CAMBIO DE NIVEL DE BASE Y SU CONTROL DE LA ARQUITECTURA ALUVIALNo hay duda el control primario de tectonismo en la creacin de sucesiones ms aluviales. La geometra y el momento de cuas clsticas aluviales y depsitos lisos costeras asociadas normalmente pueden estar relacionados con episodios tectnicos en el rea fuente(s). Por ejemplo, Cenozoico cuas clsticas de la Costa del Golfo se pueden correlacionar con la tectnica de la regin de las cabeceras de los ros de la costa del Golfo - los Estados de la Cordillera (Galloway, 1989). En los mrgenes distales de una sucesin de aluvin, sin embargo, donde interdigitacion con depsitos marinos, la cuestin de la tectnica frente a los controles sedimentarios es una ms difcil. Muchas cuencas contienen superficies discordantes regionales cruzados por los sistemas de canales incisa. Los depsitos fluviales y estuarios de llenado estos canales pueden ser reservorios de petrleo importantes, como en el Grupo Mannville de Alberta (Farshori y Hopkins, 1989; Madera y Hopkins, 1989) y la "J" de la piedra arenisca de la Cuenca Denver (Weiner, 1986). Es la discordancia el resultado de la cada del nivel del mar o la elevacin cuenca? Muchos sistemas fluviales modernos muestran una arquitectura incisa similar (Figura 27), lo que refleja su respuesta a bajar los niveles del mar durante la edad de hielo del Plioceno-Cuaternario. Suter et al. (1987) describe ejemplos de los depsitos cuaternarios de la plataforma continental de Lousiana.En otras cuencas cuas de sedimentos fluviales hasta cientos de metros de espesor son intercaladas en las relaciones estratigrficas complejas con depsitos de la plataforma litoral y de la plataforma marina. Los ejemplos incluyen muchos de los depsitos del Cretcico medio de la cuenca del pas Alberta rocas (Plint y Norris, 1991) y del Cretcico Superior-Terciario los Acantilados de libros, Utah (Molenaar y Rice, 1988; Fig. 28). Es la alternancia de regresin, la rebelin impulsada por las variaciones en el suministro de sedimentos y la pendiente deposicional (controles tectnicos), o por cambios en el nivel de base? En el caso de la sucesin acantilados del libro (Fig.28) no hay ninguna duda sobre el control tectnico primordial. El desarrollo de la cua clstica en su conjunto se puede correlacionar con episodios orognicos hacia el oeste (Sevier orogenia). Diferentes lenguas fluviales tienen diferentes patrones paleocorrientes, lo que indica cambios en techo de la pendiente y tambin tienen diferentes composiciones arenisca detrtico indicando cambios en las zonas de origen de sedimentos. Estos efectos slo pueden explicarse por la inclinacin de la cuenca Anda levantamiento del margen de cuenca como resultado de tectonismo contempornea (Lawton, 1986). Una conclusin similar se lleg por Embry (1990) con respecto a las sucesiones de deposicin mesozoicos en la cuenca Sverdruo, el rtico canadiense. Sin embargo, en detalle, cambios en el nivel de base, tales como los relacionados con eustatismo, pueden controlar la arquitectura de los depsitos de llanura costera. Esta es la opinin de Van Wagoner et al (1990), quien interpret el Castlegate y otras lenguas de piedra arenisca de acantilados del libro en trminos de cambios en el nivel de base (Posamentier y Vail, 1988; Posamentier et al., 1988). Lenguas de piedra arenisca fluvial se interpretaron como que descansa sobre superficies socavacin regionales (de rango sexto orden o superior; Tabla 1). se extienden lejos en la cuenca sobre depsitos marinos marginales fueron designados por Van Wagoner et al (1990) como. depsitos "cua de mar bajo", formado por el relleno por encima de una superficie de erosin que trunca depsitos de plataforma litoral subyacentes. La separacin de los efectos de la tectnica de eustatismo en estos casos es muy difcil.Una configuracin muy diferente ocurre en depsitos fluviales representan el miembro superior gruesa de sucesiones grano crecientes que se desarrollan por la progradacin en una cuenca. Tales depsitos fluviales pueden, en este caso, representan depsitos "Alto Soporte", formados en un momento de alta, el nivel de base estable, cuando la plataforma continental es llenado por progradacin de la llanura costera (Posamentier et al., 1988). Este patrn de deposicin suele ser rescindido por incisin que acompaa a una cada en el nivel de base (Miall, 1991a).

Las distribuciones de partculas de oro y uranio en un depsito de placer de llanura trenzada Witwatersrand: A) contornos muestran el tamao de guijarros mxima, y las direcciones paleocorrientes-vector medio; B, C) la distribucin de partculas de oro y uranio (valores relativos); D) Relacin de uranio / oro (Minter, 1978).

DEPSITOS ECONMICOS EN SEDIMENTOS ALUVIALESUn conocimiento de la arquitectura aluvial es de importancia en la explotacin de los combustibles y minerales almacenados en las rocas, y para entender el flujo de las aguas subterrneas (incluyendo desechos txicos) a travs de los acuferos. El conocimiento de facies y asociaciones de sucesiones y de la arquitectura de deposicin puede conducir a predicciones tiles sobre el alcance y la orientacin de los cuerpos porosos en el subsuelo. Gelogos de petrleo fueron de los primeros en reconocer la importancia de dicha informacin. El ejemplo bien documentado el puo de una trampa estratigrfica fluvial fue el estudio barras de puntos publicado por Berg (1968).Producen petrleo y gas en varios tipos de cuerpo del depsito. Paleovalle rellenos de depsitos lineales, en el que el petrleo est atrapado buzamiento arriba contra cualquier roca impermeable que se inciden en el valle. Los campos en el Grupo Manniville de Alberta y la arenisca "J" de la cuenca de Denver son buenos ejemplos (Figs.29, 30). Tenga en cuenta la estrechez del cuerpo piedra arenisca, y la consiguiente necesidad de un excelente control y para localizar y cartografiar el depsito.El depsito puede consistir en varias lenguas valle llenado diferentes, y puede ser una incisin a travs de canales de barro llenas de separacin en cuerpos de arena aislados. Como resultado, un campo puede contener varias piscinas de hidrocarburos separados, con aceite-agua y gas-aceite contactos a diferente nivel (Fig.30). Un tipo diferente de trampa estratigrfica se forma donde el estilo de deposicin del sistema fluvial produce lentes de arena aisladas dentro de las multas de llanuras de inundacin. los campos punto de barras de la piedra arenisca en cada de ro, Wyoming, son ejemplos clsicos (fig.31). Tales campos tienden a ser pequeas, pero las barras puntuales pueden ocurrir en los cinturones de meandro conectados en ms de un nivel estratigrfico, llevando a Larde produccin acumulada de docenas o incluso cientos de piscinas separadas. El fiel Daqing gigante de China es un ejemplo excelente de este tipo (Yinan et al., 1987). La produccin de estos campos requiere una habilidad para entender los orgenes de la geometra de la lente de arena y predecir su distribucin en la superficie de conocimiento de paleogeografa regional.Por ltimo, existen los depsitos formados por arenas hojas trenzadas. Estos pueden ser volumtricamente grande, y proporcionar cuerpos embalse razonablemente continuo, lo que refleja una arquitectura simple de los cuerpos de chapa de piedra arenisca amalgamados. Sin embargo, los problemas de produccin en algunos campos maduros muestran que puede haber importantes heterogeneidades internas formadas por arenas mal ordenados, o cortinas de barro situadas en terceros a las superficies limtrofes quinto orden. El campo Prudhoe Bay, Alaska, es un excelente ejemplo de este tipo de campo (Fig.32). Otra es Messla campo, Libia (Clifford et al., 1980).Entre los yacimientos minerales ms conocidos en los sedimentos aluviales son el oro de placer y uranio en el supergrupo Witwatersrand, Sudfrica. La distribucin de las partculas de Placer es controlada por procesos de clasificacin aguas abajo, y mapas de sus barras de contorno de concentracin y canales en un sistema de trenzado (fig.33).ConclusionesEn este captulo se ha considerado el anlisis de facies y facies modelos en cuatro niveles principales de escala y complejidad.1. Individuales facies clsticas pueden ser reconocidos y clasificados principalmente segn su tamao de grano y estructuras sedimentarias. Un nmero limitado de facies estados ocurren en depsitos fluviales (Tabla 2). Sucesiones de facies en el disco de rock pueden indicar progresivamente cambios en las condiciones, por ejemplo, el adelgazamiento gradual del agua y reduccin de la resistencia del flujo uo una superficie punto-bar. Heterogeneidades mesoscpicos primarias en reservorios de petrleo y acuferos relacionados con el control de deposicin a esta escala.2. Elementos arquitectnicos son ensamblajes de facies organizados en depsitos de una forma general y en particular geometra interna. Representan las principales caractersticas de deposicin de los sistemas fluviales, como se muestra en el cuadro 3, y son la fuente de las heterogeneidades macroscpicas en los embalses y acuferos. Anlisis de elementos arquitectnicos requiere en depsitos fluviales, incluyendo su extensin, forma y relaciones de facies.3. Los sistemas fluviales en general varan en trminos de la cantidad y distribucin de la descarga (ros lage frente arroyos pequeos, efmeros, perenne, de temporada y otros patrones de variabilidad de descarga), el nmero de canales activos y su sinuosidad y el rango de tamao de grano de la carga de sedimentos. Estos factores determinan el conjunto de facies y elementos arquitectnicos que se conservan. Estos factores tambin controlan la escala y la geometra de los elementos arquitectnicos. Estudios de afloramiento deben incorporar detallada de delimitacin de la superficie y la informacin paleocorriente en el anlisis de datos que son difciles de montar de fuentes del subsuelo. Las variaciones en esta escala afectan depsito y acuferos heterogeneidad en la escala macroscpica. Facies modelo puede ser construido para estilos fluviales diferentes, para ilustrar los principales procesos y productos de deposicin. El sistema de arena serpenteante ro (figura 22) y el sistema de trenzado de arena con bancos de arena (Fig.20) se encuentran entre los ms conocidos, y se hizo hincapi en las ediciones anteriores de este libro.4. En la escala de la cuenca, la arquitectura estratigrfica de los depsitos fluviales produce informacin sobre los principales controles alognicos de deposicin. Por ejemplo, cuas clsticas se desarrollan en respuesta a tectonismo margen de cuenca. Sbanas y lenguas delimitadas en la base por disconformidad regionales suelen valle llenar los depsitos formados en pocas de bajo nivel de base

SISTEMAS ELICOSIntroduccin:Facies elicos comnmente forma de piedra arenisca de color rosa o blanco que se caracteriza por grandes conjuntos de ropa de cama de cruz (Fig 1). Aunque esta ropa de cama cruz tiene sedimentlogos fascinado durante muchos aos, poco sedimentologa detallada se ha intentado hasta hace poco. Depsitos elicos fueron de los ltimos en tener modelos de facies coherentes desarrollados. con la integracin de los estudios sobre la vez moderno y antiguo ahora se ha presentado. El modelo implica el reconocimiento de las diferentes partes, as como diferentes tipos, de los sistemas de dunas / interdunares. la integracin de los patrones visto entre los diversos sistemas puede entonces dar una visin coherente del desarrollo de todo un desierto. Los niveles del mar fluctuantes enfatizados en otro captulo de este libro tienen influencia pequea en el desarrollo de los mares de arena del interior, pero pueden ser importantes en las reas de dunas costeras. Este captulo examina algunas de las caractersticas de arenas elicas modernas como la base de modelos de facies elicos. Ser entonces mostrar cmo el modelo se puede aplicar a areniscas elicas. Finalmente algunos de los posibles controles externos sobre el desarrollo de mar de arena se considerarArenas elicas modernasArenas elicas modernas se producen principalmente en los desiertos de arena y dunas costeras. Los depsitos en los desiertos son las ms extensas. Condiciones ridas y semiridas afectan a alrededor de un tercio de la superficie actual de la tierra e incluyen tres ambientes principales sedimentarias, 1) Abanicos aluviales y arroyos efmeros, 2) en el interior sabkhas o Playas y) desierto de arena tambin llamados "mares de arena" o ergios (Figura 2). reas de arenas forma de acumulacin slo alrededor del veinte por ciento de la superficie de los desiertos modernas. El resto comprende montaas erosionadas (40 por ciento), zonas pedregosas o serirs (10-20 por ciento) y casa del desierto (10-20 por ciento). Tambin hay reas ms pequeas de lava secos, conos Volcnicos y tierras baldas, donde la erosin en lugar de deposicin tiene colocar (Cooke y Warren, 1973). Dentro de estos ambientes desrticos, la cantidad de arena elica es muy variable, dependiendo del clima, rgimen de vientos, rea de la cuenca y las rocas de origen. As, las cuencas amplia incluidas en el oeste de China contienen abundante arena elica, mientras que las pequeas cuencas desrticas del oeste de Norteamrica contienen muy poco. En Amrica del Norte, abanicos aluviales son mucho ms importantes (30 por ciento), y los desiertos de arena y mucho menos (menos de 1 por ciento, que en otros lugares. La nica excepcin es el Gran Desierto, Sonora, Mxico (Figura 2B), que es un mar de arena. El Sahara es el desierto ms grande del mundo (7 millones de km2), y tiene varias ergios principales tres cinturones. Individuales reas ergios cubierta tan grandes como 500,000km2 (el doble del rea o Nevada). Estn ubicados en la cuenca fisiogrfica o estructural con una larga historia de la acumulacin de sedimentos, incluyendo extensos sedimentos fluviales del Terciario y del Pleistoceno. Sin embargo, los depsitos elicos modernos rara vez son ms de 100 metros de espesor (Mainguet, 1976 Mainguet y Callot, 1974; Wilson, 1971, 1972, 1973).

FIGURA 1A) Vigsimo metro- grueso conjunto de ropa de cama de cruz en el elico del borde blanco piedra arenisca (Prmico, Canyonlands, Utah). Estos conjuntos transversales tienen lneas rectas de interseccin con el suelo del lavado en seco B) e indican extensa migracin de la duna a la izquierda. NOTA DE CAMIONES PARA escala. Fotos cortesa Walker.Arena se acumula en un relive principalmente a causa de una depresin topogrfica originales. Como en acumulaciones acuosas, la deposicin es frecuentemente el resultado de aumento de la profundidad de flujo y la consiguiente cada en la velocidad del fluido. En el caso de relives la profundidad de flujo es la altura de la capa lmite atmosfrica, comnmente entre 1 y 2 km. La importancia de los patrones de viento ha sido reconocido en el relieve de Fachi Bilma , que est situado en el sur del Sahara. Se ha estudiado el uso de satlite y fotografas areas, y algunas caractersticas se han comprobado en el campo (Mainguet y Callot, 1974; Figura 2A). Este relieve se desarrolla en parte a la sombra de viento del macizo Tibesti (montaas del sahara) que vicios de los vientos alrededor. Dentro del relieve hay una zonacin espacial definida de tipos de dunas. barkhan se producen en todos los lados, y marcan zonas de deposicin intermitente. Hacia el centro del relieve, la velocidad del viento disminuye. Los barkhans se unen en meandros ms grandes (Seif) dunas longitudinales, y luego en caractersticas ms grandes compuestas longitudinales (sedas) compuesto del draa (masas grande de arena conformado por dunas) (grandes flujos arena 20-450 m alto). En la parte contra el viento del relieve, una zona de gran draa en forma de estrella ms de 100 metros de alto se produce en la zona de turbulencia y fluctuante viento abajo del macizo de Tibesti. Este relieve est dominado por flujos de arenas longitudinales generalmente paralela a la direccin media del viento. Otros relieves saharianos estn dominados por flujos de arena transversales o mezclas de formas de fondo.El Gran Desierto de Mxico muestra ambas zonas mixtas y dominados transversal (figura 2B). Estos relieves pueden usarse para desarrollar modelos de facies para los desiertos con predominantemente flujos de arena transversales longitudinales y predominantemente. Patrones regulares similares pueden verse en los mapas de flujos de arenas basado en la fotografa satelital de muchos de los principales relieves en el mundo (Raza et al., 1979). Aunque esta revisin se concentra en clidos desiertos de tierras bajas, desiertos de arena tambin pueden ocurrir en las zonas polares fras y en altitudes elevadas (Koster, 1988).BEDFORMSWilson`s (1971, 1972) estudios de flujos del Sahara le llevaron a proponer tres escalas principales de flujos elicos: ondulaciones, dunas y Draa. Ripples son ms planas que las de agua suelen tener lneas ms regulares de la cresta (Sharp, 1963). Dunas son ms grandes que las ondulaciones y varan de 0,1 a 100 metros de altura. Draa son grandes formas de fondo de arena entre 20 y 450m de altura, y se caracteriza por la superposicin de las dunas ms pequeas en ellos. Sin embargo, la distincin draa duna es ni universalmente aceptada. Una clasificacin descriptivo basado en la forma y complejidad probablemente se debe utilizar (tabla 1). Forma de la duna se ha relacionado por Fryberger (1979) a la variabilidad del viento y su capacidad para transportar arena (Fig.3).FIGURA 2Bedform mapa de: A) la Fachi Bilma erg, el sureste del Sahara (despus Mainguet y Callot, 1974), y B) el Gran Desierto, Sonora Mxico (M. Brookfield). Diferencia Nota En escala del desierto mexicano es un cuarto del tamao de la Bilma erg. Las flechas indican la direccin del viento dominante.

Transporte de arenaEl importe bruto de arena que potencialmente puede ser movido por el viento durante un perodo determinado de tiempo, ponderado por la velocidad del viento, es la posibilidad de deriva (DO). El monto trasladado tambin depende de la disponibilidad de arena. La resultante de todas las direcciones de deriva (RDD)) es el vector resultante de todas las direcciones de deriva. (Fig 3). El potencial de dispersin resultante (RDP) es la suma vectorial de todas las potencialidades de deriva; si da un valor para el movimiento neto de arena. Estas tres medidas dan una forma muy til de la cuantificacin de la direccin (RDD) y la velocidad de movimiento de arena neta (RDP), as como el importe bruto de movimiento de arena (DP). Estas medidas pueden ser relacionados con el viento rgimen. Barkhanes y las dunas transversales ocurren en zonas de vientos bastante unidireccionales (alta RDP / ratios de DP). Dunas longitudinales resultan de vientos variables ms cocientes (moderado RDP / DP)), y flujos de estrellas se producen en regiones de vientos muy variables (baja RDP relaciones / DP). Wasson y Hyde (19883a)) encontraron que varios flujos trazan en separado contra "hacia fuera" de espesor de arena (figura 4). Esto indica que la forma de las dunas puede ser controlada tanto por el rgimen del viento y la disponibilidad de arena. Lo que falta aqu es cualquier consideracin de la relacin entre la saturacin de flujo / deposicin a fluir baja saturacin / erosin, que es bsicamente lo que "hacia fuera" medidas de espesor de arena.

FIGURA 3Caracterstica regmenes de viento de alta energa: A), dunas barchanoid unimodales estrechas, PER; b) bimodales, dunas lineales, Mauritania; C) compleja, dunas de estrellas, Libia .. DP = deriva potencial (ver texto), y las flechas indican la direccin de deriva resultante (RDD). Despus Fryberger (1979).

FIGURA 4Estadsticamente significativa (= 0.001)) la separacin de los cuatro tipos de dunas elementales por medio de dos variables de espesor equivalente de arena (EST) y una medida de la variabilidad direccional del viento (RDP / DP). La x 1 de EST en barkhan es 0,02 0,005 M (n = 8) .Desde Wasson y Hyde (1983a).

FIGURA 5Base de cama de laminacin en arena gruesa y fina (Prmico, Arran, Escocia). Cubierta de la cmara es de 5 cm de ancho.

FIGURA 6Seccin altamente oblicua a travs supercrtico a subcrtico estratos aparentes a escala (Prmico, Arran, Escocia). Cubierta de la cmara es de 5 cm de dimetro.

FIGURA 7Seccin oblicua a travs de laminacin otoo grano de arena intercaladas fluye en parte superior. (Permian, Arran , Scotland). Cubierta de la cmara es de 5 cm en toda.

FIGURA 8Flujo de arena estratos cruz, de 20 cm de espesor, (flecha arriba a la derecha) en la cama plano laminado sobre la brecha del abanico aluvial y arenisca (Permian, Arran , Scotland).

TEXTURASAhlbrandt (1979) resumi los parmetros texturales de arenas elicas en trminos de tres ambientes sub deposicionales, 1) bien a dunas costeras finas muy bien ordenados, 2) entre moderada y bien ordenadas, bien de grano medio dunas continentales, y) mal ordenadas interdunares y serie de arenas. Las muestras de dunas varan en tamao medio de grano de aproximadamente 1,6 a 0,1 mm. La mayora de las arenas interdunas y SERIR son bimodal en la fraccin arena. Tambin tienen contenidos limo y arcilla ms altos en comparacin con las muestras de dunas adyacentes. En campo de dunas hacia el interior con vientos predominantemente unidireccionales, no se mejora progresivamente la clasificacin y el tamao de grano ms fino significar a favor del viento de las fuentes de arena, a travs de una secuencia de cpula, barkhan transversal y dunas parablicas. En marcha atrs y regmenes de vientos multidireccionales, la arena se acumula en las dunas que tienen tasas netas muy lentas de la migracin. El material clstico en estas dunas es una combinacin de materiales de origen disponibles. Debido a las condiciones fluctuantes, la cresta y las bases de las dunas tienden a tener medios ms divergentes que en los regmenes de viento unidireccionales. Los intentos de relacionar propiedades de tamao de grano a bedform hasta ahora jerarquas no han tenido xito (Wilson, 1973, Wasson y Hyde, 1983b).

Estructuras sedimentarias:La escala de la ropa de cama transversal interna en dunas elicas se determina por el tamao y la velocidad de ascenso de las bedforms. En general, bedforms elicos y subacuticas hacen estructuras similares (Rubin y Hunter, 1982), pero la estructura detallada de la laminacin elica difiere de la de laminacin subacutica. Hunter (1977) propone ahora se han encontrado cuatro tipos principales de laminacin elica basado en su estudio de pequeas dunas. Ejemplo de los tipos de estratificacin ahora se han encontrado en la antigua piedra arenisca (Clemmensen y Abrahamson, 1983; Fryberger y Schenk, 1981; Hunter, 1,981). 1) la laminacin plano del lecho, producido por las velocidades del viento demasiado altas para la formacin de ondulacin, es anloga a la cama plana superior en

FIGURA 9Los flujos de arena en draa estrellas suprayacente escalada estratos aparentes en la base de la cara de deslizamiento y cubierto por estratos de la cada de grano en la cara de deslizamiento superior (reciente desierto gran El, Mxico). Altura de la cara de deslizamiento visto es de 20m.

Fig 10Seccin transversal horizontal de la duna foreset (el lado de sotavento de una duna) estratificacin cruzada expuesto en una cepillada de travesa sinuosa o duna barkane, que muestra la distribucin de los tipos de estratificacin A-A` muestra una seccin transversal vertical a travs de estas lminas. Simplificado de Hunter (1977), utilizando un ejemplo de Padre Island, Texas