4.1 TRANSPORTE

La gravedad es el mecanismo más simple de transporte de sedimentos es el movimiento de partículas por gravedad hacia abajo una pendiente.

Aire viento que sopla sobre la tierra puede recoger el polvo y arena y llevarlo a grandes distancias. La capacidad de la viento para transportar el material está limitada por la baja densidad de aire. Como se verá en la sección 4.2.2 del contraste de densidad entre el medio fluido y los clastos es crítico a la eficacia del medio en el sedimento en movimiento.

El hielo de agua y aire son los medios de comunicación claramente fluidos pero podemos También considere el hielo como un fluido porque durante largos periodos de tiempo que se mueve a través de la superficie de la tierra, aunque muy lentamente. Por lo tanto, el hielo es un lugar de alta viscosidad del fluido que es capaz de transportar grandes cantidades de escombros clásticos.

Movimiento de detritus por el hielo es significativo en los alrededores casquetes polares y en las zonas montañosas con glaciares . El volumen de material movido por el hielo ha sido muy grande en tiempos de extensa glaciación.

4.2 EL COMPORTAMIENTO DE LIQUIDOS Y PARTÍCULAS EN FLUIDOS

Una breve introducción a algunos aspectos de fluido dinámica, el comportamiento de los fluidos en movimiento, está provista en esta sección para dar una base física para la discusión de transporte de sedimentos y la formación estructuras sedimentarias en las secciones posteriores. Más tratamientos integrales de la dinámica de fluidos sedimentarios 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 fluidos en paralelo a entre sí en la dirección de transporte: en unheterogéneo fluido casi ninguna mezcla se produce durante laminar fluir. En flujos turbulentos, las moléculas en el líquido mover en todas las direcciones, pero con un movimiento neto en el dirección de transporte: fluidos heterogéneos son a fondo mezclado en flujos turbulentos. Los experimentos utilizando hilos de colorante en tubos muestran que las líneas de flujo son paralela a velocidades de flujo bajas, pero a velocidades de flujo más altas el hilo tinte rompe como el flujo se vuelve turbulento (Fig. 4.1).

Los flujos se pueden asignar un parámetro llamado una Número de Reynolds (Re), el nombre de Osborne Reynolds quien documentó la distinción entre laminar y el movimiento turbulento en el siglo 19.Esta es una cantidad adimensional que indica la grado en que un flujo es laminar o turbulento. El Número de Reynolds se obtiene relacionando los siguientes factores: la velocidad de flujo (y), la relación entre el densidad del fluido y la viscosidad del fluido (n – la viscosidad cinemática del fluido) 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 l y = n

4.2.2 transporte de partículas en un fluido

Las partículas de cualquier tamaño se pueden mover en un fluido por uno de tres mecanismos (Fig. 4.2). Rodando: los clastos se mueven haciendo rodar a lo largo de la parte inferior del aire o el agua fluir sin perder el contacto con la superficie del lecho.

Saltación: las partículas se mueven en una serie de saltos, dejando periódicamente la superficie de la cama, y llevó corta distancia dentro del cuerpo del líquido antes volver a la cama otra vez. Suspensión: la turbulencia dentro del flujo produce suficiente movimiento hacia arriba para mantener las partículas en el fluido que se mueve más o menos continuamente.

4.2.3 partículas de arrastre en un flujo

Los Granos de laminación se mueven como resultado de la fricción entre el flujo y los clastos. Sin embargo, para hacer granos saltate y por lo tanto mover temporalmente hacia arriba desde la base del flujo de una fuerza adicional es requerido. Esta fuerza es proporcionada por el Bernoulli efecto, que es el fenómeno que permite que las aves y los aviones a volar y yates para navegar 'cerca de la viento .

Fig. 4.3 flujo de un fluido a través de un tubo cónico resultados en una

aumento de la velocidad en el extremo estrecho, donde una presión

caer resultados.

La siguiente cosa a considerar es la conservación de la masa y energía a lo largo de la longitud del tubo. Los variables implicadas se pueden presentar en la forma de la Ecuación de Bernoulli:

Total de RY2 energía ¼ þ RGH = 2 þ p

Donde r es la densidad del fluido, y la velocidad de la g, aceleración debida a la gravedad, h es la diferencia de altura y p la presión. Los tres términos de esta ecuación son potencial energético (RGH), la energía cinética (RY2 = 2) y energía de presión (p). Esta ecuación no asume ninguna pérdida de energía debido a los efectos de fricción, por lo que en realidad la relación es

RGH þ RY2 = 2 þ þ p Eloss ¼ constante

La energía potencial (RGH) es constante debido a que la diferencia de nivel entre donde el fluido está empezando ya dónde está terminando arriba son los mismos. Kinetic energía (ry2 = 2) se cambia como la velocidad del flujo es aumentado o disminuido. Si la energía total en el sistema va a ser conservada, tiene que haber algún cambio en el término final, la energía de presión (p). Presión energía puede ser pensado como la energía que se almacena cuando un fluido es comprimido: un fluido comprimido (tales como un bote de gas comprimido) tiene una energía más alto que uno sin comprimir. Volviendo al flujo en el tubo cónico, con el fin de equilibrar el Bernoulli ecuación, la energía de presión (p) debe reducirse a compensar un aumento de energía cinética (ry2 = 2) causado por la constricción del flujo en el extremo de la tubo. Esto significa que hay una reducción en la presión en el extremo más estrecho del tubo.

Si estos principios serán transferidos a un flujo a lo largo de un canal (Fig. 4.4) una clast en la parte inferior del canal reducirá la sección transversal del flujo de encima de eso. La velocidad sobre el clast será mayor que aguas arriba y aguas abajo de la misma y con el fin de equilibrar la ecuación de Bernoulli debe haber una reducción en la presión sobre el clast. Esta reducción de la presión proporciona una fuerza de sustentación temporal que mueve el clast la parte inferior de la corriente. El clast es entonces temporalmente arrastrado en el fluido en movimiento antes de caer bajo la gravedad hacia abajo sobre la base del canal en una sola evento saltation.

4.2.4 El tamaño del grano y la velocidad de flujo

La velocidad del fluido a la que una partícula se hace arrastrado 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 de esperar. La fuerza de arrastre necesaria para mover una partícula a lo largo en un flujo aumentará con la masa, así como la fuerza de elevación necesaria para sacar el tema en el flujo. Un simple relación lineal entre la velocidad de flujo y la arrastre y elevación fuerzas se pueden aplicar a la arena y la grava, pero cuando el tamaño de grano fino son cosas involucradas son más complicado.

El diagrama hju lstrom (Fig. 4.5) muestra la relación entre la velocidad de flujo de agua y el tamaño de grano y aunque este diagrama ha sido prácticamente sustituida por el diagrama de Shields (Miller et al., 1977) se sin embargo, demuestra algunas características importantes del movimiento de sedimentos en las corrientes. La línea inferior en la gráfica muestra la relación entre el flujo

Fig. 4.4 La fuerza de sustentación resultante de la

Efecto Bernoulli hace que los granos sean

movido hacia arriba desde la base del flujo.

Fig. 4.5 El diagrama lstrom hju muestra la relación entre la velocidad de un flujo de agua y el transporte de granos sueltos.

Una vez que el grano se ha asentado que requiere más energía para comenzar en movimiento que un grano que ya está en marcha. La cohesión propiedades de las partículas de arcilla significa que los sedimentos de grano fino requieren velocidades relativamente altas para volver a erosionar una vez que están depositados, especialmente una vez que se compactan. (De Prensa y Siever 1986.)

velocidad y partículas que ya están en movimiento. Esto demuestra que una piedra se detendrá en alrededor 20 a 30 cm s 1, un grano de arena medio a 2 a 3 cm s 1, y una partícula de arcilla cuando la velocidad de 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 del sedimento depositado sicomo partículas aisladas. La línea curva superior muestra la velocidad de flujo requerida para mover una partícula desde el reposo. En la mitad derecha de la gráfica de esta línea paralela a la primera, pero en cualquier tamaño de grano dada la la velocidad requerida para iniciar el movimiento es mayor que que para mantener un movimiento de partículas. En el lado izquierdo de la diagrama, hay una fuerte divergencia de las líneas: contra-intuitiva, las partículas más pequeñas requieren un mayor velocidad para pasar por debajo de ellos de tamaño limo grueso.

Esto es debido a las propiedades de los minerales de arcilla que dominará la fracción fina en un sedimento. Greda minerales son cohesiva (2.4.5) y una vez que son depositados tienden a permanecer juntos por lo que es difícil para arrastrar en un flujo. Observe que hay dos líneas de material cohesivo. Barro "no consolidado" tiene instalado pero sigue siendo un material pegajoso, plástico. Barro 'consolidado' ha tenido mucha más agua expulsado de él y es rígido.

El comportamiento de las partículas finas en un flujo como se indica por el lstrom hju diagrama tiene consecuencias importantes para la deposición en ambientes sedimentarios naturales. Si no fuera por este comportamiento, arcilla haría erosionarse en todas las condiciones, excepto el agua estancada, pero barro puede acumularse en cualquier entorno en el que el flujo se detiene durante el tiempo suficiente para que las partículas de arcilla para ser depositada: reanudación del flujo no vuelve a arrastrar el arcilla depositada a menos que la velocidad es relativamente alta. Alternancias de barro y la deposición de arena se ven en ambientes donde el flujo es intermitente, como las mareas configuración (11,2).

4.2.5 variaciones de tamaño Clast: ropa de cama clasificada

El tamaño de grano en una cama suele ser variable (2.5) y pueden mostrar un patrón de una disminución general en el grano el tamaño de la base hacia arriba, conocida como la clasificación normal o un patrón de aumento en el tamaño promedio de la base hacia arriba, llamada de clasificación inversa (Fig. 4.6). Clasificación normal es el patrón observado con más frecuencia y puede resultar de la sedimentación de las partículas de la suspensión o como consecuencia de una disminución de la resistencia de flujo a través hora.

La velocidad de sedimentación de las partículas en un fluido se determina por el tamaño de la partícula, la diferencia en el densidad entre la partícula y el líquido, y el la viscosidad del fluido. La relación, conocida como Stokes Ley, se puede expresar en una ecuación:

V ¼ g D2 (rs rf) = 18m

donde V es la velocidad de sedimentación terminal, D es el grano de 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 la gravedad. Una de las implicaciones de esto para sedimentaria procesos es que clastos de mayor diámetro alcanzan mayores velocidades y por lo tanto, la clasificación de partículas resultados del sedimento caiga de suspensión en pie agua. Ley de Stokes sólo predice con precisión la sedimentación velocidad de granos pequeños (arena fina o menos) debido a 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 clastos y que por lo tanto, caen más lentamente. Es por esta razón por la que granos de mica son comúnmente encontrados concentran en el tops de la cama porque se asientan más lentamente que cuarzo y otros granos de masa equivalente. Un flujo decreciente en la velocidad de 20 cm s 1 a 1cm s 1 será inicialmente depositar arena gruesa, sino que medio depósito progresivamente y arena fina como el velocidad de las gotas. El lecho de arena formado a partir de esta desaceleración flujo se clasifica normalmente, mostrando un reducción en el tamaño de grano de grueso en la parte inferior de 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, a revertir la clasificación, pero que fluye aumentar gradualmente en la fuerza a través del tiempo para producir clasificación inversa son menos frecuentes. La clasificación puede ocurrir en una amplia variedad de configuraciones deposicionales: normales clasificación es una característica importante de muchos depósitos corriente de turbidez (4.5.2), pero también pueden resultar de las tormentas en las plataformas continentales (14.2.1), overbank inundaciones en ambientes fluviales (9.3) y en configuración delta-top (12.3.1).

Es útil establecer una distinción entre la clasificación que es una tendencia en el tamaño de grano dentro de una cama individual y tendencias en el tamaño de grano que se producen a través de un número de camas. Un patrón de varias camas que se inicia con una gruesa tamaño de clastos en la cama y más fino de material más bajo en el

Fig. 4,6 Normal y revertir la clasificación dentro de individuo

camas y patrones de multas en marcha y desrefinamiento-up en un

serie de camas.

más alto es considerado como multar hacia arriba. Los patrón inverso con la cama más grueso en la parte superior es un sucesión engrosamiento hacia arriba (Fig. 4.6). Tenga en cuenta que no puede haber circunstancias en las camas individuales son normalmente gradual pero están en una sucesión engrosamiento-up de camas.

4.2.6 tamaño de partícula y la densidad de fluido

Una segunda consecuencia importante de la Ley de Stokes es que las fuerzas que actúan sobre un grano son una función de la viscosidad y la densidad del medio fluido, así como la masa de la partícula. Un clast cayendo a través del aire hará viajar más rápido que si se caía a través del agua porque el contraste de densidad entre las partículas y fluido es mayor y la viscosidad del fluido es menor.

Además, los fluidos de mayor viscosidad ejercen mayor arrastre y elevación fuerzas para una velocidad de flujo dada. Agua flujos son capaces de transportar clastos tan grandes como cantos rodados en las velocidades registradas en los ríos, pero incluso en el puntos fuertes de viento muy altas de las tormentas de la más grande de rock y partículas minerales realizadas es probable que sean alrededor de una milímetro. Esta limitación al tamaño de partícula llevado por el aire es uno de los criterios que pueden utilizarse para distinguir material depositado por el agua a partir de ese transportados y depositados por el viento. Viscosidad Superior fluidos como los flujos de hielo y escombros (lodos densos de sedimentos y agua) puede transportar bloques redondos metros o decenas de metros de diámetro.

4.3 FLUJOS, sedimentos y Bedforms

Un bedform es una característica morfológica formada por la interacción entre un flujo y sedimento sin cohesión en una cama. Ondulaciones en la arena en una corriente que fluye y arena dunas en desiertos son ejemplos de formas de fondo, los ex resultantes de flujo en el agua, este último por el flujo de aire.

Los patrones de ondas y dunas son productos de la acción del flujo y la formación de bedforms crea capas y estructuras distintivo en los sedimentos que pueden ser conservados en estratos. Reconocimiento estructuras de 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 bedforms algunos Se requiere un nuevo examen de la dinámica de fluidos (un relación completa se puede encontrar en Leeder 1,999). Un fluido que fluye sobre una superficie se puede dividir en una corriente libre, que es la parte del flujo de no afectado por los efectos de contorno, una capa límite, dentro del cual la velocidad empieza a disminuir debido a fricción con la cama, y una subcapa viscosa, un región de turbulencia reducida que es típicamente menos de un milímetro de espesor (Fig. 4.7). El espesor de la subcapa viscosa disminuye con el aumento de flujo pero la velocidad es independiente de la profundidad de flujo. Los relación entre el espesor de la subcapa viscosa y el tamaño de los granos en la cama de define flujo 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 a través de esta capa entonces la superficie de flujo es hidráulicamente rugoso. Como se verá en las siguientes secciones, procesos dentro la subcapa viscosa y los efectos de áspera y superficies lisas son fundamentales para la formación de diferentes bedforms.

Fig. 4.7 capas dentro de una rugosidad de flujo y superficie de flujo:

la subcapa viscosa, la capa límite en el flujo y

la profundidad de flujo.

En las secciones siguientes se refieren principalmente a la formación de bedforms en el agua que fluye en los ríos y mares, pero muchos de los principios de dinámica de fluidos también se aplican a los depósitos eólicos (el viento): estos son considerado con más detalle en el capítulo 8.

4.3.1 ondas actuales

Flujo dentro de la subcapa viscosa está sujeto a irregularidades conocido como barridos turbulentos, que se mueven granos de rodadura o saltation y crear grupos locales de granos. Estas agrupaciones son sólo unos pocos granos de alta pero una vez que se han formado crean pasos o defectos que influyen en el flujo cerca de la superficie de la cama. Flujo se puede visualizar en términos de líneas de corriente en el líquido, líneas imaginarias que indican la dirección del flujo (Fig. 4.8). Agiliza mentira paralelo a una cama plana o los lados de un tubo cilíndrico, pero donde hay una irregularidad tal como una etapa en el lecho causada por una acumulación de granos, las líneas de corriente convergen y hay un aumento de la velocidad de transporte.

En la parte superior de la paso, una línea de corriente se separa de la superficie de la cama y una región de formas separación de capa límite entre el punto de separación de flujo y el flujo de punto de enlace descendente (Fig. 4.8). Debajo esta línea de corriente se encuentra una región llamada la separación burbuja o zona de separación. La expansión de flujo sobre los resultados paso en un aumento de la presión (la de 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 deel paso.

Ondulaciones actuales (Figs 4.9 y 4.10) son pequeñas bedforms formado por los efectos de la separación de la capa límite en una cama de arena (Baas 1999). El pequeño grupo de granos crece para formar la cresta de una ola 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. Avalancha de granos se produce por la corriente abajo o en el lado de sotavento de la ondulación como acumulada granos volverse inestable en la cresta. Los granos que AVALANCHA en la vertiente de sotavento tienden a venir a descansar en un ángulo próximo al ángulo de inclinación crítica máxima de arena en alrededor de 308. En el punto de unión de flujo existen 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.

Ondulaciones actuales y cruz-laminación

Una ondulación migra aguas abajo como arena se añade a la cresta y acrece en la vertiente de sotavento. Esto mueve el cresta y por lo tanto el punto aguas abajo de separación, que a su vez mueve el punto de unión y Comedero aguas abajo también. Recorrer en el comedero y sobre la base del lado Stoss suministra la arena, lo cual se mueve hacia arriba la suave pendiente de la parte Stoss de la próxima ondulación y el tren por lo que un conjunto de valles y crestas de la ondulación avanzar aguas abajo. La arena que aludes en la pendiente Lee durante esta migración forma una serie de capas en el ángulo de la pendiente. Estas delgadas, inclinadas capas de arena se llaman cruz-láminas, que construir hasta formar la estructura sedimentaria denominado laminación cruzada (Fig. 4.9).

Cuando se mira desde arriba ondas actuales muestran una variedad de formas (Fig. 4.11). Ellos pueden tener relativamente recta continua de crestas sinuosas (ondas rectas o ondulaciones sinuosas) o formar un patrón de no conectado formas arqueadas llaman ondas linguoid. los

Fig. 4.8 Flujo sobre un bedform: imaginario

racionaliza dentro del flujo ilustran la

separación del flujo en el borde de la

bedform y el punto en el archivo adjunto

la línea de corriente se encuentra con la superficie de la cama,

donde hay un aumento de la turbulencia y

la erosión. A eddy separación puede formar en

al abrigo de la bedform y producir un

contracorriente menor (inversa) de flujo.

Fig. 4.9 ondulación actual cruzada de laminación en fina arenisca: Ondas migradas de derecha a izquierda. La moneda es de 20 mm en diámetro.

Relación entre las dos formas parece ser relacionada tanto con la duración del flujo y su velocidad, con ondas rectas tiende a evolucionar hacia linguoid las formas a través del tiempo y en las velocidades más altas (Baas 1994). Rectas y linguoid crestas de ondulación crean diferentes patrones de laminación cruzada en tres dimensiones. LA perfectamente ondulación recta generaría cruz-láminas que todo mojado en la misma dirección y sentar en el mismo plano: esta es planar laminación cruzada. Sinuoso y ondulaciones linguoid tienen superficies de pendiente que lee están curvados, generando láminas que sumergir en un ángulo para el flujo, así como aguas abajo. Ondulaciones Como linguoid migrar, curvo cruz-láminas se forman principalmente en las zonas bajas en forma de canal adyacente entre ondulación formas resultantes en un patrón de canal de laminación cruzada (Fig. 4.9).

Canales Planos y laminación plana

Estratificación horizontal en arenas depositado a partir de un flujo es referido como ropa de cama de avión en sedimentos y produce una estructura sedimentaria llamada laminación planar en las rocas sedimentarias. Como se señaló anteriormente, la corriente ondas sólo se forman si los granos son más pequeños que la espesor de la subcapa viscosa: si la cama es dura, la separación del flujo de pequeña escala necesaria para la formación de ondulación no se producen y los granos simplemente ruedan y saltate a lo largo de la superficie. Camas Plane forman en grueso arenas en las velocidades de flujo relativamente bajas (cercanas a la umbral para el movimiento - 4.2.4), pero como el flujo de la velocidad aumenta bedforms dunas comienzan a generarse.

La laminación plana horizontal producida bajo estas circunstancias tiende a ser bastante mal definida. Ropa de cama de Plano se observa también a velocidades de flujo más altas en muy Fine- arenas de grano grueso a: ondulación y bedforms duna desteñirse con un aumento

Fig. 4.19 laminación horizontal en capas de arenisca.

en la velocidad de flujo como la formación de la separación de flujo es suprimido a velocidades más altas. Estas camas planas producir la laminación plana bien definida con láminas que son típicamente 5-20 granos de espesor (Puente 1978) (Fig. 4.19). La superficie de la cama también está marcada por alargado crestas unos diámetros de grano de alta separados por surcos orientado paralelo a la dirección de flujo. Esta característica se conoce lineación actual como primaria (a menudo abreviado como 'pcl') y está formado por barridos dentro de la subcapa viscosa (Fig. 4.7) que empujar granos a un lado para formar crestas unos pocos granos altos que se encuentran en paralelo a la dirección de flujo. La formación de los barridos es subyugado cuando la superficie de la cama es áspera y primaria lineación actual está por lo tanto menos bien definido en más grueso arenas. Lineación corriente primaria se ve en la superficies de camas planas como líneas paralelas de granos principales que forman crestas muy leves, y, a menudo puede haber más bien confuso.

4.3.5 flujo supercrítico

El flujo puede ser considerada como subcrítica, a menudo con una superficie lisa del agua, o supercrítico, con un superficie irregular de crestas de onda y valles. Estos estados de flujo se refieren a un parámetro, el número de Froude (Fr), que es una relación entre la velocidad de flujo (y) y el flujo de profundidad (h), con 'g' la aceleración debido a la gravedad:

Fr ¼ y = p 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 1.999). Cuando el valor es menor que uno, el flujo es subcrítico y una ola puede propagarse aguas arriba porque está viajando más rápido que el flujo. Si el Número de Froude es mayor que uno indica que este el flujo es demasiado rápido para una onda se propague aguas arriba y el flujo es supercrítico.

En los flujos naturales repente cambio en la altura de la superficie del flujo, una salto hidráulico, se ve en la transición de la delgada, flujo supercrítico para más gruesa, el flujo subcrítico. Cuando el número de Froude de un flujo está cerca de uno, ondas estacionarias pueden formar temporalmente en la superficie del agua antes de empinamiento y romper en un dirección aguas arriba. Arena en la cama desarrolla una bedform superficie paralela a la onda estacionaria, y como el flujo agudice el sedimento se acumula en la corriente arriba lado de la bedform. Estas formas de fondo son llamados antidunas, y, de ser conservado, antidune estratificación cruzada sería la estratificación de inmersión aguas arriba. Sin embargo, dicha reserva es rara vez visto, porque como la ola descansos, el bedform antidune menudo vuelto a trabajar, ycomo la velocidad de flujo cae posteriormente el sedimento se vuelve a trabajar en capas superiores del plano fase por subcrítico fluir. Acontecimientos bien documentados de antidune Estratificación cruzada son conocidos desde oleada piroclástica depósitos (17.2.3), donde se acompaña flujo de alta velocidad por muy altas tasas de sedimentación (Schminke et al. 1973).

4.3.6 diagrama de estabilidad Bedform

La relación entre el tamaño de grano del sedimento y la velocidad de flujo se resume en Fig. 4.20. Este diagrama de estabilidad bedform indica el bedform que se producirá un grano determinado el tamaño y la velocidad y ha sido construido a partir de datos experimentales (modificado de Southard 1991, y Allen 1997). Cabe señalar que la parte superior límite del campo ondulación es fuerte, pero el otro límites entre los campos son gradacional y hay una superposición en cualquiera de las dos formas de fondo puede ser estable. Tenga en cuenta también que las escalas son logarítmicas en ambos ejes. Dos regímenes de flujo generales son reconoció: un régimen de flujo inferior en el que las ondulaciones, dunas y camas planas inferiores son estables y un límite superior régimen donde forman camas planas y antidunas fluir.

El flujo en el régimen de flujo inferior es siempre subcrítico y el cambio de flujo supercrítico se encuentra dentro de la campo antidune.

Los campos en el diagrama de estabilidad en bedform Fig. 4.20 son para una determinada profundidad del agua (25 a 40 cm) entre el tamaño de grano del sedimento y el diagrama de estabilidad Bedform velo 4.3.6 flujo El relationshipcity se resume en

Fig. 4.20 Una estabilidad bedform

diagrama que muestra cómo el tipo

de bedform que es estable varía con

tanto el tamaño de grano del sedimento

y la velocidad del flujo.

y por el agua clara a una temperatura particular (10°C), y los límites cambiarán si el flujo profundidad es variada, o si la densidad del agua es variada cambiando la temperatura, la salinidad o por adición de suspensión de la carga. Diagramas de estabilidad pueden ser Bedform se utiliza junto con estructuras sedimentarias en camas de piedra arenisca para proporcionar una estimación de la velocidad, o reconocer los cambios en la velocidad del flujo, que depositado la arena. Por ejemplo, un lecho de medio arena que era plano camas en la base, camas cruzadas en el medio y ondulación laminada cruz en la parte superior podría interpretarse en términos de una disminución en el flujo velocidad durante la deposición de la cama.

4.4 ONDAS

Una onda es una perturbación viajando a través de un gas, líquido o sólido que implica la transferencia de energía entre las partículas. En su forma más simple, las olas hacen no implica el transporte de masa y una forma de onda implica un movimiento oscilatorio de la superficie de la agua sin ningún movimiento horizontal de agua neta.

La forma de onda se mueve por la superficie del agua en el manera ve cuando una piedra se deja caer en el agua inmóvil. Cuando una ola entra en aguas muy poco profundas de la amplitud aumentos y luego la ola rompe creando el movimiento horizontal de la onda visto en las playas de lagos y mares.

Una sola ola se puede generar en un cuerpo de agua como un lago o el mar como resultado de una entrada de energía por un terremoto, deslizamiento de tierra o fenómeno similar. Los tsunamis son olas producidas por un solo eventos, y éstos se consideran más en la sección 11.3.2. Trenes continuos de las ondas están formados por viento que actúa sobre la superficie de un cuerpo de agua, el cual pueden variar en tamaño desde un estanque a un océano. La altura y la energía de las olas se determinan por la fuerza de el viento y el buscar, la extensión

de agua a través de que el viento sopla de onda que generan. Las olas generadas en los océanos abiertos puede viajar más allá de las áreas que se generaron.

4.4.1 La formación de ondulaciones de la onda

El movimiento oscilatorio de la superficie superior de un agua corporal producido por ondas genera una vía circular para las moléculas de agua en la capa superior (Fig. 4.21). Esta movimiento establece una serie de células circulares en el agua a continuación. Con el aumento de la profundidad reduce la fricción interna el movimiento y el efecto de las ondas de superficie se extingue.

La profundidad a la que las ondas de superficie afecta a un cuerpo de agua es se hace referencia como la base de onda (11.3). En aguas poco profundas, la base de la masa de agua interactúa con las olas.La fricción hace que el movimiento circular en la superficie paramtransformado en una vía elíptica, que está aplanada en la base en una oscilación horizontal.Esta oscilación horizontal puede generar ondas en el sedimento. Si el movimiento del agua es puramente oscilatorio las ondas formadas son simétricos, pero al superponense puede resultar en ondulaciones de onda asimétrica.

Fig. 4.21 La formación de ondulaciones de la onda en los sedimentos es producido por oscilatoria movimiento en la columna de agua debido a la ola ondas en la superficie del agua. Nota que no hay movimiento lateral general del agua, o del sedimento. En profundidad regar la fricción interna reduce el oscilación y la onda ondas no forman en el sedimento.

A bajas energías forma ondulaciones grano rodantes (Fig. 4.22). La velocidad máxima del movimiento del grano está en el punto medio de cada oscilación, reduciendo a cero en los bordes. Este barre granos lejos de la mitad, donde se forma un valle, a los bordes donde crestas de la ondulación se acumulan. Ondulantes olas de granos se caracterizan por depresiones amplias y crestas afiladas. A mayores energías granos pueden mantenerse temporalmente en suspensión durante cada oscilación. Pequeñas nubes de granos son barrido de las artesas en las crestas donde caerse de suspensión. Estas ondas de vórtice (Fig. 4.22) tienen crestas más redondeadas, pero son de otra manera simétrica.

4.4.2 Características de las ondulaciones de la onda

En vista en planta ondulaciones de la onda tienen largo, recto a suavemente crestas sinuosas que puede bifurcarse (split) (Figura 4.23.); estas características se pueden observar en la ropa de cama planos de las rocas sedimentarias. En la onda de sección transversal ondas son generalmente simétrica de perfil, láminas dentro de cada inmersión ondulación en ambas direcciones y se solapan (Fig. 4.24). Estas características se pueden conservar en laminación cruzada generada por la acumulación de sedimentos influenciado por las ondas (Fig. 4.25). Ondulaciones de la onda se pueden formar en cualquier no cohesivo sedimentos y se observan principalmente en sedimentos gruesos y arena de todos los grados. Si la energía de las olas es alta suficientes ondulaciones de la 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 ondulaciones de la onda y actuales distintivas

Distinguir entre ondulaciones de la onda y corriente puede será fundamental para la interpretación de los paleoambientes. Ondulaciones de la onda se forman sólo en relativamente aguas poco profundas en la ausencia de fuertes corrientes, mientras que las ondulaciones actuales pueden formar como resultado de flujo de agua en cualquier profundidad en cualquier entorno subacuático.

Estas distinciones permiten depósitos de un poco profunda lago (10.7.2) o laguna (13.3.2) para ser distingue de alta mar (14.2.1) o profunda marina ambientes (14.2.1), por ejemplo. Los dos diferentes tipos de rizado se pueden distinguir en el campo de la base de sus formas y geometrías. En vista en plantam ondulaciones de la onda tienen largo, recto a crestas sinuosas que puede bifurcarse (dividir), mientras que las ondas actuales son comúnmente muy sinuosa y dividido en definitiva, crestas curvadas. Cuando se ve desde las ondulaciones de la onda lateral son simétricos con inmersión cruz-láminas en,ambas direcciones cada lado de las crestas. En contraste, ondulaciones actuales son asimétricas con la cruz-láminas inmersión en una sola dirección, la única excepción

Fig. 4.22 Formas de onda ondulación: rodando ondas grano producido cuando el oscilatorio movimiento es sólo capaz de mover los granos en la superficie de la cama y ondulaciones

vórtice están formadas por ondas de energía más altos en relación con el tamaño de grano de los sedimentos.

Fig. 4.23 ondulacion de onda en la arena se ve en la vista en planta: Nota del

Forma simétrica, crestas rectas y se bifurcan las líneas de la cresta.

Fig. 4.24 estratificación interna en ondulaciones de la onda que muestra

laminación cruzada en direcciones opuestas dentro de la misma

capa. La longitud de onda puede variar desde unos pocos centímetros hasta

decenas de centímetros.

Fig. 4.25 ondulación cruz-laminación en piedra arenisca (pluma es

18 cm de largo).

son ondas de escalada que tienen claramente asimétrica inmersión de láminas. Además de la ola y bedforms actuales y estructuras sedimentarias que se describen en este capítulo no También son características llamado 'crossstratification hummocky y 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 sobre este ajuste deposicional (14.2.1).

4.5 Flujos de Masas

Las mezclas de detritus y el fluido que se mueven bajo gravedad son conocidos colectivamente como los flujos de masas, flujos de gravedad o corrientes de densidad (Middleton y Hampton 1973). Un número de diferentes mecanismos 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 se produce la corriente, pero una flujo por gravedad también se moverá sobre una superficie horizontal si se adelgaza de flujo descendente, en cuyo caso la energía potencial es proporcionado por la diferencia de altura entre la cimas de aguas arriba y aguas abajo de las partes el flujo.

4.5.1 Los flujos de escombros

Los flujos de escombros son densas mezclas viscosas de sedimentos y el agua en la que el volumen y la masa de sedimentos exceden la del agua (Major 2003). Una densa y viscosa mezcla de este tipo suele tener un bajo Reynolds número para el flujo es probable que sea laminar (4.2.1). En la ausencia de turbulencias sin clasificación dinámica de material en diferentes tamaños se produce durante el flujo y el depósito resultante es muy mal ordenado. Algunas clasificaciones pueden desarrollar por sedimentación lento y localmente puede ser un nivel o grado inversa producida por cizallamiento en el límite cama. El material de cualquier tamaño de la arcilla a grande cantos rodados puede estar presente.

Los flujos de escombros se producen en 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 hasta continental pendientes (16.1.2) y localmente en algunas de grano grueso pendientes delta (12.4.4). La deposición se produce cuando interno la fricción es demasiado grande y el flujo 'congela' (Fig. 4.26). Puede haber pocos cambios en el espesor del depósito en una dirección proximal a distal y la distribución del tamaño clast puede ser la misma en todo El depósito. Los depósitos de flujos de escombros sobre la tierra son típicamente conglomerados matriz apoyado aunque depósitos clast apoyado también se producen si el familiar proporción de grandes clastos es alta en el sedimento mezcla. Son poco ordenada y muestran una caótica tejido, es decir, por lo general hay ninguna orientación preferida para los clastos (Fig. 4.27), excepto en las zonas de cizalla que se pueden formar en la base del flujo. Cuando un escombros flujo viaja a través del agua puede mezclar en parte con él y la parte superior de la corriente puede llegar a ser diluido. Los por lo tanto, parte superior de los flujos de escombros subacuáticas se caracterizan por una gradación en una mejor ordenada, gradual sedimentos, que puede tener las características de una turbidite (ver más abajo).

Fig. 4.26 flujo de escombros en el desierto de Wady.

Fig. 4.27 Un depósito de residuos de flujo es característicamente mal

Ordenada, el conglomerado matriz compatible.