Propiedades de Sedimentos y Rocas Sedimentarias: ¿Que son y para qué sirven?

Creación y Edición:

Cecilia I. Caballero Miranda y  A. Ma. Lizeth Caballero García

Con la colaboración de:

Rosario Vázquez Morales, Beatriz Ortega Guerrero, Margarita Caballero Miranda, Graciela Rosario Flores Ramos

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTONOMA DE MÉXICO

Instituto de Geofísica

Escuela Nacional de Ciencias de la Tierra

Escuela Nacional de Estudios Superiores, Juriquilla

Instituto de Geología

Trabajo realizado con el apoyo del Programa UNAM-DGAPA-PAPIME, proyecto PAPIME PE107623

La presente cápsula de auto-aprendizaje está organizada en 5 módulos, a través de los cuales se tiene el propósito de:

Brindar una herramienta en el proceso de enseñanza-aprendizaje para acceder, reflexionar e iniciar la aplicación, de los temas fundamentales sobre las

  propiedades de sedimentos y rocas sedimentarias .

Temas que se incluyen con menor a mayor grado de profundidad en las asignaturas introductorias de las licenciaturas dedicadas

al estudio de Ciencias de la Tierra en la UNAM, asignaturas como 

     Ciencias de la Tierra,

     Geología General,               

     Geología Física,

     Introducción a las Geociencias, 

     u otras asignaturas  similares,

También se tiene la intención de que pueda usarse de forma introductoria o complementaria en asignaturas en las que este tema se ve con más profundidad, como Sedimentología, Estratigrafía, Procesos Superficiales u otras similares

El diseño de esta cápsula es para que el estudiante se inicie autónomamente en  el aprendizaje de las propiedades de los sedimentos y rocas sedimentarias a su propio ritmo o bien repase y reafirme lo visto en sus clases.

La intención de esta cápsula es entonces, que pueda realizarse de forma autónoma sin que sea indispensable la supervisión por un docente.

Las temáticas aquí presentadas se inician en los cursos introductorios y son esenciales para la profundización del conocimiento de asignaturas posteriores. Dado que con frecuencia los estilos de aprendizaje del estudiantado requieren de diferentes tiempos para asimilar estos contenidos con el detalle que se requiere, se consideró que la creación de esta cápsula podría ser un herramienta de utilidad para afianzar estos conocimientos básicos.

Al final de completado el curso cada estudiante podrá obtener un comprobante de haberlo cursado y si adicionalmente aprueba las evaluaciones finales de cada módulo y general, una certificación adicional.

Sin embargo, no hay que olvidar, que el mejor certificado, sin duda alguna, es el manejo apropiado y aplicación efectiva de los diferentes conceptos vertidos en esta cápsula.

Este curso consta de diversas actividades de aprendizaje y evaluación. 
Si lo sigues puedes obtener una comprobante de cursamiento, realizando las 2 actividades señaladas bajo este titulo.  Si adicionalmente presentas todas las evaluaciones de forma aprobatoria, obtendrás una constancia como se indica abajo:

Comprobante de cursamiento

¿De qué está compuesto un sedimento?

Un sedimento tiene fundamentalmente dos tipos de materiales:

I. Material sólido (son los granos, detritos o clastos)  y,

II. Precipitados químicos (lo que se precipita a partir de material en disolución)

¿Qué es lo que contiene cada tipo de componente?

I. El material sólido de los sedimentos está compuesto por: 

   A. Granos, clastos o detritos, 

Forman el esqueleto del sedimento que puede estar conformado por todo tipo de tamaño de granos, desde grandes bloques hasta tamaño arcilla. Pueden ser fragmentos de roca desprendidos o arrancados de rocas previas: "granos líticos", o granos constituidos por un solo mineral: "granos monominerales".

  B. Matriz:  el material sólido más fino del sedimento. 
Este material "soporta" o rodea a los clastos de mayor tamaño. Se deposita al mismo tiempo que el resto de los granos. Incluye generalmente a las partículas de tamaño más fino, menores a 0.02 mm, llamadas arcilla y limo, en ocasiones incluye hasta las fracciones más pequeñitas de arena (menores a 0.2 mm).

II. Los precipitados químicos están compuestos por:

  C. Cemento: material precipitado en los huecos entre los granos con la cualidad de que endurece al sedimento. Se encuentra en forma de cristales grandes a pequeños. Se precipita al final o después del transporte y depósito de los granos detríticos, durante la litificación y/o diagénesis.
La precipitación es  a partir de los fluidos circulantes  que atraviesan el sedimento y que lo llevan en disolución. Su precipitación (cementación) es el proceso mediante el cual los sedimentos se transforman en roca

 D. Minerales autigénicos: En forma genérica incluye a todos los minerales precipitados, que se forman como un producto químico, resultado de las condiciones del ambiente, durante o subsecuentemente, al depósito del sedimento.
En la mayoría de los casos, se refiere como minerales autigénicos a los que crecieron en el sedimento posteriormente a su depósito;  por lo que generalmente son minerales nuevos, que crecieron en espacios vacíos, o bien, formados sobre y con la misma composición química, de algunos granos del sedimento (sobrecrecimiento).
Son de dos tipos: los (1) silicatados (minerales arcillosos, glauconita, zeolitas, etc); y (2) los no silicatados (sales, sulfatos, fosfatos, óxidos).

Consideraciones importantes sobre el origen de los componentes del sedimento 

1. En su gran mayoría provienen del intemperismo y erosión de rocas previas.  

• Los productos de intemperismo y erosión desprendidos de su roca fuente quedan como sólidos o material disuelto en un medio (ej. agua, aire o hielo),  que funciona como agente de transporte (ej. corriente de agua, viento, glaciar).
• En este medio viajan, desgastándose físicamente  ó reaccionando químicamente con los fluidos del medio. Finalmente, cuando el agente de transporte ya no es capaz de "cargarlos", se depositan.
• De la historia de este viaje y de las condiciones de su depósito, depende cuáles son los componentes de un sedimento y cuáles son sus características.

En esta figura vemos cómo se depositaron algunos componentes
sólidos del sedimento de tamaño muy fino en una corriente fluvial, 
y cómo esta corriente ha erosionado a los sedimentos previos.

2. Otros gran grupo de sedimentos provienen de la actividad de organismos, como el caso del carbón y de muchos de los sedimentos y rocas calcáreas (calizas y dolomías), entre ellas antiguos arrecifes.

• De este grupo, algunos sedimentos quedan en el sitio original donde se depositaron, pero otros se desprenden de su deposito original y suelen depositarse cercanamente en la misma cuenca donde se produjeron, es decir tienen un ligero retrabajo.

•  De estos sedimentos algunos se depositan inmediatamente después de la actividad volcánica, esto es, su mecanismo de transporte es debido a los propios procesos volcánicos, por lo que las rocas que forman son estrictamente volcánicas piroclásticas. Pero otros son retrabajados por gravedad, corrientes fluviales o viento y depositados entonces, debido a estos procesos sedimentarios en sitios relativamente cercanos a donde se produjeron originalmente.

• La matriz

Formada por: arcilla, limo o lodo, en las rocas epiclásticas.
Incluye en ocasiones a las fracciones más finas de arena, en rocas piroclásticas o volcanoclásticas.
Es el lodo calcáreo en las rocas carbonatadas. 

En las rocas epiclásticas, el contenido y proporción de matriz, tiene un significado importante que se relaciona con el concepto de madurez textural. Los minerales arcillosos que componen a la matriz, son todos son resultado de la alteración de materiales previos, debido a procesos como el intemperismo o, diagénesis. Por lo que, el estudio del material arcilloso, mediante rayos X o microscopía electrónica, puede arrojar luz sobre cómo ocurrieron estos procesos.

• El cemento

Es el precipitado agregado al sedimento después de su depósito, durante el proceso de litificación , mediante el cual un sedimento se transforma en roca dura.

La diagénesis, que son los cambios ocurridos al sedimento o roca enterrada por procesos subsecuentes,  pueden continuar con el proceso de cementación ó modificar al cementante precipitado originalmente por sobrecrecimientos o sustitución de unos minerales por otros. 

En ocasiones, sobre todo en el caso de los sedimentos carbonatados, la precipitación del cemento ocurre de forma casi inmediatamente posterior al depósito.

La litificación incluye dos aspectos:

 (a) La compactación, que es la pérdida de agua y espacios vacíos entre las partículas sólidas del sedimento, que tiene como consecuencia incrementar la presión entre los granos. 

 (b) La cementación, que es la precipitación de material en disolución que se encuentra en los fluidos que atraviesan el sedimento.

La compactación induce la disolución de los granos debido al incremento de presión entre ellos en un proceso llamado disolución-presión. Los materiales disueltos se incorporan a los fluidos circulantes y se precipitan posteriormente en los espacios vacíos disponibles.

Disolucion-presión por compactación

La composición química del cemento puede variar, dependiendo de:

•  Los materiales disueltos de los granos y de
•  Las condiciones químicas del ambiente de depósito o
•  De los sedimentos enterrados durante la diagénesis.

Las tres composiciones más comunes  son:

      + Carbonato de calcio (CaCO₂) en forma de calcita o aragonita,
      + Sílice (SiO₂) y
      + Óxidos de hierro, principalmente en forma de hematita (Fe₂O₃).

Otras composiciones menos frecuentes de cemento son:

      Carbonato de calcio y magnesio: dolomita (MgCa(CO₃)₂),
      Limonita (FeO(OH)•nH₂O) y,
      Sulfatos.

El carbonato de calcio (CaCO₂) como cemento, proviene de la disolución de carbonatos previos, o bien por precipitación directa en ambientes con alta productividad orgánica.

El sílice proviene de su disolución a partir del cuarzo contenido en rocas ígneas, metamórficas y areniscas. Y sobre todo del que se encuentra contenido en la estructura mineral de las arcillas formadoras de lutitas o lodolitas.

Los óxidos de hierro (Fe), provienen de la oxidación de ferromagnesianos (piroxenos, micas, olivino, etc.) de las rocas ígneas y de las arcillas. 

Según el proceso de cementación, el aspecto del cementante varía, pudiéndose observar como una continuidad cristalina con los granos (esquema A de figura inferior), formando grandes cristales que parecen incluir a varios de los granos (poikilotópico; esquema B de figura inferior), formando pequeños cristales en los poros entre los granos (Esquemas C y D de figura inferior).

• Los precipitados autigénicos

Los precipitados autigénicos, como principal componente de una roca, dan lugar a las llamadas rocas QUIMIOGÉNICAS  o evaporitas. Son precipitados cristalinos formados en el mismo lugar del depósito, lo cual ocurre sobre todo en ambientes de depósito que contienen soluciones salinas concentradas, como es el caso de las evaporitas, y también de depósitos de hierro y de otros sedimentos metalíferos. En algunas ocasiones es posible tener estos precipitados como productos químicos de procesos edáficos (p. ej., calcreta, silcreta, duripán, etc.), y pueden entonces ser conservados en el sedimento como superficies delgadas similarmente a un paleosuelo.

La forma de viaje de los sedimentos, dentro del agente de transporte, ocurre en dos formas contrastantes (ver figura inferior)

I. Como una carga de detritos sólidos, que puede tener una gran diversidad de tamaños. Según su tamaño, los detritos viajan dentro del medio o agente de transporte en distintas formas: como carga de fondo, de saltación o suspensión.
II. Como material disuelto en el medio.

Transporte de partículas por agua.

Los detritos sólidos en los flujos agua usualmente viajan:

      + Como una carga de fondo si son grandes o pesados: rodando, deslizándose o arrastrándose
      + Como carga de saltación si son más pequeños, como la arena, o bien
      + Como carga en suspensión si son muy finos, como la arcilla

Los precipitados químicos viajan

      + Como material en disolución dentro del medio de transporte

Transporte de partículas en un flujo de agua

Transporte de partículas por viento.

Los materiales más finos viajan en suspensión, alcanzando alturas altas en la atmósfera, y viajando hasta miles de kilómetros de distancia. Su depósito no es afectado por la gravedad, ocurre cuando adquieren humedad al combinarse con gotas de agua condensada de la atmósfera. La arena más fina alcanza a viajar en suspensión, pero la mayor parte viaja como saltación, dependiendo de su tamaño, contenido de humedad y vegetación del sustrato.

El transporte de arrastre, rodamiento o deslizamiento, ocurre en partículas de tamaño mayor a la arena gruesa, generalmente en ausencia de vegetación; los deslizamientos de clastos grandes, llega a ocurrir ocasionalmente, cuando es favorecido por películas delgadas de humedad superficial.

Transporte de partículas por glaciares.

El flujo de hielo, permite la movilización de grandes bloques, más grandes que lo que puede transportar en un flujo de agua. Estos bloques viajan en la parte inferior de los flujos, y durante su arrastre, trituran el material del sustrato sobre el que viajan; produciendo en este proceso, sedimentos de muy diverso tamaño, que viajan indistintamente en tracción o en suspensión. El proceso de saltación por este medio prácticamente no ocurre.

En este video  se simulan las condiciones de flujo de sedimentos en una corriente de agua, como puede ser un río. Observa bien como va viajando la carga sólida en el flujo por arriba de una "cama" de sedimentos ya depositada: parte de la carga se arrastra, otra parte rueda y otra se desliza. Los clastos se golpean entre sí y saltan; la carga más fina viaja en suspensión, por eso se ve turbia el agua.

El sedimento producido por erosión e intemperismo se transporta mediante los siguientes agentes:

• Flujos de masa movidos por gravedad con diferente saturación o contenido de agua.

• Agua en movimiento: en (a) láminas de flujo abierto (escorrentías, oleaje, flujo de mareas, corrientes marinas); ó en
  (b) canales confinados (ríos y arroyos o cañones submarinos).

• El flujo del agua puede ser laminar a turbulento.

• Viento (aire en movimiento). El flujo puede ser laminar a turbulento.

• Glaciares (hielo en movimiento). El flujo generalmente es laminar. 

Los sedimentos producidos por actividad volcánica se transportan mediante:

 Cada agente de transporte imprime en el sedimento propiedades características, que son diagnósticas de cada agente de transporte, por ejemplo:

El viento solo transporta materiales de cierto tamaño (tamaño arena o de ceniza). El agua transporta materiales de un más amplio rango de tamaños, desde muy finos como la arcilla, hasta gravas y grandes bloques. El hielo es el agente que acarrea los bloques de más grandes tamaños.
Los precipitados químicos se producen cuando el medio de transporte es agua, que casi invariablemente contiene material disuelto en ella, y con la condición de que, el aporte de detritos no sea muy abundante.
Los flujos conducidos principalmente por la gravedad, llamados gravitacionales, como las avalanchas y lahares pueden mover clastos de muy gran tamaño mezclados con abundantes materiales finos.
Los flujos laminares y turbulentos desarrollan ciertos arreglos geométricos, característicos de cada uno de ellos, que se reflejan en el tipo de estratificación que presentan; así como en otros rasgos geométricos debido al movimiento de los clastos o, causados por la actividad de algunos organismos, sobre el fondo de los lechos por donde fluyen estas corrientes; rasgos todos ellos, que se conocen como estructuras sedimentarias.

 Adicionalmente, el tiempo de transporte del sedimento puede acentuar o modificar alguna(s) de esas características, por ejemplo: 
Los granos de una misma composición, con el tiempo redondean sus superficies o, en el otro extremo, si no ha pasado suficiente tiempo, muestran sus superficies angulosas, etc.

 Es por ello que el estudio de los componentes del sedimento resulta importante para conocer la historia del transporte y depósito. Aquí veremos los aspectos de los sedimentos que es necesario identificar y describir para poder inferir esta historia.

Las rocas carbonatadas,

        al igual que las clásticas, tienen :

 A. clastos (granos retrabajados)    y     B. matriz y/o cemento.

A. Aloquímicos.-  Nombre que proviene del griego "allos"  = diferente, en otra parte; es decir precipitados químicos diferentes a como se depositaron originalmente, lo cual significa que están retrabajados. Incluye los tres siguientes tipos:

 a) Intraclastos.-  Suelen ser los aloquímico más comunes: precipitados y removidos de su depósito original. Se forman por ejemplo cuando el lodo calcáreo previamente depositado se seca al exponerse subaéreamente en las planicies de marea y ser retrabajado por corrientes. También puede formarse por fragmentos desprendidos de arrecifes o de bancos calcáreos por acción del oleaje de tormentas y retrabajados intensamente hasta su redepósito. Algunos intraclastos están formados por una colección de granos redondeados agregados  framboidalmente que puede incluir bioclastos, peloides e intraclastos indiferenciados.

Esquemas y microfotografía de intraclastos

 b) Bioclastos.-  Son restos de organismos claramente identificabes. Se presentan como granos esqueletales de comunidades que crecieron in situ (ej. colonias arrecifales) o que fueron colapsadas, o bien, como granos retrabajados de restos de organismos. 
Se pueden tener de muy diversos tamaños, ya sea de escala microscópica a macroscópica. Pueden ser los únicos aloquímicos del sedimento, o bien, encontrarse de forma aislada entre otro tipo de granos. Un tipo particular de bioclasto se puede considerar un fósil, si está bien preservado. El valor potencial de los bioclastos en general es ser indicadores de un ambiente específico y algunos de los bien conservados, esto es cierto tipo de fósiles, pueden ser valiosos indicadores de edad. 

Esquemas observados bajo el microscopio,     de diferentes tipos de bioclastos que      corresponden con fragmentos de diversos     organismos	Coquina: ejemplo de bioclastos grandes muy        retrabajados

 c) Granos recubiertos: ooides, pisoides, oncoides, peloides, pellets. Conjunto de granos calcáreos redondeados a subredondeados, formados por un gran retrabajo y reprecipitación, lo cual restringe su origen a ciertos ambientes.

  Ooides, pisoides y oncoides presentan estructura interna concéntrica debido a la reprecipitación alrededor de un núcleo, que puede ser un pequeño bioclasto o intraclasto, o incluso un grano terrígeno (ej. un pequeño grano de cuarzo).
  En los ooides la estructura concéntrica está muy bien desarrollada debido a reprecipitación simultánea con retrabajo. En pisoides y oncoides la estructura interna es imperfecta. En los oncoides la reprecipitación es por acreción de carbonatos por la acción de cianobacterias. Los peloides y pellets no tienen estructura interna.
  Los peloides con frecuencia son bioclastos muy retrabajados cuyo origen orgánico no es reconocible. Los pellets presumiblemente corresponden con restos fecales de organismos comedores de fango, tienen forma redondeada a cilíndrica y son muy pequeños. 

Esquemas y fotografías de aloquímicos recubiertos: ooides, pisoides, oncoides, peloides y pellets

Para comprender el significado sedimentológico-ambiental de los sedimentos carbonatados es importante identificar cuáles son los

Factores que controlan la precipitación de carbonatos

Las propiedades del sedimento están dadas por una serie de atributos que se describen abajo:

• La TEXTURA es el entramado que tienen los granos: variedad y distribución de sus tamaños, la forma que exhiben y el arreglo en que se presentan.

  Esta propiedad depende en parte, de la naturaleza roca fuente y, por otra parte, de la historia de intemperismo - erosión - transporte - depósito de los granos que conforman los sedimentos. Se define tomando en consideración los diversos atributos, o características, de los componentes del sedimento (tamaño, forma, selección etc. de los granos).

• La FÁBRICA es el arreglo que tienen los componentes del sedimento, en consideración al empaque y orientación de sus granos. Esta propiedad depende principalmente de las condiciones del depósito, particularmente del flujo que transportaba a las partículas, capaz de producir arreglos orientados de los granos. Depende también de la compactación que pudo haber resaltado o modificado la orientación original, o producido una mayor grado de empaque. 

• La ESTRUCTURA se refiere a los rasgos geométricos que se observan en el sedimento a escala de afloramiento, como la estratificación (delgada, gruesa, cruzada, gradada, etc), los huecos o impresiones dejados por la corriente, los clastos que impactan en el fondo, las huellas dejadas por organismos al moverse, crecer o morir, en el sedimento suelto, etc. Todos estos rasgos son evidentes por la distribución geométrica de los componentes del sedimento.

  La estructura se identifica en la geometría de los planos de estratificación; por los rasgos geométricos observados sobre los planos de estratificación; ó bien, por los rasgos geométricos visibles en el canto de los estratos, de forma similar a como se observarían en el canto de un libro. El resultado de esta geometría se debe a la interacción de diversos agentes sobre el sedimento cuando estaba en formación. Por lo tanto, cada estructura es entonces resultado de las condiciones particulares que prevalecieron durante el depósito del sedimento o incluso poco tiempo después de él, al re-acomodarse el sedimento a posiciones de equilibrio físico, estando aún suelto o eventualmente, reaccionar a condiciones de equilibrio químico durante la diagénesis.

A. Los atributos de la textura y fábrica del sedimento son:

Concepto de madurez de sedimentos

Este no es un atributo de la textura, sino un concepto que se define en función de un conjunto de atributos de la textura.

Se refiere a qué tanto ha cambiado el sedimento con respecto al material parental a partir del que se formó.
Es decir, es un concepto que evalúa qué tanto han estado expuestos los componentes de un sedimento a los procesos de erosión e intemperismo.

Si el sedimento es muy parecido a la roca fuente, entonces ha estado poco expuesto a los procesos sedimentarios y, por tanto se dice que es inestable (inmaduro). Si en cambio, el sedimento es muy diferente al material parental, entonces implica que sus componentes han estado muy expuestos a la erosión e intemperismo y, por tanto, es un sedimento "estable" (maduro).

Dado que los procesos sedimentarios producen tanto desgaste físico, como cambios químicos, entonces el concepto de madurez se refiere tanto a madurez textural, como madurez composicional.
Por lo regular cuando un sedimento es maduro texturalmente también lo es composicionalmente, aunque no siempre es así.
La forma de evaluar el grado de madurez textural, se hace con base en los atributos texturales fundamentales: tamaño, forma y redondez, y selección; lo cual se describe al final del Módulo 3 de este curso.

El tamaño de grano es el primer y más importante atributo de los sedimentos

Refleja la intensidad de los procesos de erosión e intemperismo, y la naturaleza de los procesos de transporte, para un mismo tipo de roca fuente. Esto es en virtud a que algunas litologías son más fáciles de intemperizar y erosionar que otras. El cuarzo por ejemplo, es el material más resistente de todos.

Son varios los aspectos del tamaño de grano de interés:

+ Escalas de referencia para el tamaño de grano

+ Técnicas para medir el tamaño de grano

+ Métodos para integrar grandes series de datos sobre el tamaño de grano, mediante su tratamiento estadístico, y su representación gráfica para una más fácil evaluación de su significado.

+ Evaluación sobre el significado genético, por ejemplo ambiental, de los datos.

Enseguida se explican las escalas de referencia y sus implicaciones →

Las técnicas de medición y tratamiento estadístico se ven el Módulo 5 de análisis granulométrico

1. Escalas de referencia en sedimentos epiclásticos
2. Escalas de referencia para granos piroclásticos
3. Escala Udden-Wentworth

1. Escalas de referencia en sedimentos epiclásticos

La escala más general se expresa en milímetros y sirve para subdividir a los  sedimentos y rocas clásticas en 3 grandes categorías que corresponden con los 3 tipos principales de rocas epiclásticas.
Los límites de tamaño entre estos grupos pueden ser identificados a “ojo” y para mayor precisión mediante la ayuda de una lupa.
En los rangos de tamaño más pequeños, el empleo de microscopía óptica es más adecuado.
Las categorías y tipos de  sedimento / rocas clásticas respectivos son:

  1. Gravas / conglomerado: partículas mayores a 2 mm.
  2. Arenas / arenisca: partículas entre 2 mm y 1/6 mm. Esta es la partícula más pequeña visible a simple vista por el ojo humano promedio.
  3. Lodos / lodolita (genéricamente también llamada lutita en un sentido amplio o genérico): partículas menores a 1/6 mm.  Esta categoría se subdivide a su vez en dos subcategorías: 
   3.1 Limos / limolita: partículas entre 1/16 mm y 1/256 de mm. Esta es la partícula  más pequeña que es posible de identificar en los microscopios ópticos.
   3.2 Arcillas / lutita: partículas menores a 1/256 de mm, que es el tamaño de los cristales más grandes de arcilla. Vale la pena señalar, que existen varios tipos de arcilla según su mineralogía, ej.: caolinita, illita, montmorillonita, entre otras. Cada una de ellas suele tener características físicas distintivas y son muy diferentes a las características que tienen los limos.

2. Escalas de referencia para granos piroclásticos

Escala Udden-Wentworth

La forma de las partículas epiclásticas y volcaniclásticas 

está determinada por diversos factores.  Los más importantes son: 

 (a) El tipo de roca original del que se derivaron, en el caso de las epiclásticas, y
 (b) El tipo de vulcanismo en el caso de las vulcaniclásticas .     

  Ambos factores controlan la mineralogía-petrología que tienen las partículas.

     Un tercer factor de importancia es:
(c) La naturaleza e intensidad del intemperismo, transporte y erosión que sufren las partículas antes de llegar al sitio de depósito.

La forma de las partículas se describe en función de:

(a) su similitud con una esfera (esfericidad)   y   (b) la definición de sus bordes (redondez)
las que se definen enseguida

Los dos atributos que describen la forma que tienen las partículas son entonces,

1. Esfericidad  (o su similitud con una esfera) y   2. Redondez (o definición de la superficie de los granos)

1. Esfericidad.

Es una característica de los granos que se refiere a las proporciones relativas de los 3 ejes principales de la partícula (largo = a, intermedio  = b, y corto = c). 

Si los tres ejes son muy similares, como en una esfera (a  ≥ b  ≥ c), la partícula es altamente esférica y si difieren marcadamente las dimensiones de estos ejes entre sí, tiene baja esfericidad.
Krumbein (1941) desarrolló una fórmula matemática para expresar estas relaciones en la que el valor 1 corresponde con una esfera perfecta, y valores menores son para partículas poco esféricas.
Otros sedimentólogos han preferido evaluar esto de una forma más cualitativa, identificando solo 4 formas, considerando para cada una solo la relación entre dos de los ejes: 

(1) Discoidales obladas cuando los ejes intermedio (b) y mayor (a) son casi iguales, la relación (b/a) ≈ 1. Además el eje c (corto) es mucho menor que a y b. 
(2) Proladas o alargadas  forma de rodillo ó lápiz), cuando los ejes corto (c) e intermedio (b) son casi iguales (b ≥ c) y la relación (c/b) ≈ 1. Además el eje a (mayor) es mucho más grande que b y c
(3) Formas equidimensionales, cuando los tres ejes son muy parecidos entre sí (a ≥ b ≥ c), la relación (c/a) ≈ 1. 
(4) Oblados (aplanados) alargados todos los demás.

2. Redondez.

Característica de los granos que se refiere al grado de definición de los bordes de un grano, si son suaves se dice que el grano está redondeado, pero si son angulosos, el grano está poco redondeado.

Se han hecho intentos para expresar matemáticamente la redondez (Wadell 1932), donde el valor de 1 es para partículas perfectamente redondas y los números fraccionarios menores a 1, son para partículas menos redondeadas; pero hacer esto es un proceso muy laborioso, de manera que simplemente se estima con base en una escala de comparación visual. Una escala como la mostrada abajo, en la que se ilustran los grados de redondez, tanto para granos altamente esféricos en un extremo, como para los poco esféricos en el otro.

Ilustración de redondez para particulas de alta esfericidad arriba,
y para partículas de baja esfericidad abajo

La redondez de un grano depende de: (a) su composición (roca fuente original), (b) el tamaño del grano, (c) el tipo de transporte y (d) la distancia recorrida

Los granos que son más resistentes al intemperismo y erosión (ej. cuarzo, circón) se redondean menos fácilmente que los menos resistentes (ej. feldespatos, ferromagnesianos).

Entre más pequeños los granos más difícilmente se redondean.

Según experimentos y observaciones (Kuenen 1959, 1960, en Boggs, 2014), el viento es el agente más efectivo para redondear granos pequeños como la arena, después la acción del oleaje también es efectiva para redondear este tamaño de grano. El agente menos efectivo para redondear partículas de este tamaño es una  corriente fluvial.

Los granos de composición suave como las calizas se redondean más fácilmente que los granos de cuarzo y pedernal.

Los granos de tamaño grande como las gravas, se redondean muy bien en las corrientes fluviales. 

Una vez adquirida la redondez no se pierde, de manera que prevalece en posteriores ciclos erosivos.

Marcas en la superficie de los granos. 

Otra característica a considerar es cómo se encuentra la superficie de los granos.

Esta superficie puede estar pulida, esmerilada o marcada por rasguños, estrías o descarapelamientos irregulares (hoyos, crestas). 

La selección del tamaño de los granos es la medida del rango de tamaños presente en la población y, la magnitud de la dispersión de estos tamaños, alrededor del tamaño medio.

Se puede estimar directamente en el afloramiento empleando una tabla gráfica de referencia (esquema inferior), o en laboratorio con ayuda del microscopio. 

La figura muestra la selección de buena (izquierda) a mala (derecha) para:
Arriba: partículas equidimensionales de alta esfericidad
Abajo: partículas de formas diversas de baja a variable esfericidad
Los números corresponden con la desviación estándar de una evaluación cuantitativa 

 El grado de selección tiene un impacto en otras propiedades de importancia, como:
+ la porosidad, que son los espacios vacío del sedimento o roca: una buena selección favorece alta porosidad y una mala selección una baja porosidad;
+ la permeabilidad-impermeailidad, que es capacidad del material de dejar pasar o retener fluidos: el contenido  granos muy finos (arcillosos) favorece la impermeabilidad.
 Ambas propiedades son de importancia para que los sedimentos puedan almacenar fluidos, ya sea agua y/o hidrocarburos, entres sus granos. También estas propiedades inciden en la respuesta de la roca ante esfuerzos, ya sea por deformación tectónica, sísmicidad o, por la acción de obras de la sociedad humana.

 Una determinación más precisa del grado de selección, requiere de un tratamiento estadístico-matemático, alimentado con datos medidos sobre las diferentes proporciones del tamaño de grano distribuidos por peso, volumen o unidades de área. En la sección de análisis granulométrico se mencionan algunos métodos para obtener estas proporciones de forma cuantitativa.

 La expresión matemática de la selección es la desviación estándar.

Los sedimentos y rocas clásticas suelen describirse en función de su grado de madurez.

Este concepto se refiere a qué tanto ha cambiado el sedimento en comparación con su roca fuente de aporte.

La forma de estimar la madurez, se hace en términos de la textura y en términos de la composición.

Madurez textural

  Se emplea para indicar qué tanta erosión y transporte ha tenido el sedimento en su historia desde la roca fuente hasta su depósito.

+ Un sedimento inmaduro es aquél que NO está granulométricamente seleccionado y contiene entonces grandes cantidades de lodos, limos y arcillas mezcladas con arenas y gravas.
+ Un grado de madurez mayor (submaduro) se tiene en aquellos sedimentos que presentan una cierta selección de su tamaño de grano.
+ Si la selección es buena pero sus granos son angulosos a subangulares, ya se considera un sedimento maduro.
+ Para que un sedimento sea considerado muy maduro se requiere, además de la buena selección, que sus granos estén redondeados.

Esquema  con referencia visual para evaluar el grado de madurez textural

El grado de madurez textural es un concepto de gran relevancia, para evaluar a los sedimentos, de tal forma que se emplea como criterio para subclasificar a las areniscas y a los conglomerado s en dos subgrupos respectivamente:  

(A) El de las areniscas y conglomerados submaduros a maduros , esto es, los que contienen menos del 15% de matriz, que se denominan respectivamente: "arenitas" y "ortoconglomerados" [del griego "orthos" = correcto, estricto, aludiendo a que es el conglomerado más "estrictamente" conglomerado].
(B) El de las areniscas y conglomerados inmaduros, los que contienen más del 15% de matriz, denominados respectivamente: "grauvacas" ó "wacas" [de wacke , aféresis de grauwacke: roca gris en alemán];  y "paraconglomerados"  [del griego "para" = al margen, junto a ; aludiendo a que es el conglomerado que tiene más clastos de tamaño distinto a la grava].
 De aquí en adelante cuando oigas estos nombres ya sabes lo que significan.

Madurez composicional

 Es una medida de la proporción que se tiene de minerales estables o resistentes vs. inestables o lábiles. Cuando se tiene una proporción significativa de minerales inestables, como feldespatos, micas y ferromagnesianos (dependiendo de la roca fuente), entonces se dice que es composicionalmente inmaduro. Si por el contrario el sedimento es rico en minerales estables y resistentes, como el cuarzo, entonces es un sedimento composicionalmente maduro.

 Un ejemplo en que la madurez textural y composicional no coinciden, son las arenas derivadas de la erosión de una isla volcánica, donde los granos de arena producidos están compuestos principalmente por materiales de composición inestable, dado que la roca fuente contiene una gran abundancia de estos minerales (vg. basaltos), pero su textura refleja, que el ambiente donde se han formado, se caracterizó por una intensa abrasión de granos debido al oleaje y corrientes.

 Al igual que la madurez textural, la madurez composicional es un criterio para efectuar una subclasificación de las areniscas y conglomerados maduros (arenitas y ortoconglomerados), tomando en cuenta la composición de sus clastos. La utilidad de esta subclasificación es que la composición de los detritos de las areniscas y conglomerados puede dar indicios del origen de la roca fuente, o bien, de qué tanto intemperismo ha sufrido el sedimento antes de su depósito.

Las inferencias que se pueden realizar a partir de la madurez textural de un sedimento son:

La distancia del sitio de depósito con respecto a la fuente de aporte del sedimento, el tipo de agente de transporte y las características o condiciones de los ambientes de depósito.
Todos estos aspectos pueden controlar en cierta medida al conjunto de los atributos texturales:
el tamaño de grano, la forma del grano y grado de selección que exhiben los granos de un sedimento.

Entre más cerca se encuentre la fuente de aporte del sedimento, mayor podrá ser el tamaño de grano, mayor su angulosidad y menor el grado de selección (como se ve en figura inferior).
Esta cercanía de la fuente también se relaciona potencialmente con una mayor proporción de minerales inestables (vg. ferromagnesianos, plagioclasas, micas). Todo esto se encuentra matizado por la naturaleza de la roca fuente, es decir su contenido original de minerales resistentes o inestables.
Por ejemplo en los depósitos de un abanico aluvial, así como también en los sedimentos glaciares de morrena, se suelen tener paraconglomerados y grauvacas [nombre de conglomerados y areniscas respectivamente con más del 20% de matriz]. Por otro lado, entre más lejos se esté de la fuente, menor el tamaño de grano, mayor la redondez de los granos, mejor la selección y mayor lo proporción de minerales estables (vg. cuarzo), tal como sucede en depósitos litorales o de playa. Los depósitos fluviales suelen en promedio ser moderadamente seleccionados (pobre a bien seleccionados), dependiendo en qué parte del sistema fluvial hayan sido depositados y la naturaleza de la roca fuente.

Abajo una figura que relaciona la distancia de transporte con las propiedades texturales

Los atributos de la textura en las rocas carbonatadas,

que sirven para tipificar estos sedimentos, tienen diversas similitudes con respecto a los de las rocas epiclásticas.

Estos atributos se aplican tomando como base de referencia alguno de los dos esquemas de clasificación más ampliamente empleados: 

Los atributos que se consideran son:

- Tamaño y tipo de aloquímico.- Es el equivalente de tamaño de grano de sedimentos epiclásticos, con la diferencia que únicamente se separa entre tamaño pequeño, si es menor a 1 mm, o grande, si el tamaño dominante es mayor a 1 mm.

Esto implica que, en este tipo de sedimentos no es habitual la existencia de aloquímicos de tamaño mayor al de bloque que se tiene en las epiclásticas (>6.4 cm)

En la clasificación textural del esquema de Dunham no se hace diferenciación entre los diferentes tipos de aloquímicos, que se tienen en los sedimentos carbonatados, todos se consideran iguales como granos aloquímicos. Pero en el esquema de Folk, la clasificación textural si considera la identificación de los distintos tipos de aloquímicos (intraclasto, bioclasto, ooides y peloides), recibiendo para cada caso una denominación distinta.

- Tipo de ortoquímico.- Los dos tipos de ortoquímicos son el lodo calcáreo o micrita  (menor a 4 µm) y el cemento de calcita,  espato, o espatita el cual tiene cristales mayores a 4 µm. La diferenciación entre ambos ortoquímicos, es el equivalente de diferenciar matriz de cemento, en los sedimentos epiclásticos.

- Relación intraclastos vs matriz o cementante.- Esta relación es un tanto semejante al atributo de la selección de los sedimentos epiclásticos. Considera dos extremos:

ESQUEMA TEXTURAL PARA CALIZAS DE DUNHAM (1962)

Este es el esquema que más se utiliza en gabinete o laboratorio y en campo. Consérvalo de una forma que lo puedas consultar fácilmente, ya sea impreso y enmicado o, como una imagen guardada en tu celular o dispositivo preferido.
Lo importante para emplearlo, es comprender los criterios de la clasificación, para asignar a tu muestra en observación, su denominación textural correspondiente. Una vez asignada su denominación, resulta más fácil efectuar inferencias del ambiente de depósito; ya que cada textura es característica de ambientes específicos. Por ejemplo, ¿cuál crees que sería la textura de calizas formadas en un ambiente arrecifal?, o bien, ¿la textura producida en una zona protegida del oleaje de aguas tranquilas y baja energía? o, ¿en una zona litoral donde la acción del oleaje es muy intensa? 

ESQUEMA TEXTURAL DE CARBONATOS DE FOLK (1959)

Este esquema es más complejo para emplear, en virtud de que es más detallado, que el de Dunham. Resulta más difícil su aplicación en campo, ya que requiere identificar los diferentes tipos de aloquímicos. Para lograr lo cual con precisión, es preferible el empleo de un microscopio petrográfico, y en campo solo se emplean regularmente lupas de 14 ó 15 aumentos con un reducido campo de observación.
Este es el esquema preferido en trabajos formales por la información que brinda.
Lo más importante en este momento, es que comprendas cabalmente los criterios de clasificación y el sistema de nomenclatura.
La nomenclatura usa un prefijo una raíz y un sufijo: 
El prefijo es para designar al aloquímico dominante,
La raíz se refiere al ortoquímico dominante (matriz o cemento) y,
El sufijo se emplea para referirse al tamaño, fino (< 1 mm) o grueso (> 1 mm), de los aloquímicos.
Aunque al principio parece complicado este esquema, en realidad es muy sistemático y por tanto, una vez entendiéndolo, es de fácil aplicación. Tómate el tiempo que requieras para comprender su sistemática y una vez que lo hagas no se te olvidará.
Abajo te presentamos el esquema completo y enseguida el mismo esquema con las ilustraciones de los tipos más emblemáticos.
Nota que incluye una categoría de clasificación (clase V) para dolomías, formadas por reemplazamiento. Nota también que en los esquemas que te presentamos, viene en la parte inferior una equivalencia con el esquema de Dunham.

La utilidad de reconocer entre los diferentes tipos de textura es que cada una corresponde a un ambiente sedimentario sensiblemente distinto, igual que ocurre con las clasificaciones texturales de las rocas epiclásticas.
La única forma para saber usar los esquemas de clasificación y entender su empleo es practicando su empleo. Aquí iniciaremos con esta práctica, mediante algunos ejemplos sencillos, en los cursos subsecuentes perfeccionarás su aplicación.

¿Qué se entiende por "arreglo de los granos"?

Básicamente este arreglo es:  
Su grado de empaquetamiento y orientación preferencial de sus ejes mayores o menores

¿Qué controla este empaquetamiento y estos arreglos preferenciales?

El agente de transporte y medio depósito es un control sobre todo en los arreglos preferenciales y 
los procesos de compactación-litificación y diagénesis es otro control, sobre todo en el grado de empaquetamiento

El nombre que reciben estos arreglos 

Se describen como "FÁBRICA" o "PETROFÁBRICA" de la roca

Fábrica de una roca o Petrofábrica

Es un término que proviene del inglés "fabric", que significa tela, tejido, entramado, de la roca.

Así que al igual que la textura, la fábrica se refiere al "tejido" o entramado de los componentes de la roca, pero con una perspectiva un tanto distinta:

La textura considera los atributos de forma, tamaño y selección de los granos para su definición.
En cambio la “fábrica” se refiere a cómo tales atributos influyen en la orientación y empacamiento que tienen los sedimentos y rocas.

El grado de empacamiento (dibujos A a H de la figura) depende varios atributos texturales, que son efecto tanto de las condiciones del medio de depósito , como de los procesos de compactación - litificación - diagénesis. 
Los atributos texturales que controlan el empacamiento son:

1. El tamaño de la partículas y la selección de tamaños, por lo que están relacionados con propiedades físicas del sedimento tales como porosidad y permeabilidad:

Comparar esquemas A vs. B y esquemas G vs. H de la siguiente figura. En A el empacamiento cúbico se relaciona con un 48% de porosidad, en B el empacamiento romboédrico, en el cual las partículas se "encajan" entre sus huecos, se relaciona con un 26% de porosidad. La textura grano sostenida con buena selección conlleva un empaque que resulta en mayor porosidad (G) y la textura matriz sostenida con mala selección resulta en una menor porosidad (H).

       Este atributo es resultado de las condiciones del medio de depósito.   

2. La forma de las partículas y la orientación geométrico-espacial que tienen estas partículas influye en el tipo de contacto que se tiene entre los granos, y consecuentemente en el grado de empacamiento:

  - En C los contactos subesféricas son puntuales, conllevando a un bajo grado de empacamiento y alta porosidad. Esto ocurre cuando el flujo no orientó los clastos y/o las partículas son subesféricas, y además hubo poca compactación.

 - En D los contactos tangenciales (o largos), con el resultado de un mayor grado de empacamiento. Esto se favorece cuando las partículas tienen formas alargadas y fueron orientadas por el flujo durante el proceso de depósito. Y, si adicionalmente hubo una mayor compactación, las partículas se pueden aplanar ligeramente y estos contactos se pueden vuelven más largos y hasta curvearse, en una transición hacia contactos cóncavo-convexos (E).

 - En E y F los contactos cóncavo-convexos y suturado conllevan a un mayor grado de empacamiento, debido principalmente a una compactación progresiva, en el caso de los contactos cóncavo-convexos (E). Y, a una disolución-presión en el caso de los contactos suturados (F). Procesos todos, que ocurren durante la litificación o diagénesis.

3. La orientación de las partículas (esquemas I a K de la figura), es resultado inicialmente, de las condiciones del flujo del medio de depósito ("fábrica primaria") y, puede ser posteriormente resaltado por efectos de la diagénesis. Potencialmente estas orientaciones pueden ser  ligera a fuertemente modificadas como resultado de procesos de deformación tectónica ("fábrica de deformación tectónica"). Este atributo se desarrolla mejor cuando la forma de los clastos es alargada (baja esfericidad)
En los esquemas I a K se muestran  los tres tipos principales de fábrica primaria: 
 - En I la fábrica NO muestra partículas orientadas y es matriz sostenida
 - En J la fábrica es de partículas orientadas y matriz-sostenida 
 - En K la fábrica es de partículas orientadas y clasto-sostenida
Vale la pena señalar que estos arreglos se observan generalmente a diferentes escalas, tanto para granos tamaño grava, arena e incluso en las partículas que conforman la matriz de grano fino, por lo que tal orientación puede ser observada y medida en afloramiento, en láminas delgadas y evaluada mediante técnicas de la anisotropía de susceptibilidad magnética.

La medición de las orientaciones de los granos brinda potencialmente información, según el tipo de fábrica (primaria o de deformación), sobre las direcciones de flujo o bien de las direcciones de deformación (acortamiento o extensión).

Cuando las formas de las partículas son esféricas, el empacado depende más del tipo de contacto entre granos. Este atributo en rocas bien litificadas es una observación cuidadosa por realizar en láminas delgadas de la roca bajo el microscopio petrográfico y que nos dará información sobre los procesos de disolución-presión asociados con la compactación y cementación de la roca. En la ilustración se observa una fábrica de empacado originalmente cúbico, sometida a compactación. Además de la reducción de los espacios vacíos por compactación, la disolución-presión producida por la compresión produce saturación o intercrecimiento de contactos entre granos en las zonas de contactos y cementación en las áreas de espacios vacíos reduciendo el volumen de la porosidad.

Solución-presión por compactación y cementación

El grado de empacamiento controla la porosidad y permeabilidad del sedimento o roca:
La porosidad es una medida del volumen de espacios vacíos entre los granos del sedimento. Un sedimento o roca porosa puede almacenar agua o hidrocarburos en estos espacios, un sedimento poco poroso no tiene capacidad para almacenar ningún fluido.
Permeabilidad es la medida de interconección que existe entre los poros del sedimento. En una roca permeable los fluidos que almacena pueden moverse a través de ella. Una roca impermeable no permite el flujo de fluidos a través de ella, por lo que resulta un sello para evitar que estos fluidos escapen.
La combinación de rocas porosas que almacenen fluidos con impermeables que sirvan de sello es esencial para que existan acuíferos y trampas de hidrocarburos.

Porosidad-permeabilidad y almacenamiento de fluidos en acuiferos y yacimiento de hicrocarburos

En sedimentos sueltos (esto es, sin litificar), poco compactados y porosos, ante un esfuerzo fluyen, cambiando su viscosidad: propiedad denominada "tixotropía ". Esta propiedad, en este caso, resulta del tamaño de grano (limo-arena), su saturación con agua y el re-arreglo o re-empacamiento que sufren los granos (a arreglos más apretados), acompañado de la liberación del agua, todo ello como respuesta ante un esfuerzo súbito. Otros materiales tixotrópicos son arcillas y geles que reaccionan ante esfuerzos más prolongados.
Ejemplo típico de un esfuerzo súbito es un sismo. Esta propiedad en sedimentos sueltos produce el fenómeno de liquefacción, capaz de colapsar edificaciones durante sismos y a menor escala es también conocido como "quick sands " o arenas movedizas.

Licuefacción en sedimentos poco empacados y saturados tamaño arena-limo como respuesta al esfuerzo de un sismo

En este video 
se explica el fenómeno de licuefacción en relación con la granulometría del substrato. 

La fábrica es una propiedad que pueden tener todos los tipos de roca, no solo las sedimentarias, por lo que su origen puede ser diverso y en función de este origen es el interés para su estudio. En las rocas sedimentarias se observa en el arreglo de sus granos detríticos o epiclásticos y en las rocas cristalinas se observa en el arreglo preferencial de sus granos minerales. Los principales orígenes de la fábrica de las rocas son:

(1) Fábricas primarias: originadas durante y debido a los procesos que forman a las rocas, por lo que su evaluación brinda información relativa a estos procesos.

(2) Fábricas secundarias o téctónicas: originadas por procesos posteriores a la formación de las rocas, particularmente procesos de deformación tectónica. 

 Este atributo, en las rocas sedimentarias, se observa mejor en el arreglo de los granos de mayor tamaño, equivalentes a arena gruesa-grava, lo cual se observa mejor en afloramientos de campo, donde se toman mediciones de estos arreglos. Sin embargo también puede ser observado en partículas pequeñas equivalentes a tamaños de arena fina-limo, para lo cual las observaciones y mediciones se realizan bajo microscopio en muestras orientadas en campo. 
Para evaluar la fábrica de las rocas, sea cual sea su origen, se mide la orientación de sus granos mediante algún método o técnica

Origen de fábricas primarias sedimentarias:

Las orientaciones preferenciales de los granos generalmente son un efecto del tipo de flujo que los transporta, son una respuesta de los clastos depositados a posiciones de estabilidad ante el flujo (dibujos 1 a 4 de figura).
No todos los flujos son capaces de orientar las partículas, ni todas las partículas se orientan.
Los flujos de baja velocidad usualmente no son capaces de orientar a las partículas (dibujo A de figura). Los flujos laminares relativamente altos, por debajo de la velocidad crítica, usualmente orientan el eje de largo de las partículas de forma paralela al flujo (dibujo B de figura). Los flujos turbulentos, por arriba de la velocidad crítica con frecuencia no permiten la orientación, no obstante en diversas ocasiones se produce una orientación de los ejes largos de forma perpendicular a la dirección del flujo en virtud a que los granos alargados tienden a rodar como carga de arrastre con el flujo (dibujo D de figura).

Imbricación

Además de la orientación de alguno de los ejes, ya sea el más largo o el más corto, presumiblemente con respecto al flujo. Los arreglos de partículas alargadas  muestran una inclinación preferencial de estos ejes con respecto a la superficie del flujo, la que, una vez convertidos los sedimentos en roca, corresponde aproximadamente con los planos de estratificación. Este arreglo inclinado de ejes se denomina "imbricación " y se reconoce porque las partículas se sobreponen unas a otras, como las escamas de un pez o, las tejas de un techo (dibujos B y C de figura).
Estos arreglos son los que más reflejan el sentido del flujo.

La dirección de la imbricación se identifica por la inclinación del eje mayor (eje a) de los granos cuando son prolados (ver diagrama B) o la inclinación del plano discoidal (plano de ejes a-b) de los granos cuando son oblados (ver diagrama C).
La dirección de esta inclinación apunta corriente arriba cuando los granos son depositados por un flujo laminar.
Esta inclinación forma un ángulo de alrededor de 20º y hasta los 30º con respecto a la dirección de flujo, esto es con respecto a la horizontal, que corresponde con el plano principal de estratificación. El ángulo de 30º o 33º se considera usualmente el ángulo máximo de reposo en flujos fluviales tanto para la inclinación de partículas, como también para la estratificación cruzada.

En 1 a 2 se muestran como rotan los ejes de los granos prolados a oblados dentro de una corriente,
debido a su flujo, a posiciones dinámicamente estables. En 3 y 4 se observan los ejes largos de
los granos orientados dominantemente paralelos entre sí, en posiciones en equilibrio con el flujo.
En A la fábrica es aleatoria. En B y D son "fábricas lineadas": orientación preferencial de los ejes

largos de los granos (ejes a). En B la fábrica es lineada e imbricada en granos prolados,
arreglo de ejes largos orientados paralelos al flujo, la imbricación apunta corriente arriba.
 En C es "fábrica foliada": lineada e imbricada granos oblados (foliación definida por ejes a y b)
  paralelos entre sí; la imbricación apunta corriente arriba.
En D la lineación no muestra arreglo correspondiente a ejes c perpendiculares al flujo
debido al rodamiento de estos ejese en un flujo turbulento.
 En C es "fábrica foliada": lineada e imbricada granos oblados (foliación definida por ejes a y b)
paralelos entre sí; la imbricación apunta corriente arriba.

Evaluación

Para evaluar la fábrica de una roca idealmente se requeriría la medición de los 3 ejes principales de la totalidad de los granos de un sedimento, ó para efectos prácticos, de una muestra representativa de ellos. Sin embargo en las rocas sedimentarias se considera suficiente la medición del eje largo de una muestra representativa de granos, para de esta manera evaluar la dirección de imbricación de los mismos. La medición se hace entonces a una población de n granos en una misma localidad, donde n debe ser lo más grande y representativo posible, generalmente mayor de 20 por localidad. Estas mediciones deben repetirse en diversas localidades donde se observe el mismo cuerpo de roca y de esta manera se puede evaluar la fábrica e inferir la paleodirección del flujo que originó el depósito del cuerpo de roca estudiado. Para realizar estas mediciones deben seguirse métodos de geología estructural que salen fuera del alcance de esta cápsula, pero que implican tomar los datos del plano de estratificación donde se toman las mediciones  con el fin de restaurar los datos a la paleohorizontal en caso de estar en estratos inclinados.

Los resultados se vierten en diagramas de rosetas (histogramas circulares) con datos divididos en radianes de 10º de amplitud y se calculan los parámetros estadísticos para inferir las posibles direcciones de paleocorrientes.

Dado que en los sistemas fluviales, donde es frecuente tener arreglos imbricados, la dirección de flujo puede ser muy variable debido a las curvas propias de los ríos, pero sobre todo a que la dirección de flujo en algunas barras y en llanuras de inundación, particularmente en los rios meándricos, no corresponde con la dirección de la corriente principal, se debe tener mucho cuidado con el significado de estas direcciones en el sistema fluvial analizado. El mismo cuidado debe tenerse en los arreglos imbricados producto de otros ambientes de depósito.

La fábrica de las rocas puede ser evaluada mediante métodos indirectos como la anisotropía magnética que refleja el arreglo de las partículas magnéticas (fábrica magnética) de la fracción más fina del sedimento. Aunque se pudiera considerar que ambos arreglos no tienen que coincidir,  se ha observado que esta fábrica corresponde con la orientación de la fábrica general de la roca definida por los granos de mayor tamaño.

Esto en virtud de que los espacios entre los clastos mayores que son rellenados por las fracciones finas, tienen arreglos similares a los clastos mayores y esta geometría controla la fábrica de las fracciones finas.

Existen otras estructuras sedimentarias, como la estratificación cruzada y otras estructuras debido al flujo de la corriente (módulo de estructuras sedimentarias) que igualmente brindan información sobre las direcciones de paleocorrientes. En la medida de lo posible es conveniente usar todos los indicadores disponibles de forma complementaria.

Las mediciones realizadas en afloramiento, lámina delgada o mediante anisotropía de susceptibilidad magnética pueden representarse mediante rosetas (esquemas B, C y D de figura inferior)  o bien mediante diagramas en proyecciones ecuatoriales en el hemisferio inferior, conocidos como estereodiagramas (esquemas F y E de figura).

En las rosetas se grafica la orientación preferencial del eje más largo de los granos medidos en un plano de observación. Por lo regular se intenta que este plano de observación corresponda con el plano de estratificación para que el eje más largo de los granos medidos en este plano efectivamente corresponda con el eje a, en virtud de que el plano de estratificación en su momento correspondió con el plano horizontal o un plano muy cercano a él durante el tiempo que ocurrió el depósito. 

En sedimentos de grano grueso las mediciones del eje largo de los clastos pueden realizarse  con relativa facilidad en afloramiento, no obstante con granos de menor tamaño la calidad de la observación y precisión de mediciones disminuye, por lo que se pueden tomar imágenes fotográficas lo más paralela posible al plano de la estratificación u otro plano identificado y orientado y medir con software de manejo de imágenes las orientaciones  de los ejes largos. Para granulometrías aún menores se pueden tomar muestras con planos orientados, preferentemente el plano de estratificación, y hacer secciones delgadas paralelas al plano de estratificación y a otro par de planos ortogonales a la estratificación y entre sí. Se pueden tomar mediciones de las orientaciones de ejes largos de partículas en estas secciones bajo el microscopio de forma directa o mediante software de manejo de imágenes.

Alternativamente se puede evaluar la fábrica magnética como método indirecto. Esta fábrica corresponde con las partículas más finas del sedimento que tienen diferentes propiedades magnéticas y cuyo arreglo refleja el arreglo general de los granos del sedimento o roca. Este arreglo se detecta mediante mediciones de la anisotopía de la susceptibilidad magnética representada mediante elipsoides de susceptibilidad (esquema F de figura inferior).

Las rosetas, que son histogramas circulares de las orientaciones de un eje largo sobre un plano, son las representaciones más empleadas para mediciones directas sobre los planos de estratificación (esquemas A y B) o para planos perpendiculares a la estratificación (esquemas C y D). Los estereodiagramas (esquema E) son proyecciones ortogonales sobre el plano ecuatorial de una esfera, de los 3 ejes principales (esquema F), o de ejes selectos. Tienen la cualidad geométrica, debido a su forma de proyección en el plano ecuatorial, de ser de igual área. Estos son los diagramas empleados para la anisotropía magnética o para resultados de mediciones efectuadas mediante algunos tipos de software de manejo de imágenes. En los estereodiagramas se grafican habitualmente los parámetros de la estadística empleada para obtener las medias de cada eje.

Ilustración que muestra dos formas de representar la orientación de los ejes principales de los clastos (a, b y c) en un afloramiento (esquema A):
Mediante rosetas (esquemas B, C, D) que corresponden con histogramas circulares, con orientaciones de ejes largos observadas en planos conocidos y orientados en campo.
Y mediante estereodiagramas (esquema E) en los que se grafican las lineas de los ejes principales (a, b y c ó, k1, k2 y k3) como puntos, al ser proyectados hacia la parte inferior de una esfera imaginaria envolvente (esquema F) y de ahí hacia el plano ecuatorial de la esfera, cortándola de manera perpendicular, lo que le da la propiedad de ser proyección de igual área.

Las rosetas con mediciones sobre el plano de estratificación (ver esquema B) son gráficas simétricas, no muestran la imbricación de los clastos a menos que se empleen simultáneamente rosetas en planos ortogonales a la estratificación (esquemas C y D). Las gráficas se hacen en plantillas de forma manual o mediante software en los que se calculan parámetros estadísticos como la media y mediana.

Los estereodiagramas pueden graficar los 3 ejes simultáneamente o los ejes que se elijan, por lo que en ellos se puede apreciar tanto la orientación como la imbricación de los ejes largos de los granos (o eje k1 del elipsoide de susceptibilidad): ver esquema E de arriba, donde la dirección de la imbricación del eje largo y de los planos de foliación (representado por k3 que es el polo de las foliaciones) coinciden. Las inclinaciones de ambos elementos geométricos tienen un valor cercano al azimuth 260, lo que indica esa es la dirección corriente arriba y por tanto el flujo iba con un sentido opuesto, hacia el valor azimutal de 80, es decir casi hacia el Este.
El software que procesa los datos en estereodiagramas efectúa también la estadística correspondiente, usualmente la de componentes principales, que se caracteriza por determinar medias de los 3 ejes ortogonales entre sí, así como sus respectivas elipses de confianza. También pueden ser graficadas sobre estas proyecciones, la estadística de curvas de densidad de distribución de puntos (cada punto es la proyección de un eje en el plano ecuatorial), para lo cual es preferible emplear sólo uno de los ejes, en ocasiones se prefiere emplear los ejes k1, que dan los valores de la lineación y en otras los ejes k3 que corresponden con los polos de la "foliación" (foliación = planos k1-k3); con cualquiera de ambos se puede identificar la imbricación, si es que la tienen, ya sea de los ejes largos (k1 en el diagrama inferior) o bien de la foliación (k3 en diagrama inferior). En el diagrama inferior a diferencia del esquema E de arriba, no se observa una clara imbricación ni de los ejes k1 ni de los planos de foliación k3.

Estereodiagrama con proyecciones de ejes largo (k1) y corto (k3) de anisotropía de susceptibilidad magnética;
medias de cada eje, elipse de confianza alrededor de ellas y curvas de densidad de distribución de puntos.

Vale la pena señalar que los elipsoides de anisotropía de susceptibilidad no corresponden exactamente con la orientación de partículas individuales sino con la señal magnética promedio de las partículas contenidas en una unidad de volumen correspondiente al tamaño de una muestra medida.

Guia para levantamiento de orientaciones de ejes largos en campo

1. Objeto de medición: orientaciones de ejes largos de clastos, lo que geométricamente son líneas contenidas en el plano de estratificación
2. ¿Dónde tomar las mediciones?: a lo largo de los planos de estratificación o en planos perpendiculares a la estratificación para conocer la imbricación de estos ejes largos.

3. Si el plano de estratificación es horizontal, la medición se hace directa sobre el plano de estratificación (aproximadamente coincidente con la horizontal actual): se miden las orientaciones de cada eje largo con respecto al norte geográfico, lo cual es un valor angular sobre la horizontal. Los datos se procesan estadística y gráficamente para su representación en rosetas.

4. Si el plano de estratificación se encuentra inclinado: las mediciones son afectadas geométricamente y hay que corregir la orientación para restablecer la medición a la paleohorizontal, mediante técnicas de geología estructural que emplean relaciones trigonométricas.
En estos casos medir:

Foto A es un afloramiento de conglomerado arenoso con planos de estratificación vistos lateralmente remarcados con líneas rojas y en línea azul señalando hacia donde se inclinan. La vista del plano superior de estratificación se tiene en foto B, donde se observan los ejes largos de varios clastos marcados en amarillo. Los datos por tomar son: la orientación del trend de los ejes largos de clastos (proyección hacia la horizontal de ejes de castos largos) (esquema D), el rumbo e inclinación de la capa (esquema C). Con estos datos, mediante relaciones trigonométricas, se restablece los valores de trend a la paleohorizontal, efectuar estadística y determinar la posible dirección de la paleocorriente.

La forma precisa de tomar los datos, corregirlos estructuralmente y graficarlos, son aspectos que requieren de una mayor comprensión de temas de geología estructural, proyecciones ecuatoriales, redes estereográficas y estadística en el espacio, forman parte de asignaturas de Geología Estructural y Estadística y Probabilidad, así como el manejo de software para realizar estas tareas de forma eficiente.

Usemos estos ejercicios para iniciarnos en el manejo de los ejes largos de clastos como datos indicadores de paleocorrientes

 En un afloramiento podemos medir ejes largos de clastos sobre un plano de estratificación, como el de la fotografía de abajo. Los ejes están orientados en general hacia el N-S, el resumen de los 21 datos medidos aparece abajo. Estas mediciones las representamos en una roseta de forma simétrica hacia ambos hemisferios, el norte y el sur.
Entonces, la roseta representativa para las 21 mediciones tomadas, hipotéticamente en la fotografía del extremo izquierdo, sería la roseta A que aparece abajo.
Como no tenemos el dato de la imbricación lo más que podemos inferir de estos clastos es que la paleocorriente tenía una orientación casi N-S, como indica la flecha azul sobre los datos graficados en la roseta, sin conocer el sentido o dirección de hacia donde fluía dicha corriente.

 Sin embargo, si tuviésemos el dato de hacia donde están inclinados los ejes, como hipotéticamente asumimos en el dibujo de abajo de la fotografía de la izquierda, entonces por convención, los ejes largos los graficaríamos, en este particular caso, hacia el lado donde se inclinan estos ejes como se muestra en roseta B. De esta forma, contando con el sentido de la imbricación SI podríamos inferir el sentido de la paleocorriente como lo indica la flecha azul dibujada sobre la roseta B.
 Vale la pena señalar que en la mayoría de las orientaciones de ejes largos, el caso más común es obtener rosetas como la A, en virtud de que suele ser difícil determinar la imbricación de todos los clastos y en el mejor de los casos solo se puede identificar la imbricación de algunos de ellos, en tal caso el sentido de la paleocorriente puede ser sugerido con cierto grado de incertidumbre pero no determinado con mayor grado de seguridad.

	Datos tomados:    21 mediciones,    distribuidas en los    siguientes radios:  350 - 0  =  6 mediciones       0 - 10  = 8 mediciones     10 - 20  = 7 mediciones

Ahora vayamos a ejemplos para que tú construyas tu propia roseta:

1. Supongamos que tenemos 33 mediciones de ejes largos de clastos tomados en afloramiento correspondientes a los radios indicados abajo.
A. Grafica los datos en una roseta al estilo de la roseta A de arriba e infiere la orientación de la paleocorriente.
B. Considera, para el mismo juego de datos, que los ejes están imbricados en el sentido que señala la medición, grafica los datos en una roseta estilo B y como ahora ya tenemos el sentido de la imbricación, infiere la dirección y sentido de la paleocorriente

Realiza tus rosetas con la plantilla de abajo o encuentra otra plantilla a tu gusto o bien emplea un software para realizarla. Resuelve estos problemas antes de pasar a la siguiente actividad.
Una vez que hayas hecho las rosetas y resuelto las preguntas ya puedes pasar a la siguiente actividad interactiva donde se te harán preguntas para que identifiques las rosetas y respuestas correctas y asi evaluar los resultados que obtuviste de estos dos ejercicios.

Los flujos de lavas y piroclasticos tienen el efecto de deformar sus minerales heterogéneamente conforme cristalizan y crecen, alargando y rotando alguno de sus ejes como resultado de los esfuerzos de cizalla derivados de las diferentes velocidades del flujo, observadas a lo largo de un perfil vertical en un sitio dado, como se observa en la figura. En un flujo de agua su máxima velocidad se encuentra cercana a la superficie del flujo, pero en uno lávico o piroclástico se encuentra en alguna parte intermedia, por lo cual la deformación es heterogénea, esto es varía según la altura del flujo en que se encuentren los minerales.

En la parte inferior a la máxima velocidad los ejes largos de los granos se encuentran alargados paralelamente al flujo e inclinados hacia la dirección de donde proviene el flujo. En esta zona la viscosidad tiende a ser menor, la lava fluye más fácilmente que en cualquier otra parte del perfil del flujo, y dado que la temperatura se conserva con su máximo valor, la viscosidad varía poco. En la zona superior a la máxima velocidad los ejes largos igualmente se alargan y orientan paralelos al flujo, pero la imbricación de los ejes largos apunta hacia la dirección del flujo, considerando una viscosidad relativamente constante. Sin embargo en esta zona puede haber muchos marcados cambios en el comportamiento del flujo debido al fuerte gradiente de disminución de temperatura hacia la superficie y el consecuente cambio de viscosidad asociado a ello. Por lo que la fábrica obtenida de observaciones en esta zona del flujo es de interpretación un tanto incierta. 

La fábrica de los granos minerales de las rocas volcánicas producidas por flujos, es posible observarla, en ocasiones, a pequeña escala en afloramiento, pero es más frecuente que las formas y arreglos de estos granos se observen más bien en láminas delgadas bajo microscopio petrográfico y es aún más fácil identificar la fábrica, mediante las técnicas indirectas de la anisotropía magnética. 

El esfuerzo de cizalla del flujo produce también otras estructuras volcánicas de deformación más visibles como el alargamiento y aplastamiento de vesículas en lavas y de fragmentos de pómez en flujos piroclásticos ("fiammes"). Estos alargamientos presentan una ligera forma ondulada como de "S" debido a la cizalla. Estos son tópicos que forman parte de las estructuras y texturas de rocas volcánicas.

La importancia de evaluar la fábrica primaria en rocas volcánicas y piroclásticas es identificar direcciones de flujo mediante las cuales sea posible reconstruir la fuente de aporte de los flujos. Así podemos identificar una fuente central, esto es a partir de un cráter o ventiladero o bien determinar si la fuente fue una fisura. La anisotropía magnética es un excelente recurso para evaluar indirecta y rápidamente la fábrica de las rocas ígneas extrusivas. Esta técnica también se aplica para evaluar la dirección de flujo de cuerpos intrusivos tabulares como diques o mantos.

Orientaciones preferenciales controladas por procesos de deformación tectónica

Aunque la orientación preferencial e imbricada de las partículas sedimentarias es un efecto cuyo origen es el proceso del flujo del sedimento y, en el caso de los minerales de rocas extrusivas, de un flujo lávico o piroclástico. Estas orientaciones pueden ser modificadas ligera a totalmente por procesos tectónicos posteriores.

En una fábrica primaria la imbricación de los clastos con direcciones preferenciales tenderá a guardar una relación con el plano de estratificación, en cambio en las fábricas secundarias por deformación la imbricación de estas orientaciones preferenciales guardarán una relación con los planos perpendiculares o paralelos a los esfuerzos compresivos, de extensión, o de cizalla. La fábrica tectónica es un elemento de estudio en el campo de la geología estructural y tectónica.
En la figura se muestran modelos idealizados de fábrica por deformación tectónica a partir de un estado aleatorio de orientación de granos, estado inicial que es un tanto infrecuente en las rocas formadas por flujos ya sea de sedimentos o volcánico-piroclásticos. En la figura los minerales en verde son minerales de nueva generación que por formarse en los espacios vacíos entre granos, presentan orientaciones similares a los minerales originales.

La evaluación del tamaño de granos para análisis granulométricos, se puede realizar visualmente con alguno de estos dos criterios:

 + Medición del eje máximo (diámetro mayor) de las partículas de mayor tamaño.
 + Realizar mediciones de "n" número de partículas y obtener el tamaño promedio de ellas.

Estas mediciones se pueden realizar manualmente de forma directa, ya sea sobre el sitio de afloramiento, o bien, sobre imágenes fotográficas, empleando una regleta, escala gráfica o "gratícula".

En los sedimentos disgregados de tamaños variados, hay diversas técnicas que se pueden aplicar con muestras representativas tomadas en campo.
Una técnica muy empleada para sedimentos de rangos de tamaño gránulo-arena, es el método del tamizado. En este método se coloca la muestra de sedimento en una pila de tamices, cuyas aberturas corresponden con la escala Udden-Wentworth.  El tamiz de abertura mayor se coloca en la parte superior y de ahí hacia abajo con aberturas decrecientes, la más fina hasta abajo. Posteriormente, se pesan los sedimentos de cada tamiz, y se calcula en porcentajes respecto al peso total de la muestra. 

Si nuestro material está endurecido (roca) o, se trata de un depósito disgregado con bloques abundantes, se puede evaluar el afloramiento en su conjunto, mediante la toma de fotos del afloramiento y complementar con muestras representativas de las porciones sin bloques. Los tamaños de grano del afloramiento se determinan por el análisis de las imágenes tomadas. Para ello se miden los diámetros de las partículas que caen en los nodos de una malla o gratícula sobrepuesta a la imagen. Alternativamente se puede emplear una gratícula mayor, directamente en campo, pero resulta más impreciso. Finalmente, los tamaños medidos se agrupan con respecto a la escala de Udden-Wentworth.

Los análisis de imágenes también se pueden emplear en fracciones mas finas, del rango de arena, en rocas mediante observaciones de láminas delgadas bajo el microscopio.

Si nuestra muestra disgregada está constituida de partículas finas, principalmente limos y arcillas, se emplea la velocidad de sedimentación de las partículas para determinar el tamaño (Ley de Stokes). En este método, una pequeña muestra (1-2 gramos) se coloca en la parte superior de una columna de agua. En intervalos de tiempos establecidos, se mide la cantidad de sedimento a diferentes alturas de la columna de agua, con una pipeta o mediante láser.  Aplicando la Ley de Stokes, se puede establecer el rango de tamaños que integra la muestra. Otro tipo de métodos aplicados a materiales finos que son factibles de aplicar para materiales endurecidos, implican el empleo de la microscopía electrónica.

Todos los métodos para determinar el tamaño de partícula tienen el objetivo de separar los rangos de tamaño del sedimento, con referencia a la escala Udden-Wentworth, mediante la aplicación de una o varias técnicas. La selección de la metodología más apropiada dependerá del tipo de sedimento o roca, así como del rango de tamaños que contiene. 

Muchos depósitos o rocas presentan rangos de tamaños muy amplios, contienen una abundante proporción de fracciones gruesas, como bloques, pasando por gravas y arenas y, hasta granulometrías de arcillas o limos. 

Ejemplos de estos sedimentos son: paraconglomerados, ignimbritas y otros flujos piroclásticos, avalanchas de escombros y flujos de lodo (lahares).
Muchos de ellos, por tratarse de materiales recientemente depositados, se encuentran sueltos o disgregados. En estos casos, el método de medición más accesible, es el método de conteo de puntos.

Este método determina el número de partículas por cada intervalo de clase, en la escala Udden-Wentworth, en un área determinada.

La medición puede realizarse directamente enfrente de afloramientos, mediante el empleo de gratículas o cuerdas. Alternativamente, se pueden tomar imágenes fotográficas y efectuar el conteo en la imágen de forma manual o incluso mediante el empleo de un software.

La gratícula

Es una cuadrícula que se asemeja a una red. Se dibuja en material transparente o translúcido y relativamente rígido (ej., mica o acetato) para su uso directo en afloramiento o se emplean cuerdas. Se sobrepone en un afloramiento y se miden únicamente los diámetros de las partículas que caen en un nodo de la red. La apertura de la red se establece de forma arbitraria, tomando como base las siguientes consideraciones:

    1. Que la gratícula contenga al menos 500 nodos. De esta forma se asegura que el número de clastos medidos sea estadísticamente representativo
   2. La apertura de la malla permitía medir el mayor número de partículas, sin que la misma partícula cruce un nodo varias veces. Es decir, que cada partícula debe  medirse solo una vez.

En las evaluaciones mediante imágenes fotográficas, la dimensión de la gratícula se define con el software empleado 

Tamizado

En las fracciones arenosas (de gránulo a arena), uno de los métodos de evaluación más ampliamente extendidos, es el tamizado o cribado en seco.
En esta técnica se requiere una muestra de sedimentos sueltos mal seleccionados con granulometrías variables, como flujos piroclásticos, vulcaniclasticos (avalanchas y flujos de escombros) o sedimentos aluviales recientes.

Equipos y materiales para hacer tamizado de sedimentos 

   Serie de pasos para determinar la distribución del tamaño:

  1. Secar el total de la muestra de campo en el horno, para que el análisis se realice en seco totalmente.
  2. Seleccionar 100 a 300 gr con la técnica de "cuarteado" para que la muestra sea representativa.

Sistema de cuarteado manual y mecánico

  3. Pesar la muestra con la precisión de 0.01 gr y registrar el peso en una tabla o formato.
  4. Seleccionar y ensamblar la serie de mallas LIMPIAS, arriba las más gruesas y de forma decreciente, hacia abajo las finas, con su base al fondo y su tapa en la parte superior.
  5. Verter la muestra en la malla más gruesa de hasta arriba. Tapar y agitarlas por 10 minutos a mano o emplear un vibrador mecánico o RO-TAP. Es importante considerar que cuando la muestra contenga una proporción importante de materiales deleznables o fáciles de romper (>20% de pómez o líticos muy alterados), la agitación sólo podrá ser manual.
  6. Remover las mallas y cuidadosamente colocar el contenido de cada malla en un papel grueso o recipiente. 
  7. Pesar cada fracción y registrar el peso de cada malla en la tabla formato. No olvidar restar el peso del contenedor al peso del sedimento registrado

Vertido de sedimento en set de mallas y pesado de cada fracción

 8. Limpiar las mallas volteándolas rápidamente sobre un papel y golpeando la malla de forma pareja sin dañarla

     NUNCA forzar a los granos a salir ni tocar la malla con otra cosa más que con el cepillo.
     Para mayor limpieza limpiar con aire comprimido o emplear el sistema de limpiado ultrasónico, 
     esto sobre todo en las mallas más finas.
 9. Calcular el peso total retenido sumando los pesos retenidos en cada tamiz. Comparar este peso con el peso inicial y determinar la pérdida de muestra durante el proceso de tamizado.
10. Determinar el porcentaje de peso (peso retenido por clase de malla / peso total) * 100. 
11. Graficar estos resultados en un histograma y/o curva de frecuencia.
12. Determinar el porcentaje del peso cumulativo. Graficar este resultado.

Velocidad de asentamiento y análisis de imágenes

La velocidad de asentamiento se emplea también en sedimentos sueltos del tamaño de las arenas cuando éstas se encuentran mezcladas con fracciones finas. Esos métodos que se describen en la siguiente sección

El análisis de imágenes y conteo de partículas por unidad de área se aplica en areniscas bien litificadas, de la forma que se describe en sección previa.

En este video video, se grabado en el laboratorio de sedimentología volcánica del Instituto de Geofísica, UNAM; se ilustran los pasos que se llevan acabo en un análisis granulométrico.

Velocidad de asentamiento de partículas

En las fracciones finas se aplican diversos métodos basados en la Ley de Stokes (velocidad de sedimentación de partículas). Este tipo de métodos se usa cuando se desea evaluar la distribución de tamaños en sedimento disgregado con poblaciones de grano fino como limo y arcilla (menores a 4 Φ o 62 µm de diámetro o 1/16 mm)
En esta técnica, se vierte sedimento en la parte superior de una columna de fluido de densidad conocida (usualmente agua destilada) a una temperatura constante y se evalúa el tamaño de grano a partir de su velocidad de asentamiento.

Esta velocidad se determina tomando una muestra en la columna de agua a diferentes alturas y en tiempos establecidos. El peso o volumen del sedimento a cada altura permite establecer el porcentaje que corresponde a cada intervalo de clase, de acuerdo con la escala de Udden-Wentworth.

1. Método de la pipeta: un pequeño volumen de suspensión es obtenido, evaporado y el residuo pesado. El residuo representa el rango de tamaño de granos suspendidos en un tiempo dado.
2. Método del hidrómetro: se mide la densidad de la suspensión, lo que depende de la cantidad de sedimento en suspensión.
3. Método de decantación: todos los granos que quedan aún suspendidos después de un cierto tiempo son vertidos o derramados del líquido, secados y pesados.

En todos estos métodos hay que considerar que la velocidad del asentamiento puede ser modificada por la forma de las partículas, las que son esféricas se asientan más rápidamente que las obladas (discoidales).

  Método de la Pipeta

Para el análisis con la pipeta, todo el material grueso (> 4 Φ de diámetro), debe ser removido de la muestra mediante un cribado en seco o en húmedo (ver sección anterior).
Si es en húmedo, se debe asegurar que no exceda a un total de 1000 ml de suspensión. La cantidad óptima de sedimento para trabajar es 15 g.
Muestras muy grandes llevan a que los granos interactúen e interfieran por floculación.
Muestras muy pequeñas llevan a residuos muy pequeños y gran error experimental durante el proceso del pesado.
En el caso de que la muestra contenga arcilla, deberá emplearse un dispersante para evitar la floculación (fosfatos o carbonatos de sodio).
Si además existe materia orgánica, esta debe ser removida mediante un agente oxidante (peróxido de hidrógeno). 

El método de la pipeta se basa en la idea de que el sedimento se encuentra uniformemente distribuido a lo largo de una columna de 1000 ml, de un fluido de densidad y temperatura conocida. En dicha columna drenamos exactamente 20 ml a tiempos establecidos.

Entonces la cantidad de lodo en cada drenado es igual a 1/50 de la cantidad total que queda en la columna, a un tiempo dado y a una cierta profundidad (i.e. la cantidad de lodo más fino que el diámetro dado; todas las partículas más gruesas que el diámetro dado se habrán sedimentado antes del punto de drenado).

El primer drenado es hecho rápidamente después de agitar la columna  completa de fluido, a una profundidad tal que que las partículas de todos los tamaños están presentes en suspensión. Por lo que, si el peso inicial de retirado es multiplicado por 50, entonces se puede obtener el peso de la columna completa de lodo del cilindro.
Entonces, si se drena una muestra a tiempos establecidos, correspondientes al diámetro de 6 Φ, y se multiplica por 50; sabemos que este producto representa el número de gramos de lodo, aun en suspensión para este nuevo tiempo. Es decir, de los gramos de lodo más finos a 6 Φ.

Pipetas de sedimentación, foto tomada de: https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Siktekurve.jpg#/media/Archivo:Siktekurve.jpg

Las mediciones del tamaño de los granos generan grandes cantidades de datos, que deben ser tratados estadísticamente para obtener las medidas de tendencia central y el grado de dispersión de los datos obtenidos.

Los resultados suelen representarse en diversas gráficas que son de rápida comprensión y que permiten el cálculo de parámetros estadísticos adecuados para poblaciones de sedimentos, como los propuestos por Folk (1980).

Las gráficas pueden ser histogramas o curvas de distribución de frecuencias, así como curvas de frecuencias acumulativas. Todo esto, permite condensar los resultados y evaluar su significado.

La selección del tamaño del  sedimento se evalúa cuantitativamente, mediante  los histogramas y curvas de distribución de frecuencias, y con el cálculo de los parámetros de la media y la desviación estándar .

Debemos considerar que el tamaño de grano de los sedimentos NO presentan una distribución de frecuencias normal (distribuciones simétricas alrededor de la media), sino que siempre muestran distribuciones de frecuencia asimétricas y amplias con respecto a la media. Por lo que es necesario valorar estas asimetrías y amplitudes de distribución mediante otros parámetros estadísticos tales como la curtosis y  el sesgo, que evalúan la amplitud de distribución de frecuencias y su asimetría, respectivamente.

 
A, B y C: Ejemplos de histogramas: A con moda sesgada hacia granulometría gruesa, B hacia finas y C bimodal.
D: Curvas de distribución de frecuencias con 3 amplitudes distintas. E: Curvas de frecuencias acumulativas.

La distribución de frecuencias obtenida de los resultados de un análisis granulométrico, se registra en una tabla formato en la que se separan por clases cada rango de tamaños medida. Por ejemplo, el análisis resultado del tamizado de una muestra disgregada, se registra en una tabla de este tipo y, lo mismo podríamos hacer con los resultados de otro análisis, que nos arroje el porcentaje de diferentes rangos de tamaños del sedimento.

A partir del conocimiento que tengamos de las distribuciones típicas de determinados tipos de sedimentos, esta distribución, nos permitirá confirmar o inferir, si la muestra de sedimentos analizada corresponde, por ejemplo, a una caída de cenizas o bien a un flujo piroclástico de bloques, entre otros tipos de sedimento. 

Ejemplos de tabla formato, a la izquierda, de 2 muestras de sedimentos de origen piroclástico,
y gráficas respectivas, derecha, de histograma con curva de distribución de frecuencias sobrepuesta al histograma.

También resulta conveniente representar los datos en gráficas de curvas acumulativas de frecuencias, para la obtención de parámetros estadísticos de interés. En estas curvas, en el eje vertical se grafica el porcentaje en peso acumulado, conforme el tamaño de grano disminuye. El tamaño de grano se grafica en el eje horizontal. 

Curvas de distribución cumulativa de  las mismas muestras de los histogramas de figuras anteriores.
A la izquierda es de una distribución asimétrica con mayor proporción de granulometrías gruesas y
a la derecha una distribución más cercana a una normal con una ligera mayor distribución de granulometrías finas

Moda.- Valor que más se repite, el cual se obtiene al graficar la distribución del tamaño de partículas en un histograma.

Media.- Diámetro promedio de cada muestra poblacional de sedimentos analizada.

Mediana.- Es la medición central de una muestra poblacional. Es decir, el tamaño que corresponde al 50% en una curva acumulativa.

En una población normal los tres parámetros coinciden no importando si la curva de distribución de frecuencias es muy concentrada o muy amplia, esto es, que la desviación estándar sea pequeña o grande, y por tanto que la curtosis sea muy distinta.

Distribuciónes donde media, mediana y moda coinciden: izquierda distribución normal, derecha distribuciones con diferentes tipos de curtosis, 
la mesocúrtica es la que corresponde con una distribución normal, la leptocúrtica una distribución más concentrada y la platicúrtica con una muy amplia.
La desviación estándar aquí mostrada corresponde con toda la amplitud de distribución, no obstante se calcula tomando solo una parte central representativa.

En una población con distribución asimétrica, como son las poblaciones de sedimentos, media, mediana y moda, tienen valores y posiciones distintas en la curva de distribución de frecuencias.

Distribuciones donde media, mediana y moda NO coinciden. Extremo izquierdo del eje "X" corresponde con fracciones más gruesas,
así que la gráfica izquierda puede corresponder con un paraconglomerado y la derecha con limos y arcillas de una planicie de inundación.

¿Qué son y por qué se forman las estructuras sedimentarias?

Son rasgos tridimensionales y de escala macroscópica, observables en los afloramientos de rocas.

Producidos por los diversos "agentes", tanto físicos, como acción de las corrientes y partículas que en ella viajan; como biológicos, debido a la acción de organismos en el sedimento; como también fisicoquímicos. Agentes que actúan u ocurren, en diferentes momentos desde el depósito hasta su enterramiento:
 (a) Durante el escenario de depósito, formadas por los procesos de erosión-transporte-depósito del sedimento.
 (b) Poco tiempo después del depósito, en la interfase agua-sedimento durante el tiempo en que el sedimento se encuentra inconsolidado, inestable y bajo la acción de la actividad de organismos y efectos de las condiciones físicas del sitio de depósito.
 (c) Cuando el sedimento tiene más tiempo enterrado, durante los procesos de litificación y diagénesis.

Por ejemplo, se pueden producir u originarse debido a: el tipo de flujo, el tipo y granulometría de los sedimentos que acarreados, la acción de la gravedad, la influencia del paleorelieve, la actividad de organismos, las reacciones químicas orgánicas e inorgánicas, etc. Son conservados como parte del sedimento y convertidos en roca. 
De cada uno de estos distintos orígenes depende la forma y geometría de estos rasgos, por lo que resultan ser indicadores de las condiciones paleoambientales al tiempo de la formación de los sedimentos.  
Esta geometría también es útil para identificar la parte inferior y superior de los estratos, aspecto que se conoce como "polaridad de la estratificación".

Clases de estructuras sedimentarias.

Existen diversas propuestas de clasificación de estructuras sedimentarias, unas atienden más a los procesos específicos que las originan y otras a sus formas y lugar donde se presentan. Algunas de las más conocidas son la de Krumbein y Sloss (1969), Ricci Lucci (1970), Pettijohn (1975), Selley (1976) y Corrales (1977).  Una clasificación basada en el origen es útil para entender precisamente cómo y cuándo se forman las estructuras. 

A. Clasificación de estructuras sedimentarias con base en su origen

Con este criterio, en general son dos los tipos de estructuras: primarias o exogenéticas, producidas por procesos externos al sedimento depositado y, secundarias o endogenéticas, producidas por procesos que ocurren dentro del sedimento ya depositado.  

B. Clasificacion de estructuras sedimentarias en consideración a su origen y lugar de localización

Una clasificación que concilia origen, forma y localización de las estructuras en los cuerpos de rocas, como la que aqui se presenta, es útil como un inventario de los diferentes tipos de estructuras y donde podemos encontrarlas. Por lo que una tabla de este tipo o similar es obligatorio emplearla como una especie de índice o referente de análisis de cada una de las estructuras sedimentarias para la comprensión de este tema en un curso de Estratigrafía (ó Estratigrafía y Sedimentología).  Aquí la mostramos como referente pero solo detallaremos algunas de las estructuras más emblemáticas.

Tabla de Clasificación de estructuras sedimentarias de acuerdo con su origen y forma ó localización .

En estos sedimentos se observan muchas de estas estructuras, sobre todo las de procesos deposicionales y algunas de deformación posdeposicional. Adicionalmente en tales tipos de rocas se presentan otras estructuras exclusivas y diagnósticas de ellas, debido a los procesos partículares que en ellas ocurren.

1. Estratificación. Se observa en depósitos de caída de cenizas, flujos piroclásticos y derrames de lava.   Puede ser paralela a acuñada, cruzada y diversos tipos de gradada (ej. normal, inversa, simétrica, múltiple normal o múltiple inversa, gradación por diferencias de densidad de granos: líticos vs pomez)

2. Por el tipo de flujo volcánico. Se observa en:  

       A. Flujos de lava subaéreos: estructuras en la superficie del flujo de lavas debido a su viscosidad: aa, en bloque; pahohoe, acordonada.

3. Por la forma de escape del gas contenido en los flujos: vesículas, amígdalas en flujos de lava; chimeneas o pipas de degasificación (de pipe en inglés) en flujos de lava y lahares

4. Estructuras de deformación en sedimentos volcánicos suaves (EDSS) ej. , en cenizas por: caída o impacto de bloques balísticos (drop stones)

1. Estratificación: la estructura sedimentaria por excelencia

La estratificación o laminación, estructura de ordenamiento interno, es la disposición de las rocas en cuerpos tabulares o lenticulares, denominados estratos o láminas, según su dimensión vertical o espesor. Generalmente, aunque no siempre, espesores mayores corresponden con estratos constituidos por granulometrías gruesas y delgados por granulometrías finas. Los estratos están separados por planos de debilidad denominados planos de estratificación. Estos planos tienden a estar, paralelos (o subparalelos) con la superficie del depósito y, como el sedimento tiende a rellenar las irregularidades u hondonadas del paleorelieve, los planos principales de la estratificación suelen tender a ser paralelos a la paleo-horizontal. Esta es la estructura por excelencia de las rocas sedimentarias y la presentan también otro tipo de sedimentos como los volcaniclásticos, piroclásticos y volcánicos efusivos, con mayor a menor grado de desarrollo.

Origen de los estratos y planos de estratificación.

Se debe a una o varias causas: (a) interrupciones del depósito, (b) erosión del depósito, (c) un cambio en la naturaleza del depósito.
Cada estrato representa un evento, pues se deposita durante un determinado intervalo de tiempo, ya sea corto (días-minutos-horas), o largo (meses-años-centurias) y se caracteriza por una cierta litología que puede ser uniforme, alternante, homogénea, por cambios gradacionales de sus granos de abajo hacia arriba o, por un determinado arreglo interno de sus granos (imbricación de granos, laminaciones inclinadas, laminaciones contorsionadas, etc.).

Forma y geometria de la estratificación

Las superficies de estratificación en un estrato son la inferior:  base ó muro y la superior: cima o techo. La distancia vertical entre ambos planos es su espesor. La forma de cada estrato puede ser tabular con sus superficies limitantes paralelas ó acuñadas (lenticular). En cada caso los planos de estratificación pueden ser: rectos ó planares, con ondulaciones “regulares”, o bien ser totalmente irregulares, presentar excavaciones o acanalamientos.
El arreglo interno de los estratos puede tener laminaciones (o arreglos de partículas selectas) paralelas entre sí, ya sea paralelamente a la estratificación o diagonalmente a ella (laminación cruzada), o bien no presentar ninguna laminación, ni arreglo interno alguno de granos: estructura masiva.

Los estratos son el resultado de diferentes combinaciones de tamaño, forma, orientación y/o composición de los granos y su grado de empacamiento. Cuando los granos son muy pequeños, los planos de estratificación suelen estar muy cercanos entre sí (escala milimétrica) y la estructura se denomina como laminación. El espesor de los estratos puede ser muy variable, con frecuencia estratos delgados están constituidos por partículas pequeñas y estratos gruesos por partículas de mayor tamaño. Cuando el espesor es de los estratos es menor a 1 cm suelen estar constituidos por partículas muy pequeñas tamaño limo o arcilla y la estructura se denomina como laminación. Si el espesor es entre 1 a 3 cm la estratificación se designa como muy delgada, si es de 3 a 10 cm es delgada, cuando varía entre 10 y 30 cm es estratificación mediana, y oscila entre 30 cm y 1 m se considera gruesa y si es mayor a 1 metro es muy gruesa.

La estratificación no siempre es perfectamente tabular. Esto es, geométricamente las superficies de estratificación no son superficies regulares en virtud de que las condiciones sedimentologicas de aporte - erosión, que permiten el depósito de sedimentos, solo permanecen homogéneas a lo largo de cierta extensión, pero lateralmente cambian en algún momento. Es por ello que los cuerpos de los estratos pueden tener distinta forma, sus bases pueden estar erosionadas o acanaladas, tener rellenos con distinto material en las hondonadas, depresiones o valles y el aporte de sedimentos puede variar sensiblemente de un momento a otro y de un lugar a otro. En la figura inferior se muestran algunas de las posibles formas que pueden presentar los estratos en función de las superficies que los limitan y la nomenclatura para describirlas.

Medición de la estratificación

No obstante la horizontalidad original de los estratos, en virtud a los hundimientos por depósito de capas subsecuentes, levantamientos posteriores y las distintas fuerzas tectónicas que afectan a las secuencias estratificadas, los estratos terminan teniendo orientaciones distintas en el espacio. Esta orientación puede ser medida en términos de: (a) rumbo del estrato o capa ("strike" en inglés), que es la orientación con respecto al norte geográfico de la linea de intersección del plano de estratificación con la horizontal y (b) buzamiento o inclinación de la capa ("dip" en ingles) que es la inclinación con respecto a la horizontal del plano del estrato y, la dirección hacia donde se inclina. 

Las discordancias ("unconformity " en inglés), también llamadas discontinuidades estratigráficas son estructuras sedimentarias de gran escala, que corresponden con superficies de erosión o no depósito, de forma un tanto similar a como suelen ser formados en muchos casos, los planos de estratificación. Pero en ellas el grado de erosión y ausencia de tiempo respectiva es de muy grande escala.
Si la ausencia de tiempo y erosión es relativamente poca son difícilmente detectables, si la erosión y tiempo en que no hubo depósito fue mayor se pueden detectar más fácilmente porque la superficie de erosión es más notoria. Si la escala de erosión y ausencia de tiempo en el registro sedimentario fue tan grande que ocurrieron diversos procesos mientras tanto, tales como deformación, entonces, esta superficie puede poner en contacto rocas sedimentarias plegadas o inclinadas por debajo de la superficie de erosión y rocas horizontales o con otra inclinación de sus estratos por arriba. Superficies de erosión y ausencias de tiempo aún mayores pueden poner en contacto rocas metamorficas e intrusivas erosionadas por debajo de la superficie de erosión con rocas sedimentarias depositadas por arriba de esta superficie que en su momento fue una la superficie del paleorelieve. 

Este es un tema para tratar más exhaustivamente en otra parte, pero que vale la pena mencionar aquí brevemente.

Si quieres saber más sobre esta gran estructura puedes consultar este video (inicia en el segundo 29):

1. Orden o arreglo de la estratificación .    Los siguientes son los principales tipos o arreglos ó estructuras, de la estratificación

1.1. Tipos de estratificación / Laminación .    Los siguientes son los principales tipos o arreglos ó estructuras, de la estratificación

Plano-paralela .- Capas cuyos planos limítrofes inferior y superior son aproximadamente paralelos entre sí y cuya estructura interna, en caso de tener, no es diagonal a la estratificación principal.

Gradada.- Estratos que presentan una gradación vertical en su tamaño de grano. La más emblemática es la gradada normal, en la que los granos se hacen más finos hacia arriba. Se relaciona con la ley Stokes, asumiendo que los granos tienen densidades similares, se presenta como resultado de flujos de determinada velocidad y densidad (numeros de Reynolds), típicamente en las corrientes de turbidez. Es un indicativo para identificar base y cima de un estrato. Gradación inversa, múltiple y simétrica tienen otras explicaciones debido a procesos de flujo y aporte de sedimentos distintos, como es en los casos de flujos de detritos de lahares o de flujos pirocásticos de eventos explosivos y/o a diferencias en las densidades de los granos contenidos en el flujo. 

Estratificación gradada normal en areniscas de una secuencia turbidítica del Grupo Miette, Alberta, Can. tomada de: https://opengeology.org/historicalgeology/tools-of-historical-geology/way-up-structures/  

Estratificación gradada inversa de un depósito de lahar, Montana.  fotografia de: Callan Bentley,
tomada de https://opengeology.org/historicalgeology/tools-of-historical-geology/way-up-structures/ 

Masiva.- Capas homogéneas carentes de estructura interna. Su origen no ha sido del todo bien explicado, se han sugerido eventos intempestivos con depositación súbita o por procesos posdeposicionales en los que el sedimento sufrió liquefacción. 

Laminar .- Es resultado de cambios en las condiciones de flujo-depósito que originan variaciones: en el tamaño de grano o de su composición, en su contenido de arcilla, material orgánico o de microfósiles. Se depositan por el asentamiento de partículas en suspensión, resultando en laminación plano- paralela. Con frecuencia las láminas reflejan cambios estacionales, un tipo particular de ellas formadas en lagos de altas latitudes en zonas frías se denominan varves, donde el depósito de cada par de láminas o varves representa el sedimento depositado en un año. También se puede tener laminación interna que no presenta una estructura plano paralela sino con planos ondulados o cruzados, la que se describe adelante.

Estratificación laminada de depositos lacustres (varves) de un lago glaciar, foto tomada tomada de "LIBERAL Dictionary": https://www.tekportal.net/varve/

Cruzada.-  Capas con arreglo interno de la estratificación o laminación de forma diagonal con respecto a los planos principales en la que la estratificación interna se corta o acuña contra los planos principales. Es de escala militimétrica/centimétrica a decamétrica, en granulometrías tamaño limo a arena y hasta ocasionalmente grava muy fina. Se forma a partir del depósito de sedimentos acarreados en flujos con determinadas características de velocidad, régimen y profundidad del flujo y carga de detritos derivado de ello (Fig. 6.9). Características que cumplen los flujos de viento, algunos flujos fluviales y los producidos por el oleaje. La estratificación o laminación diagonal a la estratificación principal se desarrolla asociada con irregularidades del microrelieve, como dunas, rizaduras ("ripples " en ingles) o montículos ("hummoks" en inglés), producidas por la misma acción del flujo. La orientación de la inclinación de la estratificación/laminación cruzada refleja la dirección de flujo, por lo que de ella se puede inferir si los flujos fueron uni-direccionales (inclinaciones en igual dirección) o bidireccionales (inclinaciones en direcciones opuestas). La concavidad de la estratificacion apunta siempre hacia arriba, por lo que es también una estructura indicadora de la polaridad de estratificación. Este tipo de estratificación muestra muy diversas geometrías o arreglos. Cada arreglo o set se diferencia del otro porque forman conjuntos homogéneos que corresponden con unidades de sedimentación. 

Formación de estratificación cruzada y su erosión en experimento de laboratorio de flujos de arena en agua, video: "Dune migration", tomado de: https://www.youtube.com/watch?v=cJo0fTpJypg (canal de Michael Calzi)

Animación de formación de estratificación cruzada  durante una secuencia sucesiva de eventos con dirección del viento cambiente con el tiempo. Animación popular en internet, tomada de: https://www.youtube.com/watch?v=ZNTDuIFeSL4 (canal youtube de metfan869 de departamento de Ciencias de la Tierra de escuela Hommocks)

Estratificación cruzada en  depósitos fluviales de la Unidad Pozo Hondo, Pue., México. La flecha azul indica la dirección del flujo, la concavidad de la estratificación cruzada apunta hacia la parte superior del estrato.
B. Estratificación ondulada en calizas arenosas de Formación San Juan Raya, Pue., México., sugerente de deposito en zona de oleaje por tormentas. Fotografias de: Cecilia Caballero

 Estratificación cruzada bimodal, en arenque o hueso de pescado ("herringbone " en ingles). Variante particular de la estratificación cruzada, generalmente en granulometría de arena, en la que la estratificación cruzada interna corta abruptamente la estratificación principal y apunta en sentidos opuestos en estratos adyacentes, semejando el esqueleto de un pescado o arenque. El arreglo interno puede ser totalmente recto o ligerament curveado y en ocasiones se pueden observar delgadas láminas o "cortinillas" de lodo sobre las capas inclinadas de arena. Se considera típica de planicies de marea en las que el flujo dominante que produce el deposito cambia periodicamente de dirección.

Estratificación cruzada bipolar o "hueso de pescado" en un canal de marea de la Formación Delmer, Cal., EUA (fuente: Wikipedia).
La concavidad de la estratificación hacia arriba indica que la polaridad del estrato es hacia arriba.

Laminación ondulada (flaser a lenticular).- Es una variante de laminacion cruzada en la que el arreglo interno pocas veces corta la estratificación principal, sino que se observa ondulado. Se desarrolla frecuentemente con intercalaciones o alternacias de láminas de arena o lodo en diferentes proporciones, que se forman asociadas con un microrelieve de rizaduras o montículos con depresiones. Ocurren en conjuntos de 15 a 50 cm de espesor con estratificacion basal ondulada por erosion y planos de estratificación superiores con bioturbación. La alternancia de granulometrías sugiere regímenes de flujo alternantes: periodos de depósito por tracción (relativa alta energía) a depósito por suspención (baja energía), posiblemente asociados con flujos oscilatorios en zonas afectadas por oleaje de tormentes. Segun las granulometrías dominantes reciben distinta nomenclatura específica:
Flaser .- Laminación ondulada en la que la granulometría dominante es de arena con intercalaciones de láminas de lodo.
Lenticular .-  Laminación ondulada en la que la granulometría dominante es de lodo con laminas de arena.
Ondulada .-   Laminación ondulada en la que en la que la proporcion entre laminas de arena y lodo es aproximadamente similar . 

Imbricación de clastos.- Este rasgo geométrico, fuertemente relacionado con la textura de los sedimentos ya fue descrito como un rasgo de la fábrica de las rocas, no obstante se incluye como estructura sedimentaria en virtud de que la información que proporciona su observación y análisis es similar al que proporcionan las estructuras sedimentarias.

1.2. Forma de la estratificación .    

 Las formas de los estratos ("bedforms" en inglés), se definen por la forma que tienen los planos de estratificación que limitan a los estratos. El plano inferior corresponde con la forma o micro-paleorelieve del sustrato al tiempo del depósito, que puede ser de montículos, rizaduras, dunas y antidunas, las cuales son modeladas por el tipo ó régimen de flujo y por el tamaño de grano de los sedimentos que acarrea - deposita. 

Dunas y rizaduras.- Son morfologias de sustratos similares de crestas agudas simétricas o asimétricas, la diferencia entre ambas es la granulometría de sus componentes y su escala. Las rizaduras son más pequeñas, formadas por granos tamaño limo (0.06 mm) a arena media/gruesa (0.7 mm), su tamaño varía de 0.5 a 3 cm de altura y de 5 a 20 cm de longitud de onda. El índice longitud/altura varía de 20 para la arena fina a 8 para la gruesa (es decir a mayor tamaño de grano más alta la rizadura). Las dunas son más grandes, se forman a velocidades de flujo más altas, por lo que el tamaño de grano que las conforman es de arena fina a grava. Su tamaño varía de decenas de cm a decenas de m de altura, con longitudes de onda de decenas a centenas de metros (1 hasta 1000 m). Su índice longitud/altura varía de 5 en arenas finas a 50 en las de sedimentos más gruesos (las dunas más grandes no son proporcionalmente tan altas).
Las crestas de las dunas y rizaduras pueden tener distintas geometrías. Si son simétricas y puntiagudas en perfil, corresponden con un flujo bidireccional o bién, si son asimétricas, la pendiente más suave indica la dirección de barlovento (de donde proviene el flujo) y la pendiente fuerte apunta a sotavento (Fig. 6.9.B.: regimen de flujo bajo). En planta pueden observarse: curveadas, longitudinales, transversales, continuas, discontinuas, en estrella. Todo ello en función de la velocidad, dirección del flujo y el aporte de sedimentos.
Las condiciones hidráulicas para la generación de rizaduras y dunas corresponden regímenes de flujo bajo (números de Froude <~1 y velocidades < 1m/s; Simons y Richardson, 1961). En regímenes de flujo alto, se destruyen las rizaduras y se forman antidunas, como se explica en la Figura 6.9.B y se ve mas detalladamente en tus cursos de Sedimentología ó Dinámica de Procesos Superficiales

Rizaduras en un plano de estratificación superior de calizas arenosas de la Formación Otlaltepec, Pue., México. Fotografia de: Cecilia Caballero

Montículos (hummocks). Son morfologias de sustratos ondulados con montículos y depresiones que suelen presentar laminación / estratificacion odulada, flaser o lenticular. Sus planos de estratificación inferiores son comunmente nítidos y se relacionan con flujos oscilatorios en ambientes marinos someros o incluso lacustres, posiblemente relacionados con oleaje de tormentas o de mareas fuertes. Los planos de estratificación superiores suelen mostrar bioturbación, lo que indica ausencia de deposito por ciertos intervalos de tiempo. 

Formación  de rizaduras, dunas y antidunas, asociadas con estratificación cruzada y, estratificacion plano paralela superior e inferior.
A. Grafica que relaciona estructuras formadas en relación con la velocidad de flujo y tamaño de grano para una determinada profundidad de flujo
B. Tipos de estratificación en régimen de flujo bajo y alto para  granos tamaño arena media:
 la estratificación cruzada iestá nclinada hacia la dirección del flujo en régimen bajo vs inclinada en sentido opuesto en el alto.

2. Estructuras sobre el plano de la estratificación .  

Marcas de corriente ("scour marks" en inglés).- Marcas formadas por erosión del flujo y su posterior relleno que tienen formas alargadas y con una asimetría longitudinal, por lo que indican dirección del flujo. Se forman en sedimentos lodosos que son cubiertos por material arenoso por lo que se conservan en la base de los planos de estratificación de areniscas por lo que también son indicativas de polaridad de estratificación.

Formación de marcas de corriente: turboglifos en areniscas y marcas de media luna en sedimentos arenosos. Las flechas azules indican dirección del flujo

Marcas por objetos ("tool marks" ó "groove casts " en inglés).- Marcas formadas por erosión de los objetos acarreados por las corrientes tienen formas alargadas continuas y discontinuas, a veces asimétricas longitudinalmente, por lo que indican dirección del flujo y a veces su sentido. Son formadas por la erosión de clastos que viajan en corrientes fluviales o por el arrastre de bloques en las glaciales. Se conservan tanto en la base de los estratos (groove casts) como en la cima de ellos (tool marks), por lo que también pueden ser indicativas de la polaridad de la estratificación.

Formación de diferentes marcas por objetos: rebote, impacto, arrastre; rebotes e impactos múltiple; salto y arrastre en chevrón

Marcas por otros agentes.- Formadas principalmente por la acción de la intemperie sobre fondos lodosos, como marcas de lluvia, grietas de desecación y canalillos de escorrentias (rill marks, en inglés) que son posteriormente rellenadas por material más arenoso. Se conservan principalmente en la base de los estratos y en ocasiones tambien en la cima, por lo que pueden indicar polaridad de estratificación. Su conservación es en general muy pobre y es frecuente que se presenten adicionalmente a otras estructuras, como rizadauras. Otra estructura de este tipo son las huellas de cristales, por ejemplo de sal, que se precipita en fondos de lodosos o de lodo calcáreo, en condiciones de evaporación y que posteriormente es disuelta quedando una marca que es rellenada por material de granulometría de arena

Formación de marcas por distintos agentes: gotas de lluvia, grietas de desecación y huellas de cristales

Canales y estructuras de erosión.- Estructuras que en sección vertical se observan con forma de U o forma de V que corta la estratificación o laminación previa, corresponden con canales de erosión excavados por corrientes o flujos de masas rellenados por el material que corrió a lo largo de ellos. Pueden tener unos cuantos centímetros de profundidad a varis metros. Es posibe delinear su longitud.   También se pueden presentar estructuras de erosión y relleno menores de unos pocos centímetros a metros, cuyos ejes corresponden con la direccion de la pendiente, es frecuente encontrarlas en sedimentos arenosos, su origen se considera fluvial.