte inferior a fina en la parte superior. A la inversa, un aumento en la velocidad de flujo a través del tiempo puede resultar en un aumento en el grano tamaño a través de una cama, la clasificación inversa, pero los flujos que aumentar gradualmente la fuerza a través del tiempo para producir clasificación inversa son menos frecuentes. La clasificación puede ocurrir en una amplia variedad de configuraciones deposicionales: normal clasificación es una característica importante de muchos corriente de turbidez depósitos (4.5.2), pero que da lugar de las tormentas en las plataformas continentales (14.2.1), los desbordamientos inundaciones en ambientes fluviales (9,3) y en delta-los mejores valores (12.3.1). Es útil establecer una distinción entre la clasificación que es una tendencia en el tamaño de grano dentro de una cama sencilla y tendencias en el tamaño de grano que se producen a través de un número de camas. Un patrón de varias camas que se inician con una gruesa tamaño clasto en el menor cama y material más fino en el más alto es considerado como clarificante-ascendente. La patrón inverso a la cama más grueso en la parte superior es una grano crecientes sucesión (Fig. 4.6). Nótese que no puede haber circunstancias en las camas individuales son normalmente clasificadas, pero están en una sucesión engrosamiento en marcha de las camas. 4.2.6 Fluido densidad y tamaño de partícula Una segunda implicación importante de la Ley de Stokes es que las fuerzas que actúan sobre un grano son una función del viscosidad y densidad del medio fluido, así como la masa de la partícula. Un clasto cayendo a través del aire se viajar más rápido que si se cae en agua porque el contraste entre la densidad de las partículas y fluido es mayor y la viscosidad del fluido es menor. Además, el aumento de fluidos de viscosidad ejercer una mayor arrastrar y levantar las fuerzas para una velocidad de flujo dada. Agua los flujos son capaces de transportar clastos tan grande como cantos rodados en las velocidades registradas en los ríos, pero incluso en el muy alta fuerza de los vientos de las tormentas de la roca más grande y las partículas de minerales realizadas tienden a ser en torno a un milímetro. Esta limitación al tamaño de partícula lleva por aire es uno de los criterios que pueden ser utilizados para distinguir material depositado por el agua de que transportados y depositados por el viento. Mayor viscosidad fluidos como el hielo y flujos de escombros (lodos densos de sedimento y el agua) puede transportar metros de cantos rodados o decenas de metros de diámetro. 4.3 FLUJOS, sedimentos y Bedforms Un Configuración lecho es una característica morfológica formada por el interacción entre un flujo y sedimentos cohesivos en una cama. Ondas en la arena en una corriente que fluye y la arena las dunas de los desiertos son ejemplos de formas de fondo, los ex resultante de flujo en el agua, el último por el flujo de aire. Los patrones de las ondas y las dunas son producto de la acción del flujo y la formación de bedforms crea capas distintivas y estructuras dentro de la sedimentos que pueden ser conservados en los estratos. Reconocimiento de las estructuras sedimentarias generadas por bedforms proporciona información 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 fondo examen de la dinámica de fluidos es necesario (un relación completa se puede encontrar en Leeder 1999). Un líquido que fluye sobre una superficie se puede dividir en una corriente libre, que es la porción del flujo afectados por efectos de contorno, una capa límite, los dentro del cual la velocidad comienza a disminuir debido a fricción con el lecho, y una subcapa viscosa, un región de turbulencia reducida que es típicamente menor de un milímetro de espesor (Fig. 4.7). El espesor de la subcapa viscosa disminuye con el aumento de flujo velocidad, pero es independiente de la profundidad de flujo. La relación entre el espesor de la subcapa viscosa y el tamaño de los granos en el lecho de flujo define una propiedad importante del flujo. Si todas las partículas están contenidas dentro de la subcapa viscosa la superficie se considera que es hidráulicamente liso, y si hay partículas que se proyectan hacia arriba a través de esta capa entonces la superficie de flujo es hidráulicamente rugosa. Como Se verá en las secciones siguientes, los procesos dentro la subcapa viscosa y los efectos de la áspera y superficies lisas son fundamentales para la formación de formas de fondo diferentes. En las secciones siguientes se refieren principalmente a la formación de formas de fondo en el agua que fluye en los ríos y los mares, pero muchos de los principios de dinámica de fluidos también se aplican a eólica (el viento) los depósitos: se trata de de forma más detallada en el capítulo 8. 4.3.1 actuales ondas El flujo dentro de la subcapa viscosa está sujeta a las irregularidades conocido como barridos turbulentos, que se mueven granos de rodadura o saltación y crear grupos locales de los granos. Estos grupos son sólo unos pocos granos de alta pero una vez que se han formado crean pasos o defectos que la influencia de la corriente cerca de la superficie de la cama. Flujo puede 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 la lados de un tubo cilíndrico, pero donde hay una irregularidad como un paso en la cama causada por un acumulación de granos, las líneas de corriente convergen y se hay una tasa de aumento del transporte. En la parte superior del paso, una línea de corriente se separa de la superficie de la cama y una región de las formas de contorno de separación de capa entre el punto de separación del flujo y el caudal punto de unión aguas abajo (Fig. 4.8). Bajo esta línea de corriente se encuentra una región llamada la separación burbuja o zona de separación. La expansión de flujo sobre los resultados a paso en un aumento de la presión (la Bernoulli efecto, 4.2.3) y la tasa de transporte de sedimentos se reduce, lo que resulta en la deposición en el lado de sotavento de el paso. Ondas actuales (Figuras 4.9 y 4.10) son pequeñas formas de fondo formado por los efectos de la separación de la capa límite sobre un lecho de arena (Baas, 1999). El pequeño grupo de granos crece para formar la cresta de una onda y la separación se produce cerca de este punto. Los granos de arena rollo o saltate hasta la cresta en el lado aguas arriba de la Stoss ondulación. Avalanchas de granos se produce por la corriente abajo o Lee lado de la ondulación como los granos acumulados se vuelven inestables en la cresta. Los granos que aludes en la vertiente de sotavento tiende a venir a descansar en un ángulo próximo para el ángulo de inclinación máximo crítico para la arena a alrededor de 308. En el punto de unión de flujo hay el aumento de las tensiones en la cama, que dan lugar a la erosión y la formación de una pequeña erosión, la depresión de la ondulación. Ondas actuales y laminación cruzadaUna onda migra aguas abajo como arena se añade a la cresta y acrece en la vertiente de sotavento. Esto mueve el cresta y por tanto, las aguas abajo del punto de separación, que a su vez mueve el punto de fijación y aguas abajo valle así. Erosión en el canal y sobre la base del lado Stoss suministra la arena, que se mueve hacia arriba la suave pendiente de la parte Stoss de la próxima rizado y así todo un cortejo de depresiones y crestas de ondulación avanzar río abajo. La arena que las avalanchas de la pendiente de sotavento durante esta migración forma una serie de capas en el ángulo de la pendiente. Estos inclinado delgado, capas de arena se llama cross-láminas, que se basan para formar la estructura sedimentaria denominada laminación cruzada (Fig. 4.9). Cuando se ve desde arriba ondas actuales muestran una variedad de formas (Fig. 4.11). Ellos pueden tener relativamente continua directamente a las crestas sinuosas ondulaciones (rectas o ondulaciones sinuosas) o formar un patrón de desconectados formas arqueadas llama ondas linguoid. La relación entre las dos formas parece ser relacionada tanto con la duración del flujo y su velocidad, con ondulaciones rectas que tienden a evolucionar hacia linguoid formas a través del tiempo y, a mayor velocidad (Baas 1994). Crestas de ondulación rectas y linguoid crear diferentes patrones de laminación cruzada en tres dimensiones. A perfectamente recta ondulación generaría transversal láminas que todos sumergió en la misma dirección y reside en el mismo plano: esta es planar laminación cruzada. Sinuoso y las ondas linguoid tienen superficies de pendiente que lee están curvadas, generando láminas que inmersión en un ángulo a el flujo, así como aguas abajo. Como las ondas linguoid migrar, transversal curvada láminas se forman principalmente en las áreas en forma de canal bajo entre ondas adyacentes formas que resulta en un patrón de canal transversal laminación (Fig. 4.9). Creación y preservación de laminación cruzada Ondas actuales migrar por la extracción de arena de el Stoss (aguas arriba) de la ondulación y la deposición en el lado de sotavento (aguas abajo). Si hay un fijo cantidad de arena disponible el rizado migrará sobre la superficie como una forma ondulación simple, con la erosión Además de la coincidencia de canales a las crestas. Estos hambrientas formas dominó se conservan si cubierta por lodo. Si la corriente es la adición de más partículas de arena que se está llevando a distancia, la cantidad de arena depositada en la vertiente de sotavento será mayor que el eliminado desde el lado Stoss. Habrá una adición neta de arena para el rizado y crecerá ya que migra, pero la mayoría importante, la profundidad de socavación en la artesa se reduce dejando transversal láminas creado por anterior ondas que migran conservado. De esta manera una capa de laminado cruzado arena se genera. Cuando la velocidad de adición de arena es alta habrá haber absorción neta de arena desde el lado Stoss y cada uno ondulación migrarán por el lado de la forma Stoss rizado delante. Estos están subiendo ondulaciones (Allen 1972) (Fig. 4.12). Cuando la adición de sedimento del corriente excede el movimiento hacia adelante de la ondulación, la deposición se produce en el lado Stoss, así como en el Lee lado. Ondulaciones de escalada son por lo tanto indicadores de sedimentación rápida como su formación depende la adición de arena para el flujo a una velocidad igual o mayor que la velocidad de migración aguas abajo del ondas. Restricciones en la formación de rizado de corriente La formación de ondas actuales requiere moderada velocidades de flujo hidrodinámico sobre una cama suave (Ver más arriba). Ellos sólo se forman en las arenas en las que el tamaño de grano dominante es inferior a 0,6 mm arena (grueso grado) debido a la rugosidad de la cama creado por arena más gruesa crea la mezcla turbulenta, que inhibe la reducida escala separación del flujo necesario para la formación de ondulación. Debido a la formación de ondulación es controlada por procesos dentro de la subcapa viscosa su formación es independiente de profundidad del agua y ondulaciones actuales pueden formar en las aguas que van desde unos pocos centímetros a kilómetros de profundidad. Esto está en contraste con la mayoría subacuático otro formas 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). La relación de la longitud de onda a la altura es típicamente entre 10 y 40. Existe alguna evidencia de un relación entre la longitud de onda y la ondulación tamaño de grano, de aproximadamente 1000 a 1 (Leeder 1999). Lo Es importante señalar que el límite superior a las dimensiones de las ondas actuales y hacer hincapié en que las ondas no 'Crecer' en grandes formas de fondo. 4.3.2 Dunas Las camas de arena en ríos, estuarios, playas y marinas ambientes también tienen formas de fondo que son claramente más grande que las ondulaciones. Estos bedforms grandes son llamados las dunas (Fig. 4.13): "megaripples de que el término es a veces también utilizado, aunque este término no hace hincapié en el distinciones fundamentales entre ondas hidrodinámicas y formas de fondo de dunas. La evidencia de que estos más grande bedforms no están simplemente ondulaciones grandes proviene medición de las alturas y longitudes de onda de todos formas de fondo (Fig. 4.14). Los datos se dividen en grupos que no se superponen, lo que indica que se forman por distinto procesos que no forman parte de un continuo. La formación de dunas puede estar relacionada a gran escala turbulencia dentro de todo el flujo; nuevamente fluir separación es importante, que se producen en la cresta de dunas, y lavado se produce en el punto en el reacoplamiento comedero. La profundidad del agua controla la magnitud del remolinos turbulentos en el flujo y esto a su vez controla la altura y la longitud de onda de las dunas: hay una considerable cantidad de dispersión en los datos, pero generalmente son dunas decenas de centímetros de altura en agua profundidades de unos pocos metros, pero son típicamente metros de altura en las profundidades de agua medidos en decenas de metros (Allen 1982; Leeder, 1999). Dunas y cruz ropa de camaLa morfología de una duna subacuático es similar a una dominó: hay un lado Stoss que conduce a una cresta y avalanchas de arena por la ladera de sotavento hacia un canal (Figuras 4.15 y 4.16). La migración de una duna subacuático los resultados en la construcción de una sucesión de pendiente capas formadas por el avalanchas en la vertiente de sotavento y estos se conocen como cruzan lechos. Flujo de separación crea una zona de delante de la pendiente de sotavento en el que un vórtice rodillo con el flujo inverso puede formar (fig. 4,17). A velocidades de flujo bajas estos vórtices de rodillos son débilmente desarrollado y no lo hacen reelaborar la arena en el lado de sotavento pendiente. Las camas cruzadas formado simplemente se encuentran en el ángulo de resto de la arena y medida que construyen en la artesa el contacto basal es angular (Fig. 4.17). Formas de fondo que se desarrollan a estas velocidades por lo general tienen baja sinuosidad crestas, por lo que la forma tridimensional de la estructura es similar al plano transversal laminación. Esto es plana estratificación cruzada y la superficie en la parte inferior del cruzadas camas es plana y cerca de la horizontal, debido a la ausencia de fregado en el comedero. Cruz-cama obligado por las superficies horizontales veces se hace referencia como tabular estratificación cruzada (Fig. 4.18). Cruz-cama pueden formar un ángulo agudo en la base de la avalancha pendiente 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 a la base de la cara de deslizamiento que puede ser lo suficientemente fuerte para generar ondas de flujo (contra-ondas), que migrar a una corta distancia hasta la punta de la ladera de sotavento (Fig. 4.17). Otro efecto del flujo más fuerte es la creación de una. marcada erosión de boxes en el punto de reinserción La avalancha lee los avances pendientes en este canal rastreado por lo que las bases de las camas cruzadas se caracterizan por una ondulante la erosión superficial. La cresta de una duna subacuático formado bajo estas condiciones será muy sinuosa o se han fragmentado en una serie de dunas linguoid formas. A través estratificación cruzada (fig. 4.15), formado por la migración de las sinuosas dunas subacuáticas normalmente tiene contactos asintóticas de fondo y ondulantes una el límite inferior. Restricciones en la formación de dunas Dunas variar en tamaño desde que tiene longitudes de onda de alrededor de 600 mm y alturas de unas pocas decenas de milímetros a longitudes de onda de cientos de metros y alturas de más de diez metros. El más pequeño son más grandes que el grandes ondas. Dunas se pueden formar en un rango de grano tamaños de gravas finas a arenas finas, pero son menos bien desarrollado en los depósitos más finos y no se producen en las arenas muy finas o limos. Esta limitación de tamaño de grano es cree que está relacionada con el aumento de la carga suspendida en el flujo de si los tamaños de grano más finos son dominantes: el carga suspendida suprime la turbulencia en el flujo y la separación del flujo no se produce (Leeder, 1999). La formación de dunas también requiere que se mantenga el flujo durante el tiempo suficiente para la estructura a construir, y para formar estratificación cruzada de la duna debe migrar. Dunescale estratificación cruzada por lo tanto no puede ser generada por eventos de corta duración de flujo. Las dunas son más comúnmente encontrado en los canales de los ríos, deltas, estuarios y ambientes someros marinos donde hay relativamente los 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 de la 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 arriba porque está viajando más rápido que el flujo. Si el Número de Froude es mayor que uno, esto indica que el flujo es demasiado rápido para que una onda se propagan aguas arriba y el flujo es supercrítico. En natural de los flujos de repente cambio en la altura de la superficie del flujo, un salto 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 superficie del agua antes de empinamiento y rompiendo en una dirección aguas arriba. La arena en la cama desarrolla una Configuración lecho superficie paralela a la onda estacionaria, y como el el flujo de sedimentos se agudice se acumula en la subida lado de la Configuración lecho. Estos se denominan bedforms antidunes, y, de ser conservado, antidune estratificación cruzada se estratificación inmersión aguas arriba. Sin embargo, dicha reserva se ve raramente debido a que la onda se rompe, la Configuración lecho antidune suele vuelto a trabajar, y como la velocidad de flujo posteriormente cae el sedimento se vuelve a trabajar en la parte superior camas etapa de avión por subcrítico flujo. Bien documentados los casos de antidune estratificación cruzada se conocen desde el pico de piroclástico depósitos (17.2.3), donde se acompaña de flujo de alta velocidad por muy altas tasas de sedimentación (Schminke et al. 1973). 4.3.6 Configuración lecho diagrama de estabilidad La relación entre el tamaño de grano del sedimento y la velocidad de flujo se resume en Fig. 4,20. Este diagrama de estabilidad Configuración lecho indica Configuración lecho de la que se producirá de un grano determinado tamaño y la velocidad y se ha construido a partir los datos experimentales (modificado a partir de 1991, Southard y Allen, 1997). Cabe señalar que la parte superior los límites del campo de ondas es fuerte, pero el otro límites entre los campos son gradación y existe una superposición donde cualquiera de las dos formas de fondo pueden ser estables. Tenga en cuenta también que las escalas son logarítmicas en ambos ejes. Dos son los regímenes de flujo generales reconocido: un régimen de flujo inferior en la que las ondas, dunas y camas bajas planas son estables y la parte superior un régimen de flujo en camas planas y forma antidunes. El flujo en el régimen de flujo inferior es siempre subcrítico y el cambio de flujo supercrítico se encuentra dentro del campo de antidune. Los campos en el diagrama de estabilidad en Configuración lecho Fig. 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 flujo profundidad es variada, o si la densidad del agua es variada cambiando la temperatura, salinidad o por adición suspendido de carga. Configuración lecho diagramas de estabilidad puede ser utilizado en conjunción con las estructuras sedimentarias en capas de arenisca para proporcionar una estimación de la velocidad, o reconocer los cambios en la velocidad de flujo, de la que deposita la arena. Por ejemplo, un lecho de medio arena que fue plano-acostado en la base, cruz camas en el medio y rizado laminado cruzado en la parte superior podría ser interpretado en términos de una disminución en el flujo velocidad durante la deposición de la cama. 4.4 ONDAS Una onda es una perturbación que se propaga a través de un gas, líquido o sólido que implica la transferencia de energía entre las partículas. En su forma más simple, las ondas de hacerlo no implican el transporte de masa, y una forma de onda implica un movimiento oscilatorio de la superficie del agua sin ningún movimiento horizontal del agua neta. La forma de onda se mueve a través de la superficie del agua en el forma se ve cuando una piedra cae en el agua quieta. Cuando una onda entra aguas muy poco profundas de la amplitud aumenta y luego la ola rompe la creación de la el movimiento horizontal de las olas en las playas de lagos y mares. Una sola onda puede ser generada en un cuerpo de agua tal 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 solo eventos, y éstos se consideran más en la sección 11.3.2. Trenes de ondas continuas están formadas por viento que actúa sobre la superficie de un cuerpo de agua, que pueden variar en tamaño de un estanque a un océano. La altura y la energía de las ondas está determinada por la fuerza de el viento y la extensión, la extensión de agua a través de donde sopla el viento de generación de olas. Las ondas generadas en los océanos abiertos pueden viajar más allá de la zonas que se hayan generado. 4.4.1 La formación de ondas de onda El movimiento oscilatorio de la superficie superior de un agua corporal producido por ondas genera una vía circular por moléculas de agua en la capa superior (fig. 4,21). Este movimiento establece una serie de celdas circulares en el agua a continuación. Con el aumento de la fricción interna reduce la profundidad el 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 es conoce 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 a se transforman en una trayectoria elíptica, que es aplanado en la base en una oscilación horizontal. Esta oscilación horizontal, puede generar ondas de onda en los sedimentos. Si el movimiento del agua es puramente oscilatoria las ondulaciones formadas son simétricas, pero superpuesta una corriente 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 en el 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 donde crestas de ondulación se acumulan. ROLLING ondas de granos se caracterizan por valles amplios y crestas afiladas. A mayor granos de energías se pueden mantener en suspensión temporal durante cada oscilación. Pequeñas nubes de granos son barrido de las artesas en las crestas donde caer fuera de la suspensión. Estas ondas vórtice (Fig. 4.22) se han más redondeadas crestas, pero son de otra manera simétrica. 4.4.2 Características de las ondas de la onda En el plan de ondas vista de onda tiene largo y recto con suavidad crestas sinuosas que se puede bifurcar (split) (Fig. 4.23); estas características se pueden observar en la ropa de cama planos de las rocas sedimentarias. En onda sección transversal ondulaciones son generalmente simétricos de perfil, láminas dentro de cada inmersión en onda en ambas direcciones y la superposición se (Fig. 4.24). Estas características pueden ser preservados en laminación cruzada generada por el acumulación de sedimento influenciado por las ondas (Fig. 4,25). Ondas de onda se pueden formar en cualquier país que no cohesiva sedimentos y son principalmente sedimentos gruesos se ve en la arena y de todos los grados. Si la energía de las olas es alta suficientes ondas de onda se pueden formar en gránulos y guijarros, formando ondulaciones grava con longitudes de onda de varios metros y alturas de decenas de centímetros. 4.4.3 Distinción de onda y las ondas de corriente Distinguir entre las olas y las ondas de corriente puede será fundamental para la interpretación de paleoambientes. Ondas de onda se forman solamente en relativamente aguas poco profundas en la ausencia de fuertes corrientes, mientras que las ondas de corriente se puede formar como un resultado de el flujo de agua en profundidad en cualquier entorno subacuático. Estas distinciones permiten depósitos de un superficial lago (10.7.2) o la laguna (13.3.2) para ser distinguirse de alta mar (14.2.1) o marinos profundos entornos (14.2.1), por ejemplo. El dos diferentes tipos de dominó se pueden distinguir en el campo de la base de sus formas y geometrías. En vista en planta ondas tienen crestas de onda largas y rectas a sinuosas que se puede bifurcar (división), mientras que las ondas de corriente son casi siempre muy sinuosa y dividido en pocas palabras, crestas curvadas. Cuando se ve desde las ondas laterales de onda son simétricos con transversal láminas inmersión en ambas direcciones a ambos lados de las crestas. En contraste, ondulaciones actuales son asimétricos con transversal láminas inmersión en una sola dirección, siendo la única excepción de escalada ondulaciones que tienen claramente asimétrica inmersión láminas. Además de la onda y bedforms actuales y estructuras sedimentarias se describe en este capítulo no son también características llamados "montículos y crossstratification swaley '. Estas características se cree que son característicos de la actividad de tormentas en las plataformas continentales y se consideran por separado en el capítulo de este Marco deposicional (14.2.1). 4.5 Los flujos de masas Mezclas de que los detritus y mover el líquido bajo la gravedad se conocen colectivamente como los flujos de comunicación, los flujos de gravedad o las corrientes de densidad (Middleton y Hampton 1973). Una serie de mecanismos diferentes están involucrados y todos requieren una pendiente para proporcionar la energía potencial para conducir el flujo. Esta pendiente puede ser la superficie sobre la cual el flujo se produce, pero una el flujo por gravedad también se mueve sobre una superficie horizontal, si se adelgaza flujo descendente, en cuyo caso la energía potencial es proporcionada por la diferencia en altura entre el parte superior de las aguas arriba y aguas abajo de las partes el flujo. 4.5.1 Los flujos de escombros Los flujos de escombros son mezclas densas y viscosas de los sedimentos y agua en la que el volumen y la masa de sedimento excede la del agua (Major 2003). Un viscoso denso, mezcla de este tipo tendrán típicamente una baja Reynolds número de modo que el flujo es probable que sea laminar (4.2.1). En la ausencia de turbulencia sin clasificación dinámica de material en diferentes tamaños se produce durante el flujo y el depósito resultante es muy mal clasificados. Algunos de clasificación pueden desarrollar por sedimentación lenta y no localmente puede ser de clasificación inversa producida por cizallamiento en el cama de frontera. Material de cualquier tamaño de la arcilla a gran rocas pueden estar presentes. Los flujos de escombros se producen en la tierra, principalmente en las zonas áridas entornos en los que el suministro de agua es escasa (por ejemplo, algunos abanicos aluviales, 9.5) y en ambientes submarinos donde el transporte de material hacia abajo continental pendientes (16.1.2) y localmente en algunas de grano grueso delta pendientes (12.4.4). Deposición interna se produce cuando la fricción llega a ser demasiado grande y 'congela' el flujo de (Fig. 4.26). Puede haber poco cambio en el espesor del depósito en una dirección proximal a distal y la distribución del tamaño de clasto puede ser la misma en toda el depósito. Los depósitos de flujos de escombros en la tierra son por lo general la matriz apoyados por conglomerados, aunque clasto-soportados depósitos también se producen si el familiar proporción de clastos grandes es alta en el sedimento mezcla. Ellos están mal clasificados y muestran una caótica tela, es decir, generalmente no hay orientación preferente de los clastos (Fig. 4.27), excepto en las zonas de corte que se puede formar en la base del flujo. Cuando una escombros viaja a través de flujo de agua que en parte puede mezclar con ella y la parte superior del flujo puede ser diluido. La parte superior de los flujos de escombros subacuáticas se caracteriza, pues, por una gradación ascendente en una mejor ordenados, clasificados sedimentos, que pueden tener las características de un turbiditas (véase más adelante). 4.5.2 Las corrientes de turbidez Las 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 y con un número de Reynolds relativamente alto son generalmente flujos turbulentos (4.2.1). El nombre se deriva de sus características de ser mezclas opacas de sedimento y agua (turbia) y no el flujo turbulento. Fluyen por las laderas o sobre una superficie horizontal siempre que el espesor del flujo es mayor flujo ascendente de lo que es de flujo descendente. El depósito de una turbidez actual es una de turbiditas. La mezcla de sedimentos puede contienen grava, arena y lodo en las concentraciones tan poco como unas pocas partes por mil o hasta un 10% en peso: en las altas concentraciones de los flujos no puede ser turbulento y no se refiere siempre como corrientes de turbidez. Los volúmenes de material participar en un evento único flujo puede ser de hasta a decenas de kilómetros cúbicos, que se extiende por el flujo y se deposita como una capa de unos pocos milímetros a decenas de metros de espesor. Las corrientes de turbidez, y por lo tanto, turbiditas, puede ocurrir en cualquier parte donde el agua hay una fuente de los sedimentos y una pendiente. Ellos son común en los lagos profundos (10.2.3), y puede ocurrir en las plataformas continentales (14,1), pero son más abundantes en ambientes marinos profundos, donde son turbiditas depósitos clásticos dominante (16.1.2). La asociación con los ambientes marinos profundos puede conducir a la supuesto de que todas las turbiditas son depósitos marinos profundos, pero no son un indicador de profundidad como turbidez corrientes son un proceso que puede ocurrir en aguas poco profundas también. Los sedimentos que se encuentra inicialmente en suspensión en la turbidez actual (fig. 4,28) comienza a entrar en contacto con la superficie subyacente en las que puede llegar a un detener o moverse por la rodadura y suspensión. Al hacerlo, se sale de la suspensión y es la densidad del flujo reducido. El flujo en una corriente de turbidez se mantiene por el contraste de densidad entre la mezcla sedimento-agua y el agua, y si este cambio se reduce, el flujo ralentiza. A la cabeza de la corriente (Fig. 4.28) mezcla turbulenta de la corriente con agua se diluye la corriente de turbidez y también reduce la densidad contraste. Como más sedimento se deposita desde el desaceleración del flujo de un depósito se acumula y el flujo con el tiempo se detiene cuando el flujo se ha extendido a cabo como una capa delgada y uniforme de hoja. De baja y media densidad, corrientes de turbidez El primer material que se deposita desde una turbidez corriente será más grueso ya que esto se caiga de primera suspensión. Por lo tanto uno de turbiditas es característicamente normalmente se clasifican (4.2.9). Otros sedimentaria estructuras dentro de la cama graduada reflejar el cambio procesos que se producen durante el flujo y variar estos de acuerdo con la densidad de la mezcla inicial. Bajo a de densidad media corrientes de turbidez idealmente formará un sucesión 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 de la 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 estructura arena: en el depósito de la base desgrasado se produce rápidamente a partir de la suspensión con reducida turbulencia inhibir la formación de bedforms. Tb) laminado de arena que caracteriza a esta capa, el tamaño de grano es normalmente más fina que en "a" y el el material es más ordenados: las láminas son paralelas generada por la separación de los granos en el alto régimen de flujo de transporte (4.3.4). Tc) Cruz laminada a medio y arena fina, a veces con la escalada de laminación onda, forman el división media de la secuencia de Bouma: estos características indican velocidades moderadas de flujo dentro 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 productos de la disminución del flujo en la corriente de turbidez: horizontal láminas pueden ocurrir pero es la laminación con menos frecuencia bien definida que en la 'b' de la capa. Te) la parte superior de la turbiditas consta de grano fino sedimento de limo y arcilla de grado: es depositado a partir de la suspensión después de la turbidez actual ha llegado al descanso y es por tanto un hemipelágico depósito (16.5.3). Las corrientes de turbidez están disminuyendo los flujos, es decir, que disminuir la velocidad a través del tiempo como depósito de materiales, pero esto significa que también disminuyen la velocidad con la distancia desde la fuente. Por consiguiente, existe una disminución en el tamaño de grano depositado con la distancia (Stow 1994). Las partes inferiores de la secuencia de Bouma sólo están presentes en las partes más proximales de la flujo. Con distancia de las divisiones inferiores son progresivamente perdido 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. En las regiones más proximales de la turbulencia del flujo puede ser lo suficientemente fuerte para causar la diarrea, y por completo eliminar 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 incluidos en el depósito suprayacente como clastos de barro. La completar Ta a la secuencia de Te es por lo tanto, sólo es probable que ocurren en ciertas partes del depósito, e incluso allí divisiones intermedias pueden estar ausentes debido, por ejemplo, para prevenir la formación rápida deposición ondulación en el Tc. Completa Ta-e secuencias de Bouma se encuentran en hecho bastante raro. De alta densidad de las corrientes de turbidez Bajo condiciones donde hay una mayor densidad de material en la mezcla de los procesos en el flujo y por tanto, de las características del depósito son diferentes de los descritos anteriormente. De alta densidad turbidez corrientes tienen una densidad aparente de al menos 1,1 g cm3 (Pickering et al., 1989). Las turbiditas depositadas por estos 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 gruesa material, con la parte superior, S2, lo que representa el "Congelamiento" de la corriente de tracción. Cubriendo este es un unidad, S3, que se caracteriza por las estructuras de escape de fluido lo que indica la rápida deposición de sedimentos. La parte superior de la sucesión es más similar a la Secuencia Bouma, con el equivalente a la tuberculosis y el TT y TC recubierto por Td y Te: esta parte superior por lo tanto, refleja el depósito de un flujo de baja densidad, una vez la mayor parte del sedimento ya había sido depositado en la división de 'S'. Las características de alta densidad turbiditas fueron descritas por Lowe (1982), después que la sucesión es a veces llamada. 4.5.3 Flujos de grano Las avalanchas son los mecanismos de transporte de masa con una pendiente pronunciada, que también se conocen como los flujos de grano. Las partículas en un flujo de grano se mantienen separados en el fluido por medio de grano repitió a las colisiones de granos y el grano fluye rápidamente "congelación" tan pronto como la cinética energía de las partículas cae por debajo de un valor crítico. Este mecanismo es más eficaz en el material bien ordenados caer por gravedad por una pronunciada pendiente, como la cara de deslizamiento de una duna eólica. Cuando las partículas en el flujo se encuentran en suspensión temporal, hay una tendencia para los granos más finos para caer entre el grueso seres, un proceso conocido como tamizado cinética, que los resultados en una clasificación inversa ligero en la capa una vez que se deposita. Aunque la mayor parte común a pequeña escala en las arenas, los flujos de granos también puede ocurrir en más gruesa, grava el material en un ambiente subacuático empinada como la Foreset de un delta tipo Gilbert (12.4.4). 4.6 Grietas de desecación Arcilla rica en sedimentos cohesivos y las partículas individuales tienden a pegarse el uno al otro mientras se seca el sedimento a cabo. Cuando el agua se pierde el volumen se reduce y las agrupaciones de minerales de arcilla separar el desarrollo de grietas en el superficie. Bajo condiciones subaéreos un patrón poligonal de las grietas se desarrolla cuando se seca sedimentos fangosos por completo: se trata de grietas de desecación (Fig. 4,32). El espaciamiento de grietas de desecación depende el espesor de la capa de lodo húmedo, con una amplio espaciamiento que ocurre en gruesos depósitos. En sección transversal desecación grietas hacia abajo cónicos y los bordes superiores pueden enrollar si toda la humedad en el lodo es expulsado. Los bordes de las grietas de desecación se eliminan fácilmente por las corrientes más tarde y pueden se conserva como fichas de barro o lodo, escamas en la que cubre los sedimentos. Grietas de desecación son los más claramente preservados en rocas sedimentarias, cuando el grietas se llenan de lodo o arena arrastrados por el agua o soplado por el viento. La presencia de desecación grietas es un indicador muy fiable de la exposición de los el sedimento a las condiciones subaéreas. Sinéresis grietas son fisuras de retracción que forman bajo el agua en los sedimentos arcillosos (Tanner, 2003). Como la capa de arcilla compacta se asienta y se contrae para formar grietas individuales en la superficie del lodo. En contraste con grietas de desecación, grietas sinéresis no son poligonales pero simple, recta o ligeramente curva cónica grietas (Fig. 4,33). Estos contracción subacuático grietas se han formado experimentalmente y tienen se ha informado en las rocas sedimentarias, aunque algunos de estos hechos han sido re-interpretarse como la desecación grietas (Astin, 1991). Ni la desecación grietas ni fisuras sinéresis se forman en limo o arena porque estos materiales no son más gruesos cohesiva. 4,7 SEDIMENTARIA ESTRUCTURAS EROSIONADAS Un flujo turbulento sobre la superficie del sedimento que tiene Recientemente se han depositado puede resultar en el parcial y eliminación localizada de sedimento. Decapado puede formar una canal que limita el flujo, más comúnmente visto en la tierra como los ríos, pero similar flujos confinados puede ocurrir en muchos otros ambientes sedimentarios, a la derecha hasta el fondo del mar profundo. Uno de los criterios para el reconocimiento de los depósitos de flujo canalizado dentro de estratos es la presencia de una erosión fregar la superficie que marca la base del canal. El tamaño de los canales puede variar desde características menos de un metro de profundidad y sólo metros de diámetro a gran escala de muchas estructuras decenas de metros de profundidad y kilómetros a decenas de kilómetros de ancho. El tamaño suele distinguir los canales a partir de otras características recorren (véase más adelante), aunque el 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 son conoce como marcas individuales (Fig. 4,34). Se conservan en el registro de las rocas cuando otra capa de sedimento se deposita en la parte superior dejando la función en el ropa de cama plana. Sole marcas se pueden dividir en los que se forman como resultado de la turbulencia en el agua causando la erosión (marcas de la erosión) y las impresiones formadas por los objetos transportados en el flujo de agua (marcas de herramientas) (Allen 4.8 1982). Se pueden encontrar en una gama muy amplia de ambientes sedimentarios, pero son más comunes en la sucesión de turbiditas, donde la marca única se conserva como un molde en la base de la suprayacente turbiditas. Marcas de la erosión remolinos turbulentos en un flujo de erosionar la capa subyacente y crear un distintivo de erosión socavación llama yeso de flauta. Flauta moldes son asimétricas en sección transversal con un borde opuesto empinada una ahusada borde. 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 remolino Inicialmente erosionado en la cama y la reducción paulatina de la, más amplia borde marca el paso del remolino como se barrió por la corriente. El tamaño puede variar desde unos pocos centímetros a decenas de centímetros de diámetro. Como con muchos única marca que es tan común encontrar al elenco de la característica formada por la colmatación de la depresión como lo es para encontrar la depresión en sí (fig. 4,34). La asimetría de las marcas de flauta significa que pueden ser utilizados como indicadores palaeocurrent donde son conservados como arroja sobre la base de la cama (5.3.1). Un obstáculo en la superficie de la cama como una piedra o concha puede producir remolinos que recorren en la cama (obstáculo diarrea). Las características lineales sobre la superficie del lecho causada por turbulencias se alargan crestas y surcos, si en el escala de milímetros o canaletas lanza si los canales son una cuestión de centímetros de ancho y profundo, que se extiende por varios metros a lo largo de la superficie del lecho. Herramienta de marca Un objeto que está siendo transportado en un flujo de más de un cama puede crear marcas en la superficie de la cama. Las ranuras son claramente definida alargado marcas creadas por un objeto (Herramienta) que se arrastra a lo largo de la cama. Las ranuras son marcadamente características definidas en contraste con cheurones, que se forman cuando el sedimento es todavía muy blanda. Un objeto saltating (4.2.2) en el flujo puede producir marcas conocido también como productos, saltar o rebotar en las marcas los puntos donde aterriza. Estas marcas se ven a menudo en líneas a lo largo del plano de estratificación. La forma y tamaño de todas las marcas de herramientas está determinada por la forma del objeto que los creó, y en forma de fragmentos irregulares, tales como fósiles, puede producir signos distintivos. TERMINOLOGÍA PARA ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Y CAMAS Al 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 engorroso a veces, y puede ser más fácil para describir el camas como "gruesa" o "ligero". En un intento de normalizar este la terminología, hay un acuerdo general en el conjunto de 'definiciones' para la cama de espesor (Fig. 4.35). Una cama es una unidad de sedimento que es generalmente uniforme en carácter y no 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, para ejemplo en la base de un canal, agudo, o algunas veces gradación. La alternancia de capas delgadas de diferente litologías se describen como intercaladas y son generalmente se considera como una sola unidad, en lugar de como camas separadas. En común con muchos otros campos de la geología, hay alguna variación en el uso de la terminología para describir bedforms y estructuras sedimentarias. La enfoque utilizado aquí se deduce que de Collinson et al. (2006). Estratificación cruzada es cualquier superposición en un sedimento o roca sedimentaria que se orienta a un ángulo con la horizontal de sedimentación. Estos inclinado los estratos con mayor frecuencia se forman en la arena y grava la migración de bedforms y puede ser conservado si no hay acumulación neta. Si la Configuración lecho es una ondulación la estructura resultante se conoce como laminación cruzada. Las ondas son limitadas en altura de la cresta a unos 30 mm por lo que la cruz-laminada camas no se exceda el espesor. La migración de formas de fondo de dunas produce estratificación cruzada, que puede ser de decenas de centímetros a decenas de metros de espesor. Cruz-la estratificación es el término más general y se utiliza para la estratificación inclinada generado por procedimientos distintos de la migración bedforms de, por ejemplo las superficies inclinadas formado en el borde interior de un río en un punto-bar la migración (9.2.2). Una sola unidad de laminado cruzado, sedimentos cruz camas o cruz estratificada-se refiere como una cama-conjunto. Cuando un lecho contiene más de un conjunto de un mismo tipo de estructura, la pila de conjuntos se llama un co-conjunto (fig. 4,36). Las mezclas de arena y el lodo se producen en entornos que las variaciones de experiencia en la actividad actual o de las olas o el suministro de los sedimentos debido al cambio de intensidad de la corriente o energía de las olas. Por ejemplo, la configuración de las mareas (11,2) la pantalla cambios regulares en la energía en diferentes partes del ciclo de las mareas, permitiendo arena para ser transportado y depositado en algunas etapas y el barro que se depositan en suspensión a otros. Esto puede conducir a alteraciones simples de 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 continuación una matriz de estructuras sedimentarias (Fig. 4.37) puede lugar en función de las proporciones de lodo y arena. Las camas Flaser se caracteriza por la delgada aislada cortinas de lodo entre la cruz-láminas de una arena. Camas lenticular está compuesta de ondas aislados de arena, completamente rodeada por el barro, y el intermedio formas compuestos de proporciones aproximadamente iguales de arena y el barro se llaman las camas ondulada (Reineck y Singh 1980). 4.9 Estructuras sedimentarias y Ambientes sedimentarios La 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 a interpretar 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 calcáreos formado 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 ADICIONAL Allen, 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 pp Collinson, J., Mountney, N. y Thompson, D. (2006) sedimentaria Estructuras. 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.