TEMA 1: CONCEPTO ESTRATIGRAFIA. PRINCIPIOS NFUNDAMENTALES

INTRODUCCIÓN: definiciones

ESTRATIGRAFÍA: es la parte de la geología que estudia las rocas estratificadas. Es la ciencia de los estratos, por ello trat de la sucesión y relaciones temporales de los estratos, de su forma y disposición, composición litológica, contenido fósil, caracteres geofísicos y geoquímicos y de su disposición geográfica y organización secuencial.

El primero en hablar de ella fue Grabau en 1913: “la estratigrafía es la parte inorgánica del registro fósil”.

ESTRATIFICACIÓN: presencia colectiva de estratos en una serie sedimentaria, cada uno de los cuales está separado por unas superficies bien marcadas.

ESTRATO: cuerpo de roca sedimentaria (o piroclástica), de litología normalmente homogénea o gradacional, dipositado de una manera continua y separado de las unidades litológicas adyacentes por superficies que pueden ser un cambio brusco de composición, sedimentario o de erosión.

SUPERFICIES DE ESTRATIFICACIÓN: son líneas de tiempo que representan una unidad genética. Ejemplo:

Color gris: sedimento marino “sucio”, donde desemboca un rio. Blanquinoso: sedimentación cabornatada. No sedimenta en ambientes fluviales.

Pueden faltar por: Momentos de no sedimentación Cambios en las condiciones de la misma Superficie de erosión

PRINCIPIO DE LA SUPERPOSICIÓN DE ESTRATOS

Principio de superposición (Steno, S.XVII y Hutton, S.XVIII): El Principio de Superposición, afirma que existe una relación temporal entre los estratos y que los estratos más modernos son los que se sitúan más arriba. Este principio se aplica a todos los procesos, rocas de todo tipo, tectónica, etcétera.

Este principio es perfeccionado por Hutton, marcando las excepciones que no cumplen esa relación espacio espacio-temporal:

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En el caso de las terrazas fluviales:hhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhhh

Depósitos de corrientes de turbidez: Suponen una herencia de materiales. Por ejemplo, por alguna causa, los materiales de un talud caen al fondo y se encajan.

Estratos que estén afectados por procesos tectónicos, como por ejemplo, series invertidas.

Paleorelieves: En este caso tampoco se cumple el principio de superposición de estratos, ya que aparecen materiales a la misma altura pero presentan distinta edad.

Series condensadas. Existe pocos sedimentos representando grandes espacios de tiempo, lo que lleva la mezcla.

PRINCIPIO DE LA HORIZONTALIDAD ORIGINAL

Los sedimentos al depositarse, se disponen horizontalmente. Existen algunas excepciones como es el caso de:

Progradaciones. Pendientes deposicionales.

Ejemplo: las dunas de las playa. Esteno trabajaba en la cuenca de país, vagamente afectada por tectónica.

PRINCIPIO DE LA CONTINUIDAD LATERAL

Según Esteno, las secuencias sedimentarias pueden seguir lateralmente a causa de la horizontalidad de los estratos, supuesta en el principio anterior. Los depósitos sedimentarios se expanden en las tres direcciones del espacio y no son infinitos, sino que van disminuyendo de espesor hasta desaparecer (ejemplo al final de una cuenca)

ACTUALISMO Y UNIFORMISMO

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El actualismo y el uniformismo fueron enunciados por Hutton en el siglo XVIII y resaltado en el S. XIX. Sostiene que los fenómenos y procesos actuales, son los mismos que han actuado durante los procesos geológicos y producen los mismos efectos que produjeron en el pasado.

El uniformismo mantiene que las leyes y los procesos naturales que rigen esas leyes han sido uniformes a lo largo del tiempo geológico. En el uniformismo hay que tener en cuenta una serie de excepciones:

La cobertera vegetal no ha sido siempre la misma. La duración de los días no ha sido siempre igual.

La gravedad tampoco ha sido la misma, ni tampoco la polaridad.

El actualismo: los acontecimientos geológicos del pasado pueden ser explicados de acuerdo con los fenómenos y las fuerzas observadas actualmente.

PRINCIPIO DE SUCESIÓN FAUNÍSTICA

(Smith, S.XVIII-XIX): Una capa o conjunto de capas pueden ser identificadas a partir de su contenido biológico, es decir, aquellas capas que contienen los mismos fósiles, serían de la misma edad. Este principio no es del todo estricto, ya que presenta problemas de tipo evolutivo, es decir, un grupo fósil puede haberse originado inicialmente en un lugar y con posterioridad extenderse a otras áreas, con lo cual los sedimentos no se corresponden temporalmente. También pueden existir unas condiciones de fosilización adecuadas en un punto y no en otro.

PRINCIPIO FRAGMENTOS INCLUIDOS

Cuando un canto se encuentra incluido en otro, es más antiguo que el que lo engloba. Existen una serie de excepciones:

Por diagénesis. Paleokarst.

-Ley de Walter: Las litofacies se ordenan en la vertical y horizontal de forma simultánea. Las facies yuxtapuestas, deben ser reconocidas superpuestas, o la sucesión de facies en la vertical es la misma en la horizontal.

Esta ley no se cumple cuando existen anomalías tectónicas locales: grabens, horsts, ...

Isocronía de Cambios de tendencia: En una cuenca sedimentaria cualquier cambio de tendencia se observa en toda ella o en una parte importante de la misma.Si existe un cambio de tendencia o polaridad es isócrono a escala geológica. El cambio de tendencia

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en una transgresión marina, sería una regresión. Polaridad, cambio de la sedimentación. Este principio, no se cumple para el caso de tectónica sinsedimentaria.

ESTABLECIMIENTO DE UNA SERIE ESTRATIGRÁFICA LOCAL

Se estudia la disposición de los estratos, la herramienta más utilizada para delimitar las unidades estratigráficas es la barra de Jacobs.

Sección estratigráfica: es la expresión gráfica a escala de las unidades estratigráficas. Se han de correlacionar las secciones estratigráficas. Estableceremos una escala absoluta de tiempo: Criterios absolutos (fósiles) y criterios relativos (relaciona la columna con la medida y estratigrafía y la columna temporal de estratificación con periodos sin sedimentación.

TEMA 2: COMO SE FORMAN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

FORMACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Definición roca sedimentaria: roca exógena producto de la acumulación de partículas fragmentarias (minerales, rocas orgánicas), o del depósito de precipitaciones químicas y bioquímicas.

1. PROCEDENCIA

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Debemos tener en cuenta: localización, clima, composición litológica, relieve, meteorización (antes de ser erosionado) y ambiente tectónico.

Roca madre: roca a partir de la cual se forma.

Área fuente: ubicación de la roca madre, carácter paleogeográfico. Un área a partir de la cuál provienen los sedimentos y que tienen una composición relacionada con la roca madre.

La litología será fundamental para esta roca madre: litología, relieve, clima y tiempo. Tiempo corto, poca meteorización. Ejemplo: abanicos aluviales, (área fuente la zona de recarga hidrológica), Cuenca de Aquitania ( areas fuentes del cretácico, macizo del Ebro se deduce a partir de paleocorrientes y estructuras existentes.

2. METEORIZACIÓN

La meteorización es la desintegración y descomposición de una roca en la superficie terrestre o próxima a ella como consecuencia de su exposición a los agentes atmosféricos, con la participación de agentes biológicos.

También puede definirse como la descomposición de la roca, en su lugar; sería un proceso estático por el cual la roca se rompe en pequeños fragmentos, se disuelve, se descompone, se forman nuevos minerales. Se posibilita así la remoción y el transporte de detritus en la etapa siguiente que vendría a ser la erosión. La meteorización entonces, al reducir la consistencia de las masas pétreas, abre el camino a la erosión.

Pero como la meteorización está íntegramente relacionada con los minerales, esta posee ciertas características que la hacen más o menos resistente al proceso de meteorización o alteración de allí la importancia que tiene la serie de Goldich, debido a que esta nos permitirá determinar dicha resistencia.

- FÍSICA

Produce desintegración o ruptura en la roca, sin afectar a su composición química o mineralógica. En estos procesos la roca se va haciendo, es decir, se va disgregando en materiales de menor tamaño y ello facilita el proceso de erosión o remoción posterior. Las rocas no cambian sus características químicas pero sí las físicas. La causa es la adaptación a las condiciones ambientales (agua, calor, sal...). Los agentes que la provocan son:

-La descompresión: es uno de los procesos más importantes de la meteorización. Las rocas, al instalarse en la superficie, pierden la presión a la que estaban sometidas y tienden a dilatarse. A causa de esta dilatación comienzan a experimentar la formación de grietas con lo que se forman losas horizontales.

-Termoclastia: es la fisura de las rocas aflorantes como consecuencia de la diferencia de temperatura entre interior y superficie.

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La diferencia térmica día-noche es la causa: durante el día, al calentarse, la roca se dilata; sin embargo, por la noche, al enfriarse, se contrae. Al cabo de un tiempo acaba rompiéndose.

Este tipo de meteorización es importante en climas extremados con gran oscilación térmica entre el día y la noche (como el desierto)

-Gelifracción: es la rotura de las rocas aflorantes a causa de la presión que ejercen sobre ellas los cristales de hielo. El agua, al congelarse, aumenta su volumen en un 9%. Si se encuentra en el interior de las rocas, ejerce una gran presión sobre las paredes internas que acaba, tras las repetición, por fragmentarlas. Este tipo de meteorización es importante en climas húmedos y con repetidas alternancias hielo-deshielo (+0 ºC/-0 ºC), como los montañosos.

-Haloclastia: es la rotura de las rocas por la acción de la sal. En determinados ambientes hay una gran presencia de sal. Esto es en los ambientes áridos, ya que las lluvias lavan el suelo llevándose consigo la sal. La sal, se incrusta en los poros y fisuras de las rocas, y, al recristalizar y aumentar de volumen, aumenta la presión que ejercen sobre las paredes internas (similar a la gelifracción) con lo que se puede ocasionar la ruptura. El resultado son rocas muy angulosas y de menor tamaño, lo que generalmente da lugar a los procesos de erosión.

QUÍMICA

Produce una transformación química de la roca provocando la pérdida de coherencia y alteración de la roca. Los procesos más importantes son los atmosféricos, el vapor de agua, el oxígeno y el dióxido de carbono que están implicados en:

1. Oxidación Al reaccionar algunos minerales con el oxígeno atmosférico.

2. Disolución Importante en minerales solubles como cloruros, nitratos, en rocas calcáreas y en el modelado karstico.

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3. Carbonatación Se produce al combinar el dióxido de carbono con ciertos minerales como el carbonato de calcio que se transforma en bicarbonato el primero es insoluble al agua pero el segundo no lo es, por lo que es arrastrado por ella.

4. Hidratación Por la que el agua es incorporada a la estructura de algunos minerales aumentando de volumen como el sulfato de calcio hidratado. Este proceso es fácil de ver, por ejemplo, mezclando anhidrita con agua, lo que produce una reacción exotérmica (desprende calor) al transformarse en yeso (sulfato de calcio hidratado).

5. Hidrólisis Es la rotura en la estructura de algunos minerales por la acción de los iones de H+ y OH- de agua, fundamentalmente en la meteorización del feldespato, que se transforma en arcillas y del granito que puede llegar a la caolinización (transformarse en arcillas, especialmente en caolín).

6. La acción de los ácidos orgánicos procedentes de la descomposición de materiales biológicos en el suelo.

BIOLÓGICA

Algunos seres vivos contribuyen a transformar las rocas. Así, las raíces de las plantas se introducen entre las grietas actuando de cuñas. Al mismo tiempo segregan sustancias que alteran químicamente las rocas, como puede verse en la imagen: la decoloración de la pared por la acción de los ácidos (carbónico y de otros tipos) nos muestra claramente este proceso. También algunos animales, como las lombrices de tierra, las hormigas, los topos, etc., favorecen la alteración in situ de las rocas en la superficie. A ese tipo de alteración, a veces química, que realizan los seres vivos la llamamos meteorizacion externa.

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FACTORES QUE CONTROLAN LA VELOCIDAD DE METEORIZACIÓN

LENTA RÁPIDA

Propiedades roca madre

Solubilidad del mineral en agua

BAJA(cuarzo)

MODERADA(feldespatos)

ALTA(calcita)

Estructura de la roca

MACIZA ALGUNAS ZONAS DE DEBILIDAD

MUY FRACTURA O LAMINADA

Clima

pluviometria BAJA MODERADA ALTAtemperatura FRÍA TEMPERADA CÁLIDAPresencia o ausencia de vegetación y organismos

Contenido orgánico BAJO MODERADO ALTATiempo de exposición

POCO MODERADO PROLONGADO

Importancia de las fracturas: cuanto mayor es la fracturación mayor es la velocidad de meteorización.

CONDICIONES EN LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

Temperatura baja Presión baja Mucha agua (ácida PH 3-6) Presencia de vida O2 abundante

CONDICIONES EN ZONAS PROFUNDAS

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Temperatura alta Presión alta Agua más neutra o alcalina (PH 6-10), con concentraciones altas de sólidos

diluidos Ausencia de vida Poco O2

ACTIVIDAD BIOLÓGICA

Características:

Trencament pels arrels 1 arrel de 1cm de grosor y un metro de largo puede levantar hasta 40 toneladas. Evolución de la meteorización: gelifracción aumentan fisuras las raíces se

meten en las fisuras y aumenta más la fracturación.

METEORIZACIÓN QUÍMICA

Crea reacciones químicas, comporta reacciones químicas muy variadas, liberando en muchos casos CO2.

Los constituyentes de las rocas pueden quedar liberados o convertirse en minerales nuevos.

El principal agente de la meteorización es el agua. Los procesos químicos más importantes:

Disolución Oxidación Hidrólosis

Regolito: formación de material rocoso fragmentario, incoherente y de carácter granulométrico muy variado que recubre, como un manto, un sustrato más coherente y duro (bed rock); se forma en lugares muy variados, generalmente en regiones áridas y semiáridas con pocas transformaciones en relación con la roca madre (por consiguiente, no puede ser considerada como suelo). Según su procedencia de los materiales puede ser autóctona o alóctona.

Se dan más en zonas tropicales y zonas muy lluviosas. En las zonas de bajas latitudes hay poca alteración:

Mucha vegetación+mucha agua= +meteorización

Ártico= menos regolito

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ORDEN DE ESTABILIDAD DE LOS MINERALES EN FRENTE DE LA METEORIZACIÓN: SERIE DE GOLDICH

Los minerales formados en el interior de la tierra no son estables en condiciones superficiales. La estabilidad de los minerales es en general en orden inverso de la serie de Bowen)

El CO2 influye en la meteorización y el clima: cuando las rocas se meteorizan, el clima y la litosfera interactúan.

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OLIVINA

PIROXENO

AMFÍBOLS

BIOTITAK-FELDESPATS

MOSCOVITA

CUARZO

CA-RICH PLAGIOCLASA

NA-RICH PLAGIOCLASA

(Least susceptible to): weathering)

(cicle “the climate system”)

La variabilidad en dióxido de carbono comporta una correspondiente variabilidad en la taxa de meteorización. Aportación CO2:

Volcanes Meteorización

Elementos en disolución, de menos a más soluble:

Fe3+ y Al3+ quedan invariablemente en fase sólida. Si4+, Mg2+ y Ca2+ se disuelven o quedan en fase sólida. Na+, K+, Cl- y SO4

2- casi siempre acaban en solución.

METEORIZACIÓN QUÍMICA: PROCESOS

Disolución: el mineral se disuelve con agua. Oxidación: el mineral reacciona con el agua Hidrólosis: el mineral reacciona con el agua

Meteorización carbonatos: muy solubles en agua (especialmente cuando hay presencia de algún ácido). Ca2+ y Mg2+ en solución.

H2CO3 + Ca2+ +2(HCO3) 2CO2 + 2H2O + CaCOa

Los iones de bicarbonato aceleran la meteorización

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Ácido carbonic

Iones de calcio en solución

Dióxido de carbono

agua Precipitado calcita

H2O CO2

H2CO3

H2CO3

HCO3- H+

rain water

carbonicoacid

CALCITA

OXIDACIÓN

2Fe + 3/2 O2 = Fe2O3 (hematites)

4 Fe S2 + 15 O2 + 10 H2O 4Fe OOH + 16 H + 8 SO4

Fe2 soluble y Fe3 precipita Iron pyroxene dissolves to realease silica and ferrous iron solution Ferrous iron is oxidized by oxigen molecules to form ferric.

4Fe Si O3 + O2 2 Fe2 O3 + 4Si O2

HIDROLOSI

La meteorización de los feldespatos ( o otras silicatos) utiliza ácido carbónico que reduce el nivel de dióxido de carboni CO2 en la atmósfera.

A K Al Si3O8 + 2 H2CO3 + 9H2O 2K+ + Al2si2O5 (OH)4+ 2HCO3-+4H4SiO4

FELDESPATOS AC.CARBÓNICO AGUA IONES ARCILLA BICARBONATO AC.SILICIO

BALANCE DE CONVERSIÓN DE UNA ROCA ÍGNEA EN SEDIMENTOS

Ca Si O3+2CO2 + 3H2O Ca2++2HCO3- + Si COHS4

RESUMEN

El oxigeno es necesario por reacciones de oxidación CO2 indispensable por la hidrolosis

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pirita limonita Solución

1 Kg ROCA ÍGNEA

79 g CALIZA

122 g ARENISCA

805 g PELITAS

Fe3+ y Al3+ casi invariablemente quedan en fase sólida Si4+, Mg2+ y Ca2+ se disuelven o quedan en fase sólida Na+, K+, Cl-, SO4

2 casi siempre se disuelve La meteorización en clima árido deja cationes (+) (por lo tanto no se producirá

hidrolosis) ,, ,, ,, cálido provoca disolución de cationes

PRODUCTOS DE LA METEORIZACIÓN

Destrucción de muchos o todos los minerales preexistentes Producción de residuos enriquecidos en cuarzo como arena Producción de nuevos minerales que contienen Al3+ y Fe3+. Dependiendo del

clima pueden contener (Si4+, Mg2+, Ca2+) Eliminación de algunos o todos: Na+, K+, Mg2+, Ca2+, Si4+ en solución Producción H2O subterránea rica en bicarbonato HCO3

-

Por la oxidación de la pirita, producción de soluciones ácidas y óxidos de Fe. En ambientes áridos, producción de calcita. Producción de caliche: se forma en ambiente árido donde llueve poco y mucha

evaporación. Es carbonato de calcio que se deposita en medio del sedimento. Se

puede acumular en forma de crosta o nódulos disueltos por el sedimento.

Caliche: crota calcárea, más o menos cimentada, características de los suelos de las zonas áridas y semiáridas, que forma una o diversas capas en el horizonte cálcico de los suelos calcareos donde la evaporación excede la precipitación, y la roca madre puede ser carbonática o no; a veces tiene accesoriamente algunas formaciones silicio y la

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Silicatos que contienen Fe

Olivno Piroxeno Anfíbol biotita

Minerales de arcilla Óxidos de Fe (hematites) Iones Mg2+

MINERAL ORIGINAL PRODUCTO METEORIZACIÓN

FELDESPATO Minerales de arcilla: K+, Na+, Ca2+

CUARZO CUARZO

MOSCOVITA Minerales de arcilla

CALCITA Iones Ca2+

estratificación presenta algunas irregularidades, como las estructuras de tepee de medios lacustres.

TRANSPORTE

Transporte que los agentes geológicos hacen sobre los residuos procedentes de la disgregación de rocas preexistentes o de cualquier material todavía no consolidado.

Residuo rico en Fe y Al y pierde otros elementos. Zonas sometidas a una meteorización. Mobilidad de los iones:

Ca>Na>Mg>K>Si>Fe>Al

Depósitos residuales: lateritas

40%-50% óxido Fe 20%-25% óxido Al Necesitan para su formación: a) meteorización química prolongada b) poco

relieve c) roca madre con contenido en Fe.

Depósitos residuales: bauxitas

Mezcla de óxidos y hidróxidos de Al Producto final de la meteorización química de los feldespatos y feldespatoides,

hidrólosis de los minerales arcillosos Condiciones ambientales cálidas y húmedas y con mucha humedad y gran

actividad biológica

Son zonas no deformadas desde el Paleozoico. No han formado relieve, no han estado sometidas a mucha actividad física pero si meteorización química.

Definición: roca sedimentaria residual, rica en hidratos de aluminio, resultante de la meteorización de los feldespatos y feldespatoides bajo unas condiciones ambientales cálidas y húmedas; mezcla de óxidos y hidróxidos de aluminio.

Relación entre la evolución de la meteorización química y el enriquecimiento relativo de los minerales

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Silicatos de Al

kaolin

lluvia Hidratos Al Hidratos Fe SiO2

LATERITA

Acumulación geodas de Fe y Al

BAUXITA

Diposición

Depósito original para cualquier proceso geológico. Hay una serie de procesos que se caracterizan aquella fase en la que el sedimento, después de un transporte más o menos largo, se deposita en un determinado ambiente.

1. Las rocas terrígenas se forman por la diposición de fragmentos transportados en estado sólido

2. Las rocas no terrígenas ( químicas o bioquímicas) lo hacen a partir del material transportado en disolución o generado por procesos orgánicos.

DIAGÉNESIS

Engloba un conjunto de cambios químico-físico que experimentan todos los sedimentos desde que se dipositan hasta que se forman en una roca coherente. Son reacciones minerales provocadas, mayoritariamente por fluidos que circulan por los intersticios de los sedimentos. Mitjançant:

Presión Compactación Pérdida de agua Cimentación Calentamiento geotérmico Reordenación de partículas minerales

Principales procesos diagenéticos:

Compactación Cimentación Disolución Recristalización Reemplazamiento

Compactación

La porosidad, los espacios vacios pierden volumen Se forman contactos suturados y estilòtis Procesos de disolución por presión

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Hidrolosis

Transporte solución

de silicatos

Los minerales de la arcilla se orientan de manera paralela Expulsión de H2O

La arcilla, con el entierro pierde enormemente su porosidad. En el momento de la diposición tienen muchos filosilicatos desordenados. Con el apilamiento se vuelven impermeables.

Cimentación

Crecimiento de especies minerales en los poros a partir de los fluidos circulantes.

Los cementos más habituales son: calcita, sílice y minerales de la arcilla.

Definición: proceso de diagénesis que transforma un sedimento incoherente en una roca compacta endurecida por deposición in situ de minerales (calcita, sílice, etc.) en los intersticios del material sedimentario suelto, que se suelda. Puede ser durante la sedimentación o posterior. (la autigénesis -formación de minerales dentro de la roca o sedimento, ya sea por sustitución, recristalización o sobrecrecimiento- y el crecimiento secundario pueden formar parte de este proceso)

Estilolitos: conjunto de estructuras de deformación originadas en la interfície de dos estratos homogéneos paralelos (o también en las diaclasis, superficies de fractura), causadas por fenómenos de presión por disolución (pressure-solution), en forma de columnas pequeñas (1mm-30cm de largas), que se interpretan alternativamente en sentidos opuestos; el contacto, visto en sección normal a la estratificación, contiene frecuentemente una película oscura, cosa que recuerda la sutura de los huesos craneales. Las rocas son generalmente calcáreas, más raramente son gresos (areniscas en castellano), sílex o, más raramente todavía, llicorelles (pizarras de origen arcilloso con cierta proporción de limo y arena fina) y rocas ígeneas. También se constata estadísticamente que los ejes de los estilolitos mantienen una dirección independiente de la superficie de contacto estilolítico, la cual es paralela a la dirección del acortamiento ; hay de normales y oblicuos.

LITIFICACIÓN DE LOS SEDIMENTOS

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Definición: transformación de una roca incoherente en una roca sedimentaria consolidada por cimentación y compactación.

Disolución

Se crea porosidad secundaria Se disuelven granos en el esqueleto, matriz o los cementos formados Afecta a materiales carbonáticos y feldespáticos

Definición: proceso por el cual una roca, un mineral (el soluto) se dispersa por efecto de otra sustancia, generalmente un líquido (el disolvente), y da un sistema homogéneo o una solución, el cual tiene forma iónica, molecular o coloidal.

Recristalización

Aparecen nuevos cristales de la misma composición pero diferente medida o forma: transformación de aragonita en calcita.

Reemplazamiento

Cambio mineralógico entre un mineral nuevo y el mineral reemplazado Se conservan texturas de los grandes o cementos que se transforman:

dolomización, silicificación, ferruginització y glauconització

La calcita se reemplaza por la dolomita: el Mg tiene el radio iónico menor, disminuye el volumen y aumenta la porosidad y la circulación de fluidos.

Diagénesis de las areniscas

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Durante la diagénesis, las areniscas sufren cambios tanto en sus propiedades físicas y químicas como texturales y mineralógicas.

Los cambios físicos producen cambios en la densidad del sedimento por medio de la compactación a través del empaquetamiento de los granos, lo que resulta en pérdida de porosidad, pero solo en un bajo porcentaje.

Los cambios químicos son mucho más importantes que los cambios físicos en la alteración de las características de las areniscas después del depósito. Estos cambios físicos producen cementación y litificación de los sedimentos, lo que resulta principalmente de la precipitación de los agentes “pegadores” o la soldadura química de los granos detríticos.

Los cementos pueden ser de procedencia interna ( disolución por presión, mayoritariamente) o externa.

Ambiente diagenético

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Se define en general:

Por presiones que oscilan 1bar-1Kb Por un rango de temperatura 0º-200ºC, pudiendo llegar a 300ºC. Esto

correspondería a un enterramiento 10-15 Km.

Choquette y Pray (1970) dividen en 3 la diagénesis:

Eodiagènesi Mesodiagènesi Telodiagènesi

ANEXO

Fairbridge (1967):

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Sindiagènesi: primera fase de la diagénesi que comienza en el mismo momento en que las partículas sedimentarias atenyen el fons; el sedimento se caracteriza por la presencia de aguas residuales o juveniles en los intersticios del depósito expulsadas muy lentamente. Se pueden distinguir dos etapas: uno inicial, controlado por el quimismo del agua superyacente, que es el más superficial y oxidante, y contiene materia orgánica que forneix nutrientes a los organismos excavadores (endofauna); y otro por debajo del anterior, llamado estadio de enterramiento, controlado por las aguas residuales, modificadas químicamente por las bacterias y otros organismos. Es una zona donde dominan las bacterias reductoras, donde se inicia la litificación y la autigénesis y singenética. La profundidad va entre 0-100m.

Anadiagènesi: fase caracterizada por la compactación y la maduración del sedimento carbonático, durante la cual los sedimentos se litifican, los poros se llenan por autogénesis y, consecuentemente, se reduce la porosidad y la permeabilidad. Químicamente es un estadio de deshidratación: las aguas juveniles (hidrocarburos, etc.) son expelidas progresivamente de los niveles más bajos del depósito y en sentido ascendente hacia la cara externa del sedimento, siguiendo el cabussament de la cuenca. Los límites de profundidad van desde el límite de la sindiagénesis hasta a los 10.000 m, y las temperaturas que oscilan entre 100 y 200ºC.

Epidiagènesi: fase caracterizada por ser emergente y porque el sedimento está bajo el efecto de la meteorización y está afectado por las aguas meteóricas descendentes; los cambios diagenéticos son el resultado de la oxidación, la meteorización, la alteración catamórfica, y están asociados con la mineralización autigénica específica

EODIAGÉNESIS

Cambios diagenéticos que tienen lugar cerca de la superficie de sedimentación y donde las soluciones intersticiales o porales están todavía con comunicación con la masa de agua soprayacente.

El sistema es abierto y los fluidos circulan con libertad a através de los poros de la roca y se intercambian con las aguas marinas o dulces de la superficie.

La edoigénesis abarca las reacciones que tienen lugar desde el momento en que el sedimento se deposita hasta que abandona esta zona o este entorno de los 75ºC y unos 1700m de profundidad.

Los procesos que tienen lugar en sedimentos siliciclásticos están dominados por:

La disolución relativamente rápida de los componentes inestables La reacción de estos componentes dando lugar a la formación de minerales

características. Suele durar entre 1000 y 10.000 años.

MESODIAGÉNESIS

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Mesodiagénesis o enterramiento profundo: abarca todas las reacciones que se dan a mayor profundidad hasta el límite del metamorfismo.

Fase de compactación: Los fluidos cambian por enterramiento y las aguas tienen tendencia a ir hacia arriba.

Es una fase cerrada: los sedimentos se quedan muchas veces en esta etapa la casi totalidad de su historia diagénetica.

Los efectos más pronunciados se dan en donde los componentes inestables han superado su paso por la eodiegénesis.

Las modificaciones en esta etapa están generalmente restringidas a:

Precipitación y disolución de fases minerales autigénicas (momento en que se forman los cementos)

Disolución por presión Recristalización Reemplazamiento

La temperatura añade energía al sistema y eso hace que:

Se rebajen las barreras geoquímicas Se incrementen las velocidades de reacción La migración de fluido intersticial transporta grandes cantidades de soluto

provocando grandes cambios diagenéticos a escala regional.

Esta etapa suele durar entre 10 y 100 millones de año (mucho más tiempo que la etapa de eodiagénesis).

Puede afectar a una zona muy amplia (ejemplo: dolomización de las dolomías)

Ejemplo: gres formado por granos de cuarzo. Precipita la sílice, pero la extinción es a la vez (cemento sintaxial).

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TELODIAGÉNESIS

Incluye los procesos que tienen lugar desde el final de la mesodiagénesis hasta la meteorización con los procesos de la cual se solapan.

Se da cuando la circulación renovada de las aguas meteóricas, debido a la erosión o emersión, se generaliza.

Se produce la alteración de los minerales tanto detríticos como autigénicos, formados normalmente en condiciones muy diferentes y que pueden provocar por tanto la destrucción total de la roca.

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Si no tienen agua no cambian ( ni se expanden ni se contraen.

Si tienen agua cambian. La expansión-contración puede traer problemas en la construcción de carreteras, por ejemplo

PROCEDENCIA, TRANSPORTE, DEPOSICIÓN Y DIAGÉNESIS

Los procesos sedimentarios originan una transferencia de masa desde la área fuente hasta la cuenca sedimentaria.

Cuenca sedimentaria: depresión de la corteza terrestre, de forma indeterminada (ovalada, alargada) y de dimensiones muy variables ( de unos pocos a miles de kilómetros cuadrados), dentro o al margen de un continente, en las depresiones y fosas marinas; la cual es, o ha sido, un lugar de sedimentación actual o antigua favorecida por la subsidencia, donde se depositan series sedimentarias muy potentes, y productos volcánicos.

Se necesita un aporte de energía externa. Las 4 fases representan el currículum de una parte de las rocas sedimentarias, pudiéndose repetir varias veces. La influencia de las 4 fases no tiene la misma importancia en todas las rocas.

Por ejemplo en una roca salina el transporte no tiene importancia (es más precipitación).

TIPOS DE SEDIMENTO

1) Sedimentos de primer ciclo:

Proceden directamente de una roca ígnea o metamórfica Solamente han sufrido un único proceso de erosión, transporte y sedimentación

2) Sedimentos de segundo, tercer….ciclo:

Proceden de rocas sedimentarias pre-existentes Habrán pasado por varios ciclos Ricos en cuarzo, es el componente más estable.

FACTORES QUE CONTROLAN LA SEDIMENTACIÓN

Acomodación: cantidad de espacio disponible para la acumulación de sedimento.

Factores de control:

1. Cambios eustáticos del nivel del mar . Eutatismo: variaciones globales del nivel del mar medidas en relación al centro de la Tierra y causadas por los cambios de la cantidad de agua marina i/o el volumen de las cuencas oceánicas.

2. Tasas de subsidencia . Subsidencia: hundimiento local o regional progresivo, más o menos regular del fondo de una cuenca sedimentaria, marina o continental que permite la acumulación muy grande de sedimentos

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Subsidencia

Hay diversos tipos de subsidencia, por:

Compactación Enfriamiento Sobrecarga de agua Sobrecarga sedimentaria Tectónica

La tasa de subsidencia se calcula a partir de 3 valores:

1. Potencia de los materiales2. Diferencias batimétricas entre el inicio y el final del sedimento3. Tiempo

Si los aportes y la subsidencia quedan compensados la batimetría siempre será la misma.

Los principales responsables de la formación de cuencas sedimentarias:

1. Extensión de la corteza2. Contracción térmica por enfriamiento de la corteza3. Deformación flexible y elástica por carga

SUBSIDENCIA ISOSTÁTICA ACOMPAÑA LA ACUMULACIÓN DE SEDIMENTOS

Cuenca marina

24Para tener 4000m necesito añadir 7000m

de sedimentos

TEMA 3: CONSTITUYENTES FUNDAMENTALES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Y PROPIEDADES FUNDAMENTALES

CONSTITUYENTES FUNDAMENTALES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

1) componentes terrígenos: se han generado por la disgregación y la fragmentación de rocas pre-existentes generalmente expuestas en una área continental, y transportadas a la cuenca de sedimentación como partículas simples.

2) Componentes aloquímico: se originan por precipitación química o secreción orgánica, directamente en la cuenca de sedimentación, dentro de la cual pueden ser movidos y acumulados. Tiene lugar dentro de la misma cuenca, no van más allá.

3) Componentes ortoquímicos: verdaderos precipitados químicos que se han producido en el interior del mismo sedimento y no ha sufrido transporte.

CONSTITUYENTES TEXTURALES

Textura: relación entre los minerales constituyentes ( y con la materia vítria) de una roca endógena, o sedimentaria, la cual está definida por la cristalinidad, la granulosidad y las relaciones de contacto entre los granos.(definición diccionario geologia). Textura es la interrelación de las partículas individuales de la roca y depende en parte de la composición (tipo de partículas y sus propiedades) y en parte del arreglo mutuo de las partículas, puede ser textura clástica o cristalina.

Textura: (definición de clase) es el conjunto de características geométricas de cada uno de los elementos que las integran, así como la relación entre ellos, tanto cuantitativamente como espacial.

Componentes

Esqueleto granular Matriz cemento

Ordenados

25muy bien bien moderadamente

26

mal ordenados muy mal ordenados

27

Clasificación hecha en clase

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Soporte matriz/barro Pelítico

Granos y porosGranos y matriz

Granos y cemento

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30

31

Temperatura

Àreas de deposición actual de carbonatos.

Luz y profundidad

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TROPIC

TEMPERATE OCEANS

HACIA LA COSTA

TRANSPORTE HACIA LA CUENCA

fábrica de carbonato de submareales consecuencias de

plancton calcáreo

Zona de oscilación del mar que siempre está cubierta de mar muy agitado, con mucha producción de carbonato (ejemplo: Golfo Pérsico)

Rico en carbonato por las conchas de los que mueren y

lo que es arrastrado hacia abajo

Profundidad

Ca CO3 precipita en aguas cálidas y somas pero aumenta la solubilidad en aguas profundas y frias.

CCD (carbonate compresation depth): varia de un oceáno a otro:

4000 m Atlántico 500-1500m Pacífico

Lisoclina: es la profundidad por debajo de la cual la mayor parte de los carbonatos de los sedimentos del suelo oceánico se disuelven. En este nivel sólo se quedan sin disolver los carbonatos más resistentes, como los foraminíferos calcáreos, por lo que en los sedimentos todavía hay restos de carbonatos. Existe un segundo nivel, el llamado "nivel de compensación de la calcita" o "profundidad de compensación de la calcita" (NCC/PCC, o CCD: del inglés Calcite Compensation Depth), más profundo, por debajo del cual la totalidad de los carbonatos se disuelven.

Por lo general, en la actualidad la lisoclina se encuentra entre los 3.000 y 5.000 metros de profundidad, cifra similar a la media de profundidad de los océanos. La lisoclina puede variar atendiendo a múltiples factores, entre los que se encuentran la concentración de CO2, el nivel de acidez de las aguas, o la latitud, llegando a estar en lugares como la Antártida apenas unos cientos de metros por debajo de la superficie.

La necesidad de una determinada profundidad para la disolución de carbonatos se debe a que la solubilidad de los mismos aumenta con la disminución de la temperatura y con el aumento de la presión. Es precisamente esta dependencia con la temperatura la responsable de que la lisoclina y la PCC no sean paralelas en el océano, estando generalmente la PCC más alejada de la lisoclina en el centro de la cuenca oceánica y más próxima en los márgenes.

No obstante, en otras épocas la lisoclina ha sufrido variaciones importantes, como por ejemplo hace 55 millones de años durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno, donde se elevó drásticamente por todo el planeta, debido al aumento de temperatura y de CO2.

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CCD

Profondur de compesation de la calcita

Boue calcaire

Barro silícico (ej, radiolaris)

En el límite puede dar alternancia de material silícico y carbonatado

Textura de las rocas calcareas

Como se ha visto, las calcareas están básicamente formadas por calcita. La calcita puede estar presente de 3 maneras diferentes:

1. Aloquímicas (granos de carbonato). Como pueden ser los ooids y granos esqueletales entre otros, y que pueden ser medida limo o agregados de grAnos de calcita

2. Micrita (calcita microcristalina) o también barros calcareos, que son texturalmente análogos a los barros siliciclásticos de las rocas sedimentarias

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terrígenas pero que, a diferencia de estas están foramdos por cristales de calcita extremadamente finos.

3. Esparita (calcita esparíitca) en forma de cristales de calcita de medida gruesa que aparecen translúcidos o claros con la luz no poralizada (plana) al microscopio.

Micrita

Matriz calcítica de las rocas calcareas semiopaca con textura sub-cristalina muy fina, de medida 1 y 4 ɥm. Pueden haber rocas enteramente de micrita. Como se puede formar:

Por abrasión: en zonas de mucha agitación se produce la abrasión de las conchas de los organismos y estos restos se van depositando en forma de sedimentos

Orgánico, por rotura de las algas verdes. Cuando mueren se disgregan, o también por precipitación del agua marina y también dulce.

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Esparita

Conjunto de cristales calcíticos intersticiales transparentes o translúcidos y de una medida relativamente grande (10>ɥm) que forma parte de las rocas carbonáticas sedimentarias. Se introduce como cemento espatíco (cemento de calcita).

Aloquímicos

Tienen una medida entre limo grueso (0,02mm) y arena (2mm) pero también se pueden dar según medidas más grandes como en el caso de las conchas fósiles.

Los podemos dividir en cinco grandes grupos de partículas:

1) Clastos carbonáticos: intraclastos y extraclastos2) Partículas esqueléticas3) Granos revestidos: ooides, pisòlits y oncòlits.4) Peloides5) Agregados de granos

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CLASTOS CARBONÁTICOS

Intraclastos

Derivan de la propia cuenca por erosión de sedimentos del fondo marino, planos de marea adyacentes o carbonatos costaners.

Se hacen grietas de desecación, cuando sube la marea, puede ser que trozos de placas de

las grietas sean arrastradas e incorporadas al sedimento ( no tienen apenas transporte)

Extraclastos

Derivan de calcareas de fuera de la cuenca que estaban ya consolidadas de fuera de la cuenca. Encontraremos algún elemento para distinguir. Por ejemplo una veta de calcita que viene de otra zona. Siempre hablamos de sedimentos totalmente carbonatados.

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PARTÍCULAS ESQUELÉTICAS

Pueden constituir la mayor parte de la roca. Todos estos organismos:

Bivalvos Corales (zonas somas) Ostreoids Equinoderms: tanto las puas como las placas. Muchas veces las placas de los

equinodermos (son un único cristal) tienen continuidad óptica con el cemento que lo rodea.

Briozous Braquiopods

GRANOS REVESTIDOS: OOIDE, PISÒLIT Y ONCÒLITS

Contienen un nucleo de calcita o aragonita revestido por uno o diversas envolturas de láminas carbonáticas.

Son de aguas agitadas y formas muy esféricas. Los ooides cuando exceden de 2 mm de diámetro se llaman pisoids. Ooidita: roca de ooides.

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A B C

Superficial ooid

Composite ooid Formed by chemical proces

Láminas concéntricaLámina micritizada

Agujas de aragonita

Nucleo de fragmentos

Oncòlits

Formado por la acreción de láminas sucesivas de algas azul-verdes estromotolícas que alternan con otras de argilo-algas.

Cortex formado por láminas dipositandose de forma irregular: normalmente de formas irregulares comúnmnete de carácter biogenico oncoide. Normalmente no son tan concentrícas como los anteriores.

PELOIDES

Formado por carbonato criptocristalino o microcristalino sin tener en cuenta ni las dimensiones ni el origen (ejemplo peloides fecals)

Alteración progresiva de ooides a peloides

Micritización: normalmente se da durante la diagénesis:

AGREGADO DE GRANOS:

Son granos de carbonato de forma irregular que consisten en 2 o más fragmentos de carbonatos (pellets, ooides…unidos mediante un cemento rico en barro carbonático.

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Peloid, como una boleta

Agregado: etapas

1) Estadio de soldadura: por ejemplo un ooid, un foraminifer y un fragmento de concha

2) Estadio de grapestone

3) Estadio de grunoll (lump)

4) Estadio de grumoll madur

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6) Acumulación de arena suelta de carbonato

7) la precipitación de carbonato de cemento marino en los restos

8) ruptura en trozos de la capa por la tormenta

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CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS

Los principales constituyentes que se usan en la clasificación de las rocas carbonáticas son los siguientes:

1. El tipo de aloquímicos o tipo de granos carbonáticos2. El % entre granos y micrita (tablas comparaciones de porcentajes)3. La naturaleza de la fabric (empaquetamiento) de los granos. Esta puede ser:

a) Grain-supported

b) Matrix-supported

La más utilizada es la 1)

La relación Aloquímicos/Ortoquímicos es básica.

La preponderancia del tipo de Ortoquímicos también (matriz/cemento).

El tamaño de grano (< ó > de 2 mm) lleva asociada una terminología específica.

El tipo de grano:Es esencial en la clasificación de Folk.

Se añaden “apellidos” en el resto de clasificaciones.

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Menos de 1% de aloquímicos, es fundamentalmente MICRITA. Si tiene esparita le llamamos dismicrita. Y si es casi todo dolomía será dolomicrita.

Rocas Biohermos (BIOLITO): por ejemplo el escudo de coral.

Las dolomías de sustitución pueden conservar algún remanente de los componentes fósiles que han sido reemplazados.

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OOSPARITA

INTRAESPARITA

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BIOESPARITA

BIOMICRITA

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WACKESTONE

PACKESTONE

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GRAINSTONE

La clasificación de Dunham es la que haremos servir en el campo. Esta clasificación no tiene en cuenta la esparita, solamente la micrita. Si no hay micrita será de grano soportado. Se refier a aloquímicos sin especificar de que tipos (ooide, oncolitos…).

PACKSTONE: si tiene micrita

GRAINSTONE:no tiene micrita

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Hacen la distinción en 2 de los de más de 10% aloquímicos>2mm:

Matriz soportada Soportado por granos

Los Boundstone los divide en 3:

BAFFLE-STONE: atrapando el sedimento (rudistas) BIND-STONE: fijan el sedimento cubriéndolo (stromatolitos) FRAME-STONE: organismo que construye estructuras rígidas (escudo coralino)

Esta explicación es más textural, nos da más información de los ambientes de sedimentación. Ooomicrita sería como el packstone y el grainstone como una oolita.

Las aguas termales dan también precipitación de carbonatos sin agitación. MICRITA: travertino sin bioinducción.TOVA CALACÀRIA: con organismo bioinductor

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ROCAS TERRÍGENAS

TEXTURA DE LAS ROCAS TERRÍGENAS

La textura de las rocas sedimentarias es el conjunto de características geométricas de cada uno de los elementos que las integran, así como la relación entre ellos, tanto cuantitativamente como espaciales. Las rocas detríticas (terrígenas o clásticas) están formadas por fragmentos de rocas o minerales procedentes de rocas preexistentes que han quedado expuestas a la meteorización en la superficie de la tierra. Estos fragmentos suelen estar formados por minerales estables en las condiciones de la superficie terrestre. Como generalmente uno de los minerales más resistentes es el cuarzo, este tipo de rocas suelen contener una gran proporción de este mineral. Se consideran como rocas detríticas aquellas que poseen más de un 50% de terrígenos

Medida grano Selección Morfología Empaquetamiento

MEDIDA DEL GRANO

Escala granulométrica. Sirve para:

Estandarizar los términos dimensionales Uniformizar la nomenclatura Permite un análisis estadístico

La escala ɸ : transformación en logaritmo de la medida en mm.

Xmm 16 8 4 2 1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/32Multip. 16 8 4 2 1 0,5 0,25 0,125 0,0625 0,031Log2x 4 3 2 1 0 -1 -2 -3 -4 -5-Log2x -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5

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DETERMINACION DE LOS PARAMETROS

GRANULOMETRICOS

DISTRIBUCION DE LA FRECUENCIA GRANULOMETRICA

REPRESENTACION GRAFICA:

Aunque la distribución de la frecuencia granulométrica de un sedimento, es decir, su análisis mecánico puede resumirse en un cuadro, también pueden representarse gráficamente:

1- HISTOGRAMA:

También conocido como “pirámide de frecuencia de distribución”, es el más simple de estas representaciones gráficas. En él, el área de las columnas es proporcional a la cantidad de materiales cada clase. El ancho de las columnas determina por los límites establecidos para cada clase. Si los limites son iguales (es decir que se pueden representar gráficamente con intervalos iguales), la altura de la columna será directamente proporcional a la cantidad de clase granulométrica. La cantidad de cualquier clase medida por peso o por número. Si se efectúa el “tamizado”, se determina por pesada la cantidad material retenido en cada tamiz, obteniéndose el porcentaje o parte proporcional de toda la muestra, mientras que si la medición se efectúa por microscopio, el porcentaje será establecido por recuento o número. Los resultados en ambos casos, si bien guardan relación, son muy distintos. El histograma ha sido criticado como medio de representar la composición granulométrica de un sedimento, debido a que el uso de diferentes series de tamices por ejemplo en el caso de arenas, cambiaría notablemente la forma del gráfico y además, por que el análisis se representa por una serie de columnas escalonadas en lugar de curvas continuas, no permitiendo realizar los cálculos para obtener los parámetros más importantes. Tiene la ventaja de permitir una visualización rápida de las características generales del sedimento.

2- CURVA DE FRECUENCIA:

Si en un histograma, el intervalo de clase se va haciendo progresivamente menor y se grafican los mismos datos, es fácil deducir que los escalones entre rectángulos consecutivos se harán también menores, es decir, la curva se ira suavizando progresivamente. En el limite, cuando la amplitud del intervalo de clase tiende a cero (se hace infinitesimal), se obtendrá una curva continua llamada Curva de Frecuencia. En casi todos los sedimentos estudiados, esta curva tiene forma de campana, con variaciones según el tipo de sedimentos analizado. Esta curva representa un cuadro más

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real de la distribución granulométrica que el histograma, considerando que la diferencia entre un gramo y el próximo, mayor o menor en una cantidad infinitesimal en comparación con el intervalo total de tamaños considerados.

La curva de frecuencia no se puede construir directamente a partir de los datos obtenidos experimentalmente, sino que debe ser construido en base a cálculos. Tiene como particularidad, el no estar influenciada por los errores sistemáticos propios de las técnicas de laboratorio.

3- CURVA ACUMULATIVA DE FRECUENCIA:

Se construye a partir de los datos analíticos, gráficos en abcisas los tamaños de grano en forma decreciente y en las ordenadas los porcentajes de material acumulado. Se unen los puntos con una curva continua que por supuesto es siempre creciente. Debe advertirse que la escala horizontal a lo largo del eje X de la curva acumulativa, de igual manera que la curva de frecuencia y el histograma, es logarítmica y no lineal. Las diferencias en escalas en este eje son proporcionales a los logaritmos del diámetro y no al diámetro mismo. Esto se ha adoptado así para obtener gráficos simétricos. Otra característica de estas representaciones gráficas es el sentido inverso de la dirección del eje de las X. Los valores decrecen hacia la derecha en lugar del aumento convencional. Esto se hace por conveniencia sobre todo cuando se estudian materiales granulares.

CARACTERISTICAS DE LAS FRECUENCIA GRANULOMETRICA:

La comparación entre histogramas de sedimentos diferentes, puede poner de manifiesto semejanzas o diferencias. UDDEN (1914) describió en un histograma las características de un sedimento clástico.

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CLASE MODAL: es la clase predominante. Se la menciona también como componente principal o máximo.

MEZCLAS o MIXTURAS: son las clases menores o subordinadas. Se denominan mixturas gruesas o finas según consten de grado más grueso o más fino del grupo modal.

MIXTURAS PROXIMALES: son las dos clases adyacentes a la clase modal. MIXTURAS DISTALES: son las alejadas del máximo. MAXIMOS SECUNDARIOS: son los grados con menor cantidad de material

pero predominante sobre los vecinos. DISTRIBUCION UNIMODAL: es la que cuenta con un solo máximo DISTRIBUCION BIMODAL: cuenta con dos máximos. Son los más comunes,

aunque con modas secundarias generalmente pequeñas. DISTRIBUCION POLIMODAL: cuenta con más de dos máximos

Las diferentes formas de los histogramas (por ejemplo que contengan pocas o muchas clases, que sean simétricos o no, que predominen mixturas gruesas o finas, etc.), son en parte un reflejo de las condiciones de depositación, y permiten al geólogo mediante su análisis, efectuar deducciones acerca de la historia geológica del sedimento. Mucha pendiente o una curva muy puntiaguda significa buena clasificación, por el contrario poca pendiente y curva muy suavizada representa una mala clasificación.

MEDIDAS ESTADISTICAS

Hay métodos para medir todas las propiedades granulométricas descriptas mediante un valor para cada una. Estas compilaciones permiten al geólogo no solamente establecer si un sedimento está menos o más seleccionado que otro, su grado de selección, la distancia recorrida, etc.Las medidas estadísticas, tanto gráficas como estadísticas, se agrupan en cuatro grupos fundamentales:

1. TENDENCIA CENTRAL

Es el valor promedio que indica la mayor frecuencia de la población alrededor de o en una clase.

Medida gráfica:Las medidas de tendencia central incluyen a tres parámetros denominados moda, media y mediana. En sedimentología la moda puede ser definida como la clase granulométrica de mayor representación en el sedimento. Por su parte, la mediana representa al punto medio de la distribución granulométrica y por lo tanto es el diámetro que deja la mitad (en peso) de la población analizada con tamaños más gruesos y la otra mitad, con tamaños más finos. La media es el diámetro promedio de todas las partículas que integran el sedimento.

a) Moda: Clase granulométrica más importante o máximo del sedimento

b) Mediana: Md = P50 Md = ? 50

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c) Media: Mz = (? 16 + ? 50 + ? 84)/ 3 M = (P75 – P25) /2

Significado geológico: refleja el tamaño del grano del sedimento. Los factores que controlan este tamaño pueden ser: granulometría de la roca original, tipo y longitud del transporte, tipo y energía del ambiente de sedimentación, etc. Las distribuciones bi o polimodales son indicadoras de ambientes muy particulares (till, diamictitas, etc.) o bien pueden indicar contaminación.

2. DISPERSION – SELECCIÓN

Indica la forma en que se distribuyen los individuos de una población alrededor del valor central.

Significado geológico: depende en gran medida del tiempo de transporte que ha sufrido el sedimento y su extensión. También tiene gran influencia el tipo de ambiente de depositación. En una curva acumulativa, cuanto mas vertical sea su trazado, es un indicio de una mayor selectividad del medio.

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0,81,4

Dato dado en clase

3- ASIMETRIA

Es una medida independiente de la selección e indica predominio de una población respecto a la otra. La asimetría es un parámetro que relaciona la separación de los extremos (colas) de la población con la media. De esta forma existen dos tipos de asimetría según exista un exceso de partículas gruesas (asimetría POSITIVA) o finas (asimetría NEGATIVA).

Medida gráfica: cálculo de la asimetría = Sk (skewness)

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4- AGUDEZA O CURTOSIS

Es una comparación entre la dispersión de la parte central y la dispersión de los extremos de la curva de frecuencia. Representa el grado de angulosidad

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62

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64

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Ejemplo cálculo mediana y media (mitjana):

0,07 + 0,1 + 0,3 + 0,5 + 0,8 + 1 + 2 + 3 + 4 + 5 + 6

CONCLUSIÓN: todo lo anterior no está ligado a un ambiente de sedimentación concreta, sino que nos da una idea de los procesos que han tenido lugar. Muchas veces procesos similares se dan en ambientes totalmente diferentes.

TRANSPORTE FLUVIAL

Para considerar el flujo de sedimento bajo una corriente un parámetro de importancia es el poder de la corriente. El poder de la corriente es la medida del trabajo realizado por el fluido sobre el lecho, y también puede ser visto como la tasa a la cual la energía potencial del flujo se convierte en energía cinética turbulenta, que promueve el movimiento del sedimento del lecho. Se expresa como el producto entre el esfuerzo de corte (τ0) y la velocidad del flujo (V). A medida que el fluido comienza su movimiento el poder de la corriente se incrementa desde cero y al principio no hay transporte de sedimento. Una vez que se alcanza un umbral el sedimento se transporta corriente abajo por el fluido. Este punto se denomina umbral (threshold) de movimiento de sedimento. El modo en el cual los granos son transportados por una corriente subacuea, una vez que son puestos en movimiento (por arriba de su velocidad crítica), depende de la energía del flujo y del tamaño de grano de las partículas. Los modos de transporte son:

CARGA DE LECHO (BED LOAD): los granos de sedimento se mueven muy cerca del lecho, total o mayormente en contacto con él. Las partículas se mueven por ROLIDO, ROLLING, (los granos ruedan por el substrato) SALTACIÓN, SALTATION, (los granos saltan sobre la superficie describiendo trayectorias aproximadamente elípticas). Esto ocurre para las gravas y las arenas, ocacionalmente limos gruesos.

CARGA EN SUSPENSIÓN (SUSPENDED LOAD): los granos de sedimentos se encuentran suspendidos en el fluido moviéndose por encima del lecho a favor de la corriente. Esto ocurre para las partículas de limo y arcilla.

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11

=2,07

Que un grano se mueva como carga de lecho o carga en suspensión depende de su tamaño y densidad y de las propiedades hidraúlicas del flujo. Estos modos de transporte, con ligeras modificaciones, son válidos también para el transporte de partículas por el viento.

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Cuanto mayor es el flujo mayor carga pueden arrastrar y variar estas proporciones.

EFECTO HJULSTRÖM

El diagrama de Hjulström permite determinar los procesos geológicos (erosión, transporte, sedimentación) que realizará una corriente de agua en función de su velocidad y del tamaño de las partículas. En el diagrama se puede apreciar que limos y arcillas (más pequeños) requieren velocidades mayores para su transporte que las arenas. Esta circunstancia, conocida como efecto Hjulström, se debe a que arcillas y limos son sedimentos más cohesivos y ofrecen mayor resistencia a la corriente. Dependiendo del tamaño y la solubilidad de los materiales, el transporte puede ser realizado como carga de fondo (por arrastre, rodadura o saltación), como carga en suspensión o como carga en disolución.

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LIMOS

Y ARCILLAS

ARENA

GRAVAS

SUSPENSIÓN

VARIOS KMS

SALTACIÓN

MÁXIMO 1 m

RODADURA

1 CM

Variables que influyen en que una partícula sea arrancada: forma, orientación, densidad etc. Por ejemplo la arcilla tiene minerales planares, cuya fuerza estática dificulta que sean arrancados, se necesitan turbulencias. Una vez que las partículas inician el movimiento es menos difícil su transporte. Necesitamos velocidades próximas a 0 para que se produzca la sedimentación de las partículas más finas en suspensión. Esto hace que exista clasificación en los cursos fluviales.

MORFOMETRIA DE LAS PARTÍCULAS

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Figura 1: (a) Diagrama de Zingg (1935) mostrando las clases de forma de los granos en función de los Índices de Achatamiento y Elongamiento; (b) Clases de Zingg y su relación con la Esfericidad de Krumbein.

REDONDEZ: Hace referencia a la presencia de aristas (agudas o no) que contengan los clastos. Aunque así definida resulta una propiedad tridimensional, a los fines operativos se mide a partir de la proyección bidimensional de una silueta del grano. Se utilizan diferentes expresiones cualitativas para la descripción de la redondez de los clastos:

- angulosos

- subanguloso

- subredondeado

- redondeado

- bien redondeado

Además de los procesos de desgaste que sufren los granos durante el transporte, también la forma original, las estructuras de los fragmentos, la resistencia de los minerales, la cantidad de tiempo y la distancia recorrida, el clima y tipo de relieve, pueden combinados o no, controlar la forma y redondez final de los clastos.

Estudio de la Esfericidad

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La determinación de la esfericidad se puede hacer por medio de la proyección de un grano en un plano, utilizando los siguientes métodos:

1) Esfericidad de Proyección (Riley, 1941): Vincula los diámetros de la circunferencia máxima inscripta y la mínima circunscripta de la proyección del clasto.

r =√ Di / Dc

Donde Di = diámetro del mayor círculo inscripto (dentro de la proyección del clasto) y Dc = diámetro del menor círculo circunscripto (por fuera de la proyección del clasto). Su valor variará entre 0 y 1 (cuanto más cerca de 1, más esférico será el clasto).

2) Esfericidad por el Índice de Wadell: Wadell (1932) definió a la esfericidad como la relación entre la superficie de una esfera de volumen equivalente al clasto en estudio y la superficie del mismo. Para una esfera, esta relación vale 1. Para cualquier clasto, oscilará entre 0 y 1. Debido a la dificultad de medir las superficies de cuerpos sólidos irregulares, la esfericidad puede expresarse como:

Esfericidad = Diámetro de la esfera de igual volumen que el clasto

Diámetro de la esfera circunscripta

El volumen del clasto se obtiene sumergiéndolo en una probeta graduada. Este valor se asimila al de una esfera con un diámetro nominal (dn) que puede calcularse a partir de:

Vesfera = (π/6)dn3

Además de calcular el valor de la esfericidad teóricamente, puede calcularse utilizando el nomograma de Wadell (ver figura 2). Se ingresa al mismo a través del diámetro máximo Ds (diámetro de la esfera que circunscribe al clasto, hallado como dn anteriormente) y el volumen del clasto o su diámetro seccional nominal (Dn). Se los une con una línea recta: el punto dónde cortan la escala inclinada indica la esferididad.

3) Esfericidad de Intersección (Krumbein, 1941): El campo del gráfico de formas de Zingg puede superponerse con las Curvas de Isoesfericidad de Krumbein que se construyen a través de los Índices antes mencionados (ver figura 1(b)). Para saber a qué curva pertenece el clasto en estudio, se utiliza la siguiente fórmula:

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ARRODONIMENT

Es casi imposible de medir. Por eso en la práctica se mide por comparación con plantillas. El grado de redondez de un elemento clástico depende de :

Sus dimensiones y características físicas La duración y condiciones hidrodinámicas del transporte. El clima

La redondez de los còdols (cantos) es un proceso extremadamente lento. En 2000 Km de transporte solo llega a perder el 1% de su peso.

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MORFOMETRIA DE LAS PARTÍCULAS : ESFERICIDAD

Es el grado en que la forma de una partícula se aproxima al de una esfera.

Sp= dn/dc

El método más práctico tiene una visión comparada con unas imágenes.

REDONDEZ Y ESFERICIDAD

Son propiedades geométricamente diferentes e independientes, y ambas no tienen relación con la medida.

En sedimentos naturales, en cambio, esfericidad y redondez están estrechamente ligadas y ambas son función de la medida.

Arrodoniment y medida: las medidas mayores de una arena o grava naturales están mejor redondeadas que las medidas menores.

Esfericidad y medida: la esfericidad también aumenta con la medida. La relación en este caso es mucho menos pronunciada.

MADUREZ TEXTURAL

Grado de diferenciación, desde el punto de vista textural, del sedimento respecto del material del que procede. Fuerte significado dinámico ya que sus elementos se modifican durante la evolución del sedimento. El arrodoniment es un buen indicio de la madurez de un sedimento. Solamente las arenas maduras están bien redondeadas.

Datos experimentales y de campo corroboran que a igualdad de arrodoniment entre grava y arena, la arena necesita un transporte más prolongado. Pasos a seguir para su clasificación:

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dn dc

VOLUMEN DIÁMETRO

Por ejemplo una grava en un rio, cuanta mayor distancia recorrida mejor selección. Los sedimentos inmaduros y submaduros son de lugares de poca energía. Para ser un sedimento maduro o supermaduro necesita una energía constante y moderada, ya que con una gran energía se volverían a mezclar todos los sedimentos.

INVERSIONES TEXTURALES

Las inversiones texturales indican la mezcla de productos de 2 niveles energéticos. Normalmente se dan debido a:

1. Una mezcla de sedimentos de diferentes ambientes2. Un exceso de energía

Por ejemplo un exceso de energía en una playa barrera con un lagun ( zona de material arcilloso y limos, que son sedimentos inmaduros) puede mezclar los sedimentos maduros de la playa con los inmaduros del lagun.

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INMADURO Contenido en matriz>5%

<5%

selección>0,5%

SUBMADURO

arrodoniment

<0,5%

<10%MADURO

ARRODONIT

SUPERMADURO

MADURO

INMADURO

TIPOS Y CAUSAS DE LAS INVERSIONES TEXTURALES

Tipo 1. Granos redondeados en una matriz arcillosa.

Tipo 2. Granos redondeados pero pobre. Clasificados

Tipo 3. Relación medida/arrodoniment anormal

Tipo 4. Arrodoniment bimodal en una misma medida de grano.

Tipo 5. Sedimentos bimodales bien clasificados

Tipo 6. Granos bien clasificados (no bien redondeados) en una matriz arcillosa.

Causas:

Area fuente múltiple incorporación del sedimento. Mezcla de sedimentos areas fuente diposicionales.

FABRIC

Es la disposición en el espacio de los elementos que integran la roca así como las características del contacto entre ellos:

1. Orientación2. Empaquetamiento

1) Orientación: la respuesta de las partículas en función de su forma a orientarse según las condiciones de la corriente que los transporta.

Cualquier clasto que no es esférico tiene orientación. La orientación puede ser dimensional o cristalográfica. Genéticamente hay 2 tipos de orientación:

Diposición (primaria) Deformación (secundaria)

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CORRIENTE

IMBRICACIÓN

La orientación dimensional ha de ser estudiada en 2 planos: el de estratificación y el perpendicular a él.

Cailleux comprobó que:

1. La inclinación de los còdols aplanados es menor que la de los menos aplanados.2. Las medidas grandes se orientan mejor3. Los còdols juntos se orientan mejor que totalmente aislados.

EMPAQUETAMIENTO

Es el modelo de espaciado o densidad de los componentes de la roca. Tienen que ver con la porosidad y contactos, muy importante a nivel económico.

Cuantificación del empaquetamiento: los factores más importantes que intervienen son:

1. Forma de los contactos entre clastos

2. Espaciado entre clastos: densidad de empaquetamiento.

Pd= m ∑ gi 100

3. Frecuencia en que los clastos se tocan: proximidad y empaquetamiento.

Pp= q * 100

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MORRENA RIO PLAYA

INCLINADO

PLANO

t

∑ gi suma de las longitudes de los granos atravesados.

t longitud de la transversal m término de corrección

n

ANEXO (AMPLIACIÓN)

TP Nro. 5: Texturas Sedimentarias: Forma de los Clastos

La forma de los clastos es muy difícil de definir, debido a la irregularidad de los mismos, y en general se puede decir que los estudios morfológicos tienden a definir su geometría en forma aproximada. Un condicionante importante de la forma de los clastos es su forma original que a su vez depende de la roca madre y otros factores como diaclasamiento, etc.

El transporte sedimentario produce el desgaste de los clastos, con la destrucción progresiva de aristas y vértices, en su tendencia a alcanzar una configuración de mínima superficie para un volumen dado, la que corresponde a la esfera. A pesar de esta tendencia general hacia la forma esférica, con frecuencia no se alcanza ese estadio final teórico, fundamentalmente debido al condicionamiento que representa la forma primitiva del clasto. Así se suelen tomar como estadios finales además de la esfera, el disco, el cilindro y la lámina. Idealmente, la forma de los de los clastos debe ser estudiada en forma tridimensional, sin embargo existen métodos que permiten trabajar en el plano, y son aplicables, por ejemplo, al estudio de cortes delgados.

Forma de los Clastos

El estudio tridimensional de los clastos se realiza definiendo tres ejes en un clasto. El diámetro mayor (a), el diámetro intermedio (b) y el menor (c) que pueden ser perpendiculares entre sí y que pueden o no cortarse en un punto (Fig. 1). (En algunos textos se encontraron las siguientes denominaciones para los ejes, a = longitud, b = anchura y c = espesor).

Figura 1: Concepto y medida de los diametros de un guijarro. Izquierda, el eje b en posocion, centro, el eje c en poicion y derecha el guijarro en perspectiva. Tomado de Krumbein, (1941).

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Zingg (1935) establece, exclusivamente para gravas las siguientes relaciones entre ejes:

(Índice de aplanamiento) q = b/a

(Índice de achatamiento) p = c/b

Estos índices, volcados en un gráfico (Fig. 2), permiten clasificar los clastos según su forma en cuatro tipos básicos: discoidal, elipsoidal, cilíndrico y esférico.

Figura 2: Izquierda. Clases de forma de los granos según Zingg (1935) y relación con la esfericidad de Krumbein.

Derecha. Clasificación de Zingg (1935) de las formas de guijarros. Nótese que los sólidos presentados (paralelepípedos rectangulares), aunque con la misma redondez (0), tienen formas diferentes. A partir de los mismos parámetros Cailleux (1952) definió el índice de aplanamiento:

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Ia = (a+b) /2c

Esfericidad

Se define como el grado en que un elemento clástico se aproxima en su forma a una esfera. Wadell (1932) propone que la esfericidad puede definirse como la razón entre la superficie del clasto y la de una esfera de igual volumen que aquel:

Ie = Sc/Se

Como es muy difícil definir la superficie de un clasto, el mismo autor propone una definición más práctica, que la expresa por la razón entre el diámetro de una esfera de igual volumen que el clasto y el diámetro de la esfera mínima que circunscribe al clasto (generalmente es el diámetro mayor).

Ie = d/D

Sin embargo este índice no da mucha idea de la forma del clasto, ya que pueden existir

clastos de igual índice y totalmente distintos en su forma.

El índice de Krumbein (1941) es definido en función de la relación entre los ejes (Fig. 2):

K = ( b.c/a2) n n = 1/3

Redondez

Se refiere al grado de angularidad que presentan aristas y vértices de un clasto. La redondez no corresponde a un concepto de forma como la esfericidad, sino de configuración del clasto que tiende a la forma superficial esférica como estado final. Como medidas cuantitativas se han propuesto varias expresiones (Fig. 3), pero la utilizada en clase es la de Wadell (1933). Generalmente estas mediciones se realizan sobre proyecciones (fotografía, dibujo, etc.).

Indices y grados de redondez

Figura 3. Tabla comparativa de varias medidas cuantitativas de redondez, tomado de Zarauza et al.(1977) e ídices de redondez de Wadell (1933).

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Wadell (1933) determina un índice de redondez según:

R = (r/R)/ N

En la que R es el radio del círculo máximo inscripto, r representa los radios de las circunferencias coincidentes con las curvaturas de los vértices del clasto, y N es el número circunferencias menores r de los vértices (Fig. 3).

Determinaciones gráficas de Forma y Redondez

Las determinaciones de la forma, esfericidad y redondez resultan frecuentemente muy complicadas, especialmente cuando se trata de materiales psamíticos e incluso psefíticos

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pequeños. Todo esto ha conducido a la construcción de gráficos y cuadros expresando las siluetas de diferentes clastos.

El de Powers (1953) (Fig. 4), por ejemplo, combina dos tipos de esfericidad (alta y baja) y seis tipos de redondez. De esta manera, se puede definir rápidamente dichos parámetros mediante análisis comparativo.

Sneed y Folk (1958) propusieron una nueva medición de la esfericidad ("maximun projection sphericity" o "effective settling sphericity" (± esfericidad efectiva de sedimentación) que consiste en

la relación entre la sección transversal de la esfera de igual volumen que la partícula, dividida por su área proyectada máxima. Así determinan la esfericidad de un clasto, comparando la máxima proyección de éste con la proyección de la esfera de igual volumen que él. Se puede calcular la esfericidad de Sneed y Folk gráficamente (Fig. 5).

Figura 5. Triángulo de clases de forma de granos y relacion con la esfericidad efectiva de sedimentacion o esfericidad proyectada maxima. Según Sneed y Folk (1958). Clases de forma: E: esferico, EP: esferico aplanado, ET: esferico tabular, EA: esferico alargado, P: Plano, T: Tabular, A: Aplanado, MP: muy plano, MT: muy tabular, MA: muy alargado.

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Significado de la Forma de los Clastos.

Según Blatt et al. (1980) el origen de los tamaños de grano y forma en los sedimentos está relacionado a cuatro factores principales:

- La naturaleza de la roca madre, incluyendo su mineralogía y textura.

- La naturaleza e intensidad de la meteorización, incluyendo factores físicos, químicos y biológicos.

- Corrosión química y mecanismos de abrasión durante el transporte sedimentario.

- Selección hidráulica durante el transporte y depositación.

En general se puede decir que la forma es heredada (según la definición y determinación de Zingg), aunque en cierto modo debe evolucionar, puesto que en un estadio hipotético final todos los clastos serán esféricos.

Tamaño, esfericidad y redondez son caracteres evolutivos, es decir, cambiantes a lo largo del tiempo de transporte, y evolucionan según una ley log-normal. La redondez de tamaños mayores se adquiere antes que en los tamaños menores.

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Entramado

 Se refiere al elemento textural que tiene que ver con la manera en que los granos se acomodan para formar una roca, este elemento se basa en dos propiedades especificas, el empaquetamiento de los granos y su orientación, dentro de los cuales se conocen cinco diferentes:

1. Granos flotantes (no existen contactos)

2. Puntuales

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3. Longitudinales

4. Cóncavos-Convexos

5. Suturados

El interés principal de las partículas es su utilización dentro del análisis de paleócorrientes.  Cunado no se tienen estructuras sedimentarias primarias direccionales en los afloramientos.

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El entramado es la forma en que los granos se acomodan y está relacionado a la manera en que las corrientes depositan grandes cantidades de granos de diferentes tamaños, formas y redondez

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INMADUR SUBMADUR MADUR SUPERMADUR

plana de inundación

abanico aluvial

Arena de laguna

cauce del río

nerítica

playa

eólica y dunas

POROSIDAD

Es el % de espacios vacios en el volumen total de la roca.

Porosidad total= vol. de la masa-vol. de los sólidos *100

Vm-Vs*100

Porosidad efectiva= vol. de poros interconectados *100

Vpi *100

La medida, forma y estructura del sistema poroso es muy difícil de especificar debido a:

La ausencia de una regularidad Su medida

Genéticamente la porosidad puede ser primaria o secundaria. Secundaria: cuando el material se entierra ( cuando comienza la diagénesis) puede haber disolución y se producen poros nuevos.

Relación entre la porosidad y las propiedades texturales:

Selección Empaquetamiento Forma Medida del grano

Influencia de la selección en la porosidad

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Vol. de la masa

Vm

Vol. masa

Vm

Cuanto mejor clasificado este mayor espacio vacio y por lo tanto mayor porosidad. Si no está clasificado los granos más pequeños ocupan los intersticios y disminuye la porosidad.

Influencia del empaquetamiento con la porosidad

a) cúbico compacto porosidad del 47,6%

b) rómbico compacto ,, ,, 39,5%

c) romboédrico ,, ,, 25,9%

Influencia medida del grano

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d3 porosidad = 52,4% 1*4/3Лr3

d3 porosidad= 52,4% 8* 4/3 Лr3

d3 porosidad= 52,4% 27* 4/3 Лr3

En los tres casos la porosidad es la misma, por lo tanto el tamaño del grano no influye en la porosidad.

Permeabilidad

Es la propiedad que permite el paso de fluidos a través suyo.

Q= K FP

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ML

Q volumen transmitido por unidad de tiempo (cm3/seg)

F sección travessada (cm2)

P diferencia de presión (atms)

M viscosidad del fluido (centipoises)

L longitud travessada (cm)

K factor de proporcionalidad = PERMEABILIDAD

L10-9m/seg permeabilidad de los materiales de un abocador (normativa catalana 1984)

Influencia de la medida, forma y distribución

Grandes poros y bien clasificados: alta permeabilidad Poros más pequeños, las conexiones de los poros más pequeños y bien

clasificados : baja permeabilidad. mal clasificados y / o matriz de limo y arcilla: muy baja permeabilidad.

a) Medida del grano: aumenta la superficie específica, por lo tanto más material retenido

b) Forma de los granos: los angulosos tienen mayor superficie de contacto y menor porosidad

c) Selección

d) Empaquetamiento

e) Superficie específica

Roca no porosa no es permeable Pero no podemos asegurar que una roca porosa sea permeable (ya que puede que

los poros no estén conectados) Un grano anguloso tiene más superficie específica y menos porosidad. En uno

redondeado no tienen tanta superficie específica.

Factores que influencian en el tipo de permeabilidad

Arenitas bien clasificadas y granos homogéneos: permeabilidad no direccional. Clasificación moderadamente baja, granos esféricos y rocas homogéneas

direccional.

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rocas estratificadas. Láminas pizarra: permeabilidad horizontal

Ejemplo stylolitos: disminuye la permeabilidad, hacen de pantalla no permiten el paso de fluidos. Las fracturas aumentan la permeabilidad. a permeabilidad es una función del tamaño, la forma y empaquetado de granos. Un aumento de la porosidad aumenta la permeabilidad aunque esta correlcación no es perfecta (poros no conectados)

Relación de porosidad de arenas y arcillas. Las arcillas aunque tengan mucha porosidad, con el enterramiento pierden porosidad, pasan del 50% a menos del 10%. Las arenitas no pierden apenas porosidad. Las arcillas se compactan más que las arenitas (por la variación de las lutitas en el momento de la compactación)

90

50

40

30

% porosidad

PROFUNDIDAD DE ENTERRAMIENTO1 Km

ARENITAS

ARCILLAS

EL PETROLEO

Producción de materia orgánica Depósito en cantidad suficiente Buena conservación en el sedimento Transformación del petróleo a una buena temperatura Migración primaria Permeabilidad residual Presencia de una roca reservori continua Permeabilidad suficiente para la migración secundaria Presencia de una trampa eficaz

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compactación

lutitas arenitas

Sapropel

Sedimento subacuático, marino o lacustre acumulado en el fondo de aguas anóxicas (sin oxígeno) y estratificadas (facies euxínicas, sin circulación de agua) formado por una pelita negra, poco viscosa y pudent (pestosa), con restos abundantes en materia orgánica y de origen planctónico (zooplancton y fitoplancton) prodridas y maceradas, no identificables, asociadas a bacterias anaeróbicas productoras de H2S en medio reductor.

Cocina de maduración

El petróleo precisa buena conservación en el sedimento y transformación a una buena temperatura.

Definición: la transformación de la materia orgánica en hidrocarburos tiene lugar en el seno del material (sapropel) donde se va a depositar de forma muy lenta. Es un proceso diagenético donde interviene el aumento de la temperatura y la presión y las bacterias anaeróbicas. Este lugar de maduración se llama también finestra del petroli (finestra del petroli).

Ventana del petróleo

Intervalo de la catagénesis durante la cual hay la máxima producción de petróleo.

Catagénesis: intervalo geoquímico del proceso de maduración de la materia orgánica que tiene lugar en el transcurso del enterramiento y después de la fase de diagénesis, con temperatura entre 50-120-150º (1200-3000mts).La materia orgánica se transforma en hidrocarburos. Todavía es inmaduro.

Migración primaria y permeabilidad residual

Migración primaria: con el enterramiento el material de grano fino expulsa el agua. Y si quedan estos en el material arcilloso no será rentable. Tiene que existir una roca grasa con porosidad grande, que conserve la porosidad independientemente de la compactación que sufra.

Roca reservori o almacén

Roca con poros, cavidades, fracturas, fisuras conectadas y lo bastante grandes que permitan que fluidos como el petróleo, gas o agua circulen, y con características petrofísicas que se FALTA

Por roca almacén entendemos una roca lo suficientemente porosa y permeable como para que pueda almacenar petróleo en cantidad explotable de forma económicamente rentable. Esta roca además ha de ser cerrada y tener alguna relación física con la roca madre, ya sea por una fractura que permita el paso de los HCs o bien por contacto directo.

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Migración secundaria

Desplazamiento o migración, de los hidrocarburos a través de la roca almacén permeable en sentido ascendente y lateral a la estratificación que lleva a la formación de una acumulación en una trampa.

Trampas

Zona de una roca almacén (porosa y permeable) que permanece cerrada por una barrera de permeabilidad ( o roca impermeable) que intercepta la migración ascendente y laterales de los hidrocarburos, e impide que se pierdan en la superficie. Constituyen un yacimiento.

Hay trampas estructurales, estratigráficas y mixtas.

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Roca impermeable

Roca impermeableagua agua

GAS

PETROLEO

Estructurales:

Anticlinal Fractura (falla)

Estratigraficas:

Cambio lateral de facies ( de porosas a menos porosa) Presencia de escudos coralinos Diapirismo de sal

Las reservas más grandes del mundo se encuentran en las calcareas (limestone): ojo no confundir con sildestone!!!!!

Características de estas trampas que dan reservas importantes de hidrocarburos:

Capacidad de contenerlo No existan puntos de fuga

Trampa petrolera formada principalmente por los fenómenos de sedimentación o de tipo paleogeográfico, por ejemplo:

Tasconaments Discordançes Relleus fòssils Cavis laterals de facies o de permeabilitat Paleocanals

En las trampas estructurales es importante que no haya erosión que destruya los sedimentos impermeables.

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ROCAS SEDIMENTARIAS DETRÍTICAS

DEPÓSITOS RUDACIS

Grupo heterogéneo con poca uniformidad mineralógica y mecánica (poco tiempo rodados). Con más del 50% de elementos grandes (cantos: grava) son ruditas de más de 2mm.

Si está litificado y los cantos redondeados se llaman conglomerados y además puede tener una matriz ( siempre más pequeña que la medida de los cantos (còdols)).

Si los cantos son angulosos hablaremos de brecha. Los depósitos rudaceos frecuentemente presentan una matriz que puede estar compuesta por arena como limo o arcilla ( y microconglomerados).

CLASIFICACIÓN

Según la textura: podremos saber el origen del sedimento, si es un till glacial, fluvial….Hay dos tipos

Matriz arenosa( ortoconglomerados) Matriz arcillosa ( paraconglomerados).

Según la composición dels còdols:

Polímictico o poligénico: de más de una litología Oligomícitico o monomíctico: de una sola litología o de una dominante.

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Según origen área-fuente:

Extraformacional Intraformacional

EXAMEN: se ha de decir todo lo anterior de una roca . El ortoconglomerado puede contener matriz o poros. A continuación se amplia todo lo anterior.

SEGÚN LA COMPOSICIÓN DE DE LOS CÒDOLS

Oligomíctico: el área fuente estaba próxima a la roca madre que se extendía en una amplia área geográfica.

Polimícitico: clastos procedentes de una amplia variedad de rocas madres situadas en un área geográfica amplia o pequeña pero muy compleja.

SEGÚN ORIGEN ÁREA-FUENTE

Còdols cuarzo: extranconca

Còdols arcillosos: intraconca.

Diamictita: roca sedimentaria detrítica, consolidada o no, que tiene elementos muy heterométricos desde grandes bloques hasta partículas arcillosas- pero frecuentemente con una proporción elevada de arcilla generalmente muy mal clasificadas. Según el origen y la granulometría:

Tills Til·lites Paraconglomerados

ORIGEN DE LA ARENA

Como se origina la arena de granos grasos.

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Erosión física Erosión químico

desintegración descomposición

Piroclastos, llapilli

FRACTURA cataclastic ARENA

Residuo cuarzo (saulò) Barro pellets

soluciones

Agua marina

Precipitación química, bioquímica (oolitas)

DIAGRAMAS TRIANGULARES

EXAMEN: diagramas triangulares.

97

98

Las clasificaciones más prácticas se basan en criterios descriptivos (composición, granulometría etc.) mientras que otras conjugan criterios descriptivos y genéticos. Las primeras se representan según diagramas triangulares. En el caso de las arenas se puede utilizar un diagrama de este tipo en el cual figuren en los vértices los tamaños grava, arena y lutita (figura 8). Otro diagrama que podemos utilizar es el que incluye en los vértices los parámetros arena, lutita y caliza (figura 9). Este diagrama permite delimitar un campo para las margas (roca intermedia entre las arcillas y las calizas). En el caso de las clasificaciones que conjugan criterios descriptivos y genéticos, es necesario precisar muy claramente el sentido de los términos utilizados.

ARENITA

Clase de las rocas detríticas, comprendida entre las ruditas y las lutitas, en que los granos tienen diámetros entre 2mm y 0 0625mm, en una proporción superior al 50% independientemente de su composición, del grado de coherencia o del origen.

Clasificación de Zuffa

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NCE

Gresos y areniscas EXTRACONCA

Granos no carbonatados INTRACONCA(intrarenita)

Carbonatos EXTRACONCA, partículas carbonatadas

Carbonatos de dentro de la cuenca INTRACONCA

HA (hibrid arenite) ARENITAS HÍBRIDAS: material graso

Medida arena, mezcla de todo y que no sabemos como

Denominar

Clasificación de Folch

100

NCI

CE

CI

NCE

NCI

GIPSOARENITA

CALCILITITA

CALCARENITA

CE

CI

EXTRACONCA terrígenas

No carbonáticas

carbonáticas

Arcosa Litoarenitas cuarzoarenitas

calclititi

EXTRACONCA: clasificación según Potter, Pettijhon & Siever (1973) y modificado por Dott (1964)

101

ARENITAS

INTRACONCA No carbonáticas

carbonáticas

Gepsoarenita Arenisca

Calcoarenitas: clasificación de Duhan, granos carbonatados

102

Sedimentarias: SEDARENITA Metamórficas: FILARENITAS Volcánicas: SIDARENITA

Pero si además es SEDARENITA, puedo todavía concretar más la clasificación con el siguiente triángulo para las sedarenitas:

Gres-arcilla: ARENITAS DE GRES Chert (sílex): CHERTARENITA Carbonatada: CALCILITA

103

S i estamos aquí (arenitas líticas) seguiremos clasificando con el siguiente triángulo

sedimentarias

metamórficasvolcánicas

Gres-arcilla

carbonatat sílex

Existen diversas clasificaciones que varían ligeramente en su nomenclatura y relación porcentual, pero todas ellas tiene en cuenta el porcentaje de matriz (limo y arcilla) y la composición mineral (figura ANTERIOR).

Por ejemplo, en una de las clasificaciones más sencillas, Dott (1964) establece que las areniscas que tienen menos del 10 % de matriz se denominan Arenitas y las que tienen más de ese valor se llaman Wackes. Por otro lado, según la relación porcentual entre el cuarzo, los feldespatos y los fragmentos líticos, se reconocen diferentes campos.

De esta manera, las arenitas cuarzosas (cuarcitas) son las que tienen menos del 10 % de matriz y más del 95 % de clastos silíceos. Se caracterizan por su composición, dominada por cuarzo y cemento principalmente silíceo, y una textura bien seleccionada, con clastos moderadamente a bien redondeados (figura 6).

En contraste, los wackes son areniscas con alto porcentaje de matriz y una presencia variable de cuarzo, feldespatos o fragmentos líticos (cuarzo-wackes, wackes feldespáticos y wackes líticos)

104

+95% de cuarzo: arenita quarsosa o cuarzoarenita (ojo!! No confundir con cuarcita)

Zona feldespatos: arenitas arcósica. Pero si hay material con menos del 5% de fragmento roca será arcosa.

Fragmentos de roca: litarenita o arenita lítica. Más del 15% de matriz - grauvacas.

105

MADUREZA MINERALÓGICA

Es la misma definición de madureza textural pero con minerales: diferenciación de asociación de minerales detríticos que podemos encontrar entre la que presenta la roca madre y la que se encuentra en un sedimento (o una roca) de la cuál se ha derivado.

En el sistema de clasificación de los triángulos la cuarzoarenita es la de mayor madurez mineral, ya que está en el vértice superior.

LUGARES DONDE SE PUEDEN DAR LOS DIFERNTES TIPOS DE GRESOS ( ARENITAS)

106

Madurez mineralógica

Madurez textural

Arcosas: gresos ricos en feldespatos que podemos encontrar en ventalls aluvials Litoarenitas y cuarzoarenitas: en zonas deltaicas (playa) Grauvacas: zonas profundas, corrientes de agua sucia, ventalls submarinos. Por

que todo el material llega mezclado hasta abajo.

CUARZOARENITAS

Alta madurez textural y composicional Areas de aporte cratónicas ( zonas sin tectónica desde hace mucho tiempo) Sin efectos de la diagénesis. Estas arenitas a 2000m de profundidad continúan

siéndolo. Origen con alto contenido de Q El principal tipo de cemento es sílicico ( en algunos ferruginosos) sobretodo

como crecimiento con continuidad óptica Son el punto de convergencia final de la mayoría de las arenitas

Cemento sintaxial de las arenitas. Cualquier arenita tiene tendencia a convertirse en cuarzoarenita.

ARENITAS FELDESPÁTICAS

Arenitas feldespáticas (Fdk)

Menor madurez textural y mineralógica Areas de aporte crátonico o plataforma estable Relativa estabilidad mineralógica durante la diagénesis y desarrollo de porosidad

secundaria Son más estables que las plagioclásicas Aspectos particulares: origen con alto contenido de Fdk

Arenitas feldespáticas (plagioclasis Fd Na Ca)

Similar madurez textural y mineralógica Vinculadas a arcos magmáticos (volcánicas) Aspectos particulares:

- origen con alto contenido de plagioclasis - desarrollo de porosidad secundaria

ARENITAS LÍTICAS

Arenitas líticas volcánicas

Madurez mineralógica baja y variable Aportes de arcos magmáticos (volcánicos) Muy reactivas a cambios diagenéticos

107

Evolución de porosidad secundaria Desarrollo de pseudomatriz y su impacto en la porosidad deposicional y textural

Arenitas líticas no volcánicas

Madurez textural y mineralógica variable Frecuentemente aporte de orógenos reciclados o plataforma estable.

GRAUVACAS

Madurez textural muy baja Madurez mineralógica variable Area de aporte depende del tipo de wackes A veces muy reactivas a cambios diagenéticos ( en visu se ven como arenas

sucias)

Origen de la matriz de las grauvacas

Matriz sindeposicional

Vienen juntos todos los granos con la matriz por floculación directa, la arcilla se puede incorporar al sedimento

Los granos vienen con corriente de turbidez y coge todo tipo de material (zonas de profundidad)

Matriz postdeposicional

En realidad no sería originalmente una grauvaca, sino que se transforma después a grauvaca.

Infiltración: la matriz es introducida mecánicamente por filtración de agua en los poros

Alteración química: el feldespato se transforma en sericita (mineral de la arcilla) Entierro: si litifican los granos de cuarzo junto con los pellets ( como estos son

arcillosos) se deshacen y pasan a formar parte de la matriz. Bioturbación: por ejemplo un sedimento arcilloso junto con uno graso, se

comprime y se mezcla.

108

EJEMPLO: Amazonas: variación de los % de Q, Fd, FR a lo largo del Amazonas. Único ciclo sedimentario:

Distancia de transporte larga Relieve de poca velocidad Clima húmedo

FELDESPATOS

Se van perdiendo los minerales más inestables y al final solo queda el cuarzo. En toda la zona de la playa encuentro un % de cuarzo muy elevado ( zona de ríos largos donde los feldespatos no llegan hasta el mar)

MADUREZ MINERALÓGICA

109

GRAUVACA

%

50

3000

CUARZO

Arenitas líticas: alteración de rocas en la corteza

Arenitas feldespáticas: alteración de rocas plutónicas.

ANEXO: IMBRICACIÓN

110

TEMA 5: TRANSPORTE Y ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

PROPIEDADES DE LOS FLUIDOS

Las propiedades físicas más importantes de los fluidos son:

Densidad: masa de un fluido por unidad de volumen ( agua 1g/cm3). Las coladas de barro pueden llegar de 2 a 2,4 g/cm3.

Viscosidad: medida de la resistencia de un fluido a deformarse ( agua 0,01 poises- coladas de barro es superior a 1000 poises)

Peso específico: peso del fluido por unidad de volumen. Velocidad del flujo: es un aspecto importante en geologia ( ripples-

megarippels-dunas-antidunas)

MOVIMIENTO DE UN FLUIDO

Un fluido se mueve impulsado por dos tipos de fuerzas:

La fuerza de la gravedad Los gradientes de presión

A la fuerza de la gravedad se opone la fuerza de la resistencia de la capa basal y de las orillas. Tipos de movimiento:

TIPO DE TRANSPORTE

El comportamiento hidráulico de una partícula sedimentaria puede ser definido en base a los parámetros que lo condicionan:

Dimensiones Forma Peso específico

111

LAMINAR TURBULENTA

Hay partículas (ejemplo restos vegetales, minerales como la mica) que por su forma se acumularán con sedimentos que no son de su granulometría ( viajan más lejos con partículas más finas).

Otro ejemplo, pero el caso contrario serán los minerales pesados que se acumularán con materiales més grollers)

Podemos distinguir dos tipos de transporte: selectivo y en masa.

Transporte selectivo

Hay un proceso de selección hidráulica El primero y más importante efecto de la selección hidráulica es la separación

entre carga de fondo y carga en suspensión Los procesos selectivos se dividirán en tractivos y de decantación El depósito está más estructurado u organizado dando una serie de estructuras

sedimentarias (láminas, clastos orientados etc) En una corriente hídrica tractiva: la capacidad y la competencia de la corriente

depende directamente de la velocidad.

Transporte en masa

Coge todo lo que encuentra En un transporte en masa la capacidad y la competencia de la corriente dependen

de: la densidad, la viscosidad y la cohesión

Ejemplo colada de barro: viscosidad muy alta, cuanto más viscoso mayor capacidad de arrastrar materiales.

INFORMACIÓN QUE NOS OFRECEN LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

El medio sedimentario El tipo de transporte Las condiciones energéticas e hidrodinámicas (velocidad relativa de la corriente

y profundidad relativa de formación de los sedimentos en el momento de la deposición)

El paleocorriente La polaridad de los estratos

Nunca serán diagnósticos de un medio ( reflejan procesos que pueden ser comunes a varios ambientes)

FUERZA DEL FLUJO Y FORMACIÓN DE ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Los ripples es un tipo de forma de fondo se genera en flujos naturales de distintas velocidades. Presentan diversas morfologías según su campo de estabilidad. Así los formados a menor velocidad tienen las cretas rectas  y , sucesivamente, cambian a crestas sinuosas  cuando la corriente es más rápida.

112

Si en un fondo con granos de arena se le va aumentando la velocidad del flujo se irán formando las siguientes estructuras por este orden:

1. RIPPLES

2. MEGARIPPLES (sand waves) mayor tamaño: Son grandes morfologías de fondo. Su altura supera los 10 cm como mínimo y una longitud de onda mayor de 60 cm  alcanzando en algunos casos 30 m. Al igual que en los ripples la morfología de las crestas varía al aumentar la velocidad de flujo dentro de su campo de estabilidad.

113

5 cm

CORRIENTE

3. MEGARIPPLES (DUNAS)

4. FONDO PLANO (PLANE FLAT BED)

5. ANTI-DUNAS se desarrolla con el máximo de velocidad de la corriente donde se produce también ondulación de la superficie del agua. MUY IMPORTANTE: buzan en sentido contrario a los anteriores.

114

Aumenta velocidad de la corriente

EL RÉGIMEN HIDRÁULICO REGULA LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS GRANULARES

Número de Froude: número sin dimensión que es la relación entre las fuerzas de inercia y las gravitacionales,Fr= V/ g.d . Con este podemos determinar el régimen hidráulico. Donde:

V: velocidad media del flujo

d: profundidad media

g: gravedad

Si:

Fr >1 hay una corriente rápida de alto régimen hidráulico o supercrítico Fr = 1 (0,7-1) es la velocidad crítica y el flujo representa caracteres de

inestabilidad con elevada turbulencia Fr <1 (0,3-0,7) bajo régimen hidráulico con elevada turbulencia

Fr <1 Fr >1

RIPPLES

FONDO PLANO

Dunas con RIPPLES ANTI-DUNAS

MEGARIPPLES

Las antidunas necesitan un superficie libre, si el agua está cerrada por arriba no podrá circular de la forma característica

115

GRANULOMETRIA-VELOCIDAD

116

117

118

119

FORMACIÓN DE CRESTAS CON LA VELOCIDAD DEL FLUJO

Orden de formación de crestas a medida que aumenta la velocidad del flujo:

1. Crestas rectas2. Crestas onduladas3. Crestas onduladas pero discontinuas: máximo régimen.

PARTES DE UN RIPPLE

Los ripples se dan a velocidades de 10-30 cm/s, por lo tanto es una estructura muy común. Son de hasta 5cm, mayores serán megaripple

120

SOBRE CORRENT ( STOSS SIDE) SOTA CORRENT ( LEE SIDE)

BOTTOM SET LAMINAE

MATERIAL FINO

MATERIAL GRUESO

TIPOS DE RIPPLES

Lunados (los cuernos de la media luna apuntan hacia la corriente) Linguodides.

121

Ripples trepadoresCuando comienza a sedimentarse el material en suspensión de forma muy rápida en comparación con la migración de los ripples no llega a producirse erosión en el flanco de barlovento y los ripples comienzan a trepar sobre el dorso de los que estaban ya formados aguas abajo. Los ripples trepadores indican una alta velocidad de sedimentación de arena fina o limo en condiciones de corriente con baja energía. 

 

Laminación lenticular y flaser

Las estratificaciones lenticulares y flaser representan los extremos de una serie continua de alternancia de arena y arcilla en proporciones variables produciendo morfologías diferentes. La alternancia indica que la energía del medio cambiaba periódicamente resultando que las corrientes acumulaban arenas en ripples que alternaban con materiales finos.

Megaripples

Son grandes morfologías de fondo. Su altura supera los 10 cm como mínimo y una longitud de onda mayor de 60 cm  alcanzando en algunos casos 30 m. Al igual que en los ripples la morfología de las crestas varía al aumentar la velocidad de flujo dentro de su campo de estabilidad.

122

Estratificación paralela

El término de laminación paralela engloba varios tipos genéticos que tienen en común haberse depositado en superficies más o menos horizontales o planas. El aspecto paralelo puede deberse a que no se generaron ripples o a que las circunstancias no eran favorables a su conservación.

 Estructuras sedimentarias formadas por flujos oscilatorios

El flujo oscilatorio por excelencia es el producido en las secuencias marinas. Cuando las olas de superficie se desplazan en aguas profundas imprimen un movimiento circular a la columna de agua. Cuando las olas se acercan a la costa, en la interfase entre el sedimento y el agua el movimiento circular se reduce a un vaivén.

Los campos de estabilidad de las estructuras de este tipo de flujos son similares a los de los flujos unidireccionales (ripples, estratificación paralela,...). Se caracterizan por presentar inclinaciones de la laminación aproximadamente simétricas.

De esta forma tendríamos las siguientes estructuras sedimentarias según aumenta la velocidad del flujo: estratificación planar de baja energía > ripples simétricos > ripples asimétricos > megaripples > estratificación planar de alta energía.

Hay algunas morfologías características que se pueden observar dentro de las estructuras nombradas anteriormente:

  Estructura en chevron. En el caso de que haya un flujo bidireccional pero que su velocidad no sea idéntica en ambos sentidos esto produce una estructura asimétrica.

123

Estructuras hummocky. Son estructuras de alta energía con laminación de bajo ángulo ligeramente ondulante cuyo espesor aumenta y disminuye lateralmente y muestra suaves discordancias

La laminación:

Es una estructura íntimamente relacionada con los ripples (megarripples, dunas, antidunas, etc) Se trata de un ordenamiento de las partículas que forman el sedimento (granos de arena o limo) de forma que se disponen formando láminas paralelas que pueden ser planas, es el caso de la laminación planar, o curvas, en el caso de la laminación en surco. La ordenación en láminas del sedimento es consecuencia del movimiento de las partículas del sedimento sobre la superficie de los ripples. La corriente erosiona las partículas situadas en la cara de barlovento del ripple y las deposita, formando láminas, en la cara de sotavento. Estas láminas tendrán forma plana o curva dependiendo de la forma plan o curva del ripple al que pertenecen.

Como normalmente los ripples no se forman de manera aislada sino que lo hacen como trenes de ripples que progresan unos sobre otros, la laminación originada por cada uno de estos trenes formará lo que se denomina un “set” o grupo de láminas paralelas. En el estrato observaremos distintos grupos de láminas cada uno de los cuales presentará una inclinación diferente puesto que han sido originados por trenes de ripples diferentes. A esta ordenación en grupos de láminas que parecen cortarse unos a otros es a lo que llamamos laminación cruzada o estratificación cruzada, cuando las láminas son de cierta envergadura. Estratificación cruzada:

124

internas

PLANAR EN SURCO

TIPOS DE RIPPLES

ROMBOIDALES CLIMBING RIPPLES CAPPED RIPPLES RIPPLE DE INTERFERENCIA FALTA

RIPPLES ROMBOIDALES

Son formas de playa de altura pequeña. Es dificil de ver tanto en la actualidad como en estado fosil.

CLIMBING RIPPLES (escaladores)

125

Se pueden encontrar en fosil. Hay mucho material que se añade y crece tanto horizontal como verticalmente. Si unimos los puntos de la cresta hay un crecimiento en vertical:

Cuanto mayor es la inclinación de la linea que une los puntos podré ver el lado de sobrecorriente fosilizado.

126

lado bajo Lado sobrecorriente

AUMENTA LA RELACIÓN partículas en suspensión/carga

Cuanto mayor sea el ángulo de climb mayor será la fracción de foresets preservados:

En sección : cunato más inclinado más preservado el lado de bajocorriente

127

α1

EROSIÓNα

PRESERVADO

α1= α

α

128

129

CAPPED RIPPLES

(Ripples coronados) tienen las crestas seccionadas ( se ven las crestas planas). Ha habido una erosión de las crestas debido a:

Ripples que se han formado con la olas que pueden seccionar también las crestas

Ripples formados bajo el agua que quedan expuestos por la parte de arriba. Cuando esta se seca el aire puede erosionarla. ( esta opción es la más común).

RIPPLES DE INTERFERENCIA

130

Son dos trenes de ripples que se colocan a 90º uno respecto al otro. En fosil se puede ver también. Es típico de zonas mareales: cuando las aguas marchan no lo hacen a 180º sino que la misma estructura del ripple desvia el agua. El agua no sale por donde ha entrado ( aprovecha las zonas más bajas o “valles” del ripple). No son definitorios de un ambiente, ya que también los podemos encontrar en sistemas fluviales.

STARVED RIPPLES

Muy poca introducción de material, un tren de ripple desconectado.

131

MEGARIPPLES

132

Se forman cuando aumenta la corriente; tienen más de 5 cms de altura. Ejemplo en una zona mareal ( pero no el único ambiente). Podemos encontrar poe ejemplo megaripples y encima ripples. Se podría dar también 2 trenes de ripples a 90º como los que hemos visto antes.

En sección vemos láminas inclinadas en el sentido de la coriente. Cuando los megaripples migran a alturas mayores hacen laminaciones oblicuas, que pueden ser:

LAMINACIÓN CRUZADA LAMINAR ( crestas rectas) LAMINACIÓN CRUZADA EN SURCO

133

134

FONDO PLANO (sand waves)

Se generan con máxima velocidad: los granos se mueven con rapidez. Si ponemos más material este fondo plano nos dará una laminación paralela.

Lineación de partición (parting lineation): asociada a la laminación paralela de alto régimen de flujo. Dan lineaciones de granulometría diferente. Los granos se juntan por sus características hidrodinámicas y quedan separados, indicando la dirección de flujos.

ANTIDUNAS

Si hay todavía más velocidad de flujo pasamos de un fondo plano a antidunas. Se forman olas estáticas ( que no se mueven del sitio) y debajo del agua las partículas del

135

fondo adoptan esta forma. Cuando rompe la ola se puede desprender material que forma unas láminas contrarias al flujo: esta es la mejor forma de saber que es una antiduna. Son de más de 5 cm ( como los megaripples) pero con menos de 20 º.

136

CORRIENTES TRACTIVAS INDEPENDIENTES DE LA PENDIENTE

Olas: flujo oscilatorio, corriente que cambia el sentido periódicamente ( ojo no mareal, pués esta tarda 6 horas)

Ripples de oscilación

Sus flancos son simetricos (wave ripples). Nivel de base o límite de acción tractiva del movimiento oscilatorio. A partir del cual no se nota la influencia de las olas al fondo ( en condiciones normales de 5-10m, en tempesta 200m)

137

POCA PROFUNDIDAD

L: longitud de onda

D: profundidad

Si D es menor o igual a L/2 hay influencia de las olas en el fondo Si D es mayor que L/2 no hay influencia.

TIPOS DE RIPPLES DE OLA

138

MAYOR PROFUNDIDAD

A MAYOR PROFUNDIDAD LAS OLAS NO AFECTAN AL FONDO

Nivel del mar

L

D

Energia menor: las crestas son muy puntiagudas y el movimiento de los materiales es el siguiente:

Energía mayor: se forman crestas redondeadas y movimiento turbulento:

Baja energía

En chevron:

Alta energía

Feixos de lámines en els dos cantons. Láminas en dos sentidos, diferencia con los ripples que no son de olas. Estas láminas son offshoots.

139

CORRIENTES TRACTIVAS INDEPENDIENTES DE UNA PENDIENTE

El viento

140

20

10

80

60

40

100

200

1010,1

Fondo plano, laminación

Wave ripples

Sedimento sin movimiento

Es el agente selectivo por excelencia, dejará un residuo de los materiales que no puede transportar LAG. Las partículas transportadas por el viento son muy redondeados ( más que el transporte hidríco) ya que no existe amortiguación de los golpes. Hay menos resistencia y por lo tanto el golpe de una partícula hace saltar a las otras por ( un bombardeo en cadena):

Tracción Suspensión Saltación

Estructuras:

Grandes dunas Ripples Deslizamientos de la cuesta hacia la parte interior.

141

Ripples eólicos

142

Al contrario que los ripples de corriente los granos finos se situan abajo y los gruesos arriba ( en la cresta)

143

MATERIAL FINO

MATERIAL GRUESO

LAG: residuo material que no se puede transportar

144

145

Dunas

146

Slump: flujo de granos que podemos encontrar en estado fosil

147

Cara de avalancha más abrupta con erosión remontante en forma de lengua

148

DESLIZAMIENTOS SIN ESTRUCTURA INTERNA

CORRIENTES TRACTIVOS INDEPENDIENTES DE UNA PENDIENTE: LAS MAREAS

Flujo oscilatorio con periodo de oscilación muy largo. El producto de las fluctuaciones periodicas de la energía hidrodinámica en las planas mareales , es la alternancia arenitas-lutitas.

Estratificación flaser

El tipo de estratificación flaser se produce o tiene lugar en áreas donde existe una sedimentación de tipo ripple y van alternando periodos de corriente con otros de quietud. Si se parte de la base que se posee arena y arcilla, la arena puede formar los ripples, mientras la arcilla permanezca en suspensión depositándose en el momento en que se calme la corriente. El que aparezca uno u otro tipo de flaser dependerá en gran manera de la cantidad de arcilla que exista en el medio, si ésta cantidad de arcilla en suspensión es pequeña, al sedimentarse, se acumulará en los valles. Si la proporción de arcilla es aún superior se llegará a un límite en que la mayor parte de los flasers se hallen conexionados.

Estratificación ondulada o wavy

Hay más material lutítico que en el flaser, 50% de lutitas.

Estratificación lenticular (linsen o lenser bedding).

 Máxima decantación de lutitas.Como ya se ha indicado anteriormente, si sobre un fondo arcilloso se produce un aporte de arena deficitario como para formar una capa continua, ésta es trabajada ya sea por las corrientes ya sea por las olas y se formarán ripples aislados. Las crestas están construidas por esta arena, y en el lugar que debían ocupar los valles, inexistentes como tales, aflora la arcilla de un aporte anterior. Ello  puede cubrirse y fosilizarse por una posterior capa de arcilla. Si el proceso se repite varias veces, en un corte de estos materiales se obtendrá una típica estratificación lenticular.

Este tipo de estratificación puede presentar diferentes modalidades según la disposición de los lentejones y según el tipo de ripple que lo constituye. Según sea la disposición de los lentejones se diferenciarán dos tipos de estratificación: aquella en la que se hallan aislados dentro de la masa de arcilla y aquella en la que forman grupos de dos o más unidades ripple unidas por valles. Según el tipo de ripple se puede asimismo obtener dos tipos de estratificación lenticular: uno en que el ripple es de corriente y otro en que es de oscilación. Combinando los dos primeros tipos con los segundos se obtienen cuatro modalidades distintas de estratificación lenticular, o sea:

149

a) Lentejones aislados con estructura ripple de corriente; b) lentejones aislados con estructura ripple de oscilación; c) lentejones unidos con estructuras ripple de corriente, y d) lentejones unidos con estructura ripple de oscilación.

Este tipo de estratificación, así como la flaser, puede darse en varios medios sedimentarios en los que concurra la existencia de una zona con déficit de sedimento (de arena en la lenticular y arcilla en la flaser) y en un medio cambiante entre turbulento (cuando la corriente o la ola transporta y deposita la arena) y tranquila (cuando se deposita la arcilla). O sea, alternando fases agitadas con fases de calma. Este proceso coincide en gran manera con lo que ocurre en áreas intramareales.

 

150

151

152

ESTRATIFICACIÓN HERRING BONE

ESTRATIFICACIÓN HERRING BONE

Se da basicamente en situaciones mareales ( la corriente que baja y la que sube no es de la misma intensidad). Da como resultado una estructura de aspecto de espina.

153

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS NO DEPOSICIONALES

1) Estructuras de base erosionada o SOLE MARKS

SCOUR MARKS TOOL MARKS

2) Estructuras de base o techo

3) Estructuras deformacionales

Estructuras de base erosionada o SOLE MARKS

Se preservan donde hay alternancia de materiales arenosos y arcillosos:

154

90º

Se erosiona el fondo, a continuación se produce deposición y así sucesivamente. Esta serie puede inclinarse o invertirse, nos ofrece criterios de polaridad (paleocorrientes)

SOLE CAST

1) scour cast: erosión por el fluxo:

Flute cast Longitudinal furrows and ridges Frondescent cast Crecent cast Rill cast

2) Tool cast: de partículas que impactan sobre el fondo:

Groove cast Prod cast Bounce cast Chevron cast Brush

Lo que se preserva es el molde, no el estrato. En prácticas casi todo son cast:

FLUTE CAST

155

CAST (molde)

MARK

Fron descent cast

Expansiones locales de flujo:

156

Longitudinal furrows and ripples

Crestas y surcos longitudinales, estructuras muy pequeñas, flujo alto, rectilineo, se ve en la base del estrato. Tenemos la dirección pero no el sentido.

Crescent mark

El objeto no se mueve, sino que el flujo lo rodea y se hará la forma de herradura ( ojo no confundir con el ripple de media luna, pués este es de base, no de sostre):

157

erosióndeposición

Rill marks

Espesor muy pequeño, es muy difícil de ver en fósil.

Groove marks

1 Groove cast. Marcas alargadas que dan dirección pero no sentido. Al menos que al final del trayecto que de la piedra (en la base de los estratos)

Prod cast

2 Un objeto que impacta (entra con un ángulo suave) y sale disparado con un ángulo mayor. El lado más abrupto me indicará el sentido hacia donde va la paleocorriente.

158

159

1 2

Bounce cast

No podemos saber el sentido de la paleocorriente ya que es simétrico, mismo ángulo de entrada que de salida. Las irregularidades del canto quedan plasmadas en la estructura.

Brush cast

Cuando el material de debajo no está del todo cohesionado y el clasto sale y se lleva un poco de material de debajo que nos marca el sentido hacia donde va el clasto:

160

Chevron cast: la piedra no da vueltas, pero si crea un poco de turbulencia que a su paso va dejando crestas, como unas arrugas que nos da el sentido de la paleocorriente.

Roll cast: el clasto no pierde contacto con la base, a intervalos regulares nos dará la misma forma: este nos da dirección pero no sentido.

Skip cast: la piedra va saltando, se lleva un poco de material hacia delante. Aquí si que podemos ver el sentido de la paleocorriente.

ESTRUCTURAS DE BASE O TECHO

Mud crask o grietas de desecación (marca y molde) Rain drops, gotas de lluvia ( marca y molde) Marcas o moldes de cristales, pueden estar tanto en la base como en el techo

Mud cracks

161

Se producen en superficies de materiales lutíticos y su profundidad dependerá del espesor de la capa de lutitas y de la intensidad de la desecación. Si vemos los polígonos rellenos estaremos viendo la base de un estrato. Puede ser que se doblen y las capas se desplacen, un transporte corto, ya que con uno largo se deshacen.

Raindrops o gotas de lluvia

Vienen asociadas a una zona que tienen muds craks y lluvia esporádica y escasa (“4 gotas”). Pueden encontrarse como molde y también como marca. Para que se forma un molde tiene que ser un sedimento igual de fino que el muds craks.

162

Moldes o marcas de cristales

1. Sustrato arcilloso.2. una solución sobresaturada donde se forman unos cristales ( ejemplo cubos de

sal, cristales de yeso… )3. los cristales caen al fondo, dejan la marca o se depositan sedimentos finos

encima (molde)4. Los cristales se disuelven

También se puede ver con cristales de hielo. Si encontramos las marcas del cristal estaremos viendo el techo del estrato.

ESTRUCTURAS DEFORMACIONALES

1) Estructuras de carga o load cast:

Estructuras FLAME BALL AND PILLOWS o PSEUDONÓDULOS

2) Estructuras de escapament de agua:

LAMINACIÓN CONVOLUTA Estructura DISH PIPES i PILLARS

Load cast

Por diferencia de densidad se hunden los materiales de encima por carga:

163

Estructuras flame

164

Deposición masiva de arena

Barro con agua

Presión que produce compactación y expulsión de agua hacia arriba

El flujo de agua hacia arriba provoca la inyección de arcilla en la arena

ball and pillows o pseudonódulos: cuando se inyecta la arcilla pueden quedar aisladas formas como bolsas (nódulos)

Pueden formarse por sucesivos hundimientos de trenes de ripples o también con terremoto o tempestad.

165

Estructuras de escapament de agua

Laminación convoluta: un sedimento que va haciendo una laminación por un régimen alto de flujo. El agua puede tener tendencia a escapar y deformar las laminaciones que habían previamente( OJO¡¡una lámina nunca se depositará de forma vertical). Se da dentro del mismo estrato.

Estructuras dish (forma de plato): pequeñas salidas de agua que dan estas formas como de platos (máx. 5 cms), son estructuras muy pequeñas.

Pipes y pillars: cuando hay tanta agua que al escaparse forma una especie de “diapiro”, los granos en suspensión destruyen la forma interna. Los pillars son más verticales que los pipes.

166

OTRAS ESTRUCTURAS

Volcanes de arena o barro Còdols armados Pits and mount estructures

Volcanes de arena o barro: estrato empapado de agua (arenas movedizas) que ejercen presión provocando que el sedimento de abajo fluya hacia arriba.

Còdols blandos: en un sustrato arcilloso una corriente arranca trozos (còdols de arcilla). El momento en que la corriente desacelera pueden quedar dentro de la arena. Cuando la arcilla es erosionada quedarán los huecos que ocupaban

Còdols armados: cuando un còdol arcilloso rueda sobre una superficie de granos más groseros y se van rebozando y se van armando. Es más fácil que se preserve.

167

Pit and mount estructures: Bombolles de agua que van migrando hacia arriba y hacen una especie de cráter pequeño.

ANEXO: FOTOS

168

FLUTE CAST (base)

169

GROOVE CAST (base) no dan el sentido de la corriente solo dirección

RESUMEN

170

1. ESTRUCTURAS DE BASE (MARKS marca/CAST molde)

1.1 scour marks/cast: erosión por flujo

génesis foto dirección sFlute S

Furrows SI N

Frondescent SI N

Crecent S

rill SI S

1.2. Tool marks/cast: erosión por impacto de partículas en el fondo

génesis foto d s

171

Groove S N

Prod S S

Bounce S N

Chevron S S

Brush S S

Roll S N

skip S S

2. ESTRUCTURAS DE BASE O DE TECHO (marks/cast

172

3. ESTRUCTURAS DEFORMACIONALES

De carga o load cast

Escapament d’aigua

Laminación convoluta Estructura dish Pipes i pillars

4.OTRAS ESTRUCTURAS

volcanes de arena o barro Còdols tous Còdols armats Pits and mount estructures

TEMA 7: TRANSPORTE EN MASA

173

Mud crask Rain drops Marcas de cristales

FLAME PSEUDONÓDULOS

Se da tanto en medios subacuáticos como subaereos. En muchos de los sedimentos de gran profundidad se da este tipo de transporte en masa. Es catastrófico, espamódico, intermitente y muchas veces un hecho tectónico lo puede desencadenar. Se pueden dar en decenas de metros de estratos (estratos muy potentes)

MOVIMIENTO EN MASA

Caida

Caida Tartera (bloques angulosos, brechoides)

174

Segada de capas

Lliscament

Olistólito Volcada Lliscament Slump Olistostroma Turbidita

1. Materiales que comienzan a deslizarse2. Slump3. Se pueden ir rompiendo coladas rocosas4. Corriente de turbidez

Olistólito

Deslizamiento de un bloque indeformado, un bloque que resbala conservando su estratificación. Bloc de roca exòtic transportat per un esllavissament gravitatori submarí que ha quedat inclòs dins una sèrie sedimentària més recent.

175

lliscament

slumping

Mass flow

c. de turbiditat

Licuefacción y suspensión

movimientos de cizalla

1

2

34

Bolcades

176

Acomodación de un Olistolito

Lliscaments

En planos rotacionales

Slumps

Estructuras gravitatorias que pueden tener gran variedad de formas y dimensiones. Este término se refiere a la deformación penecontemporanea, resultado del movimiento y desplazamiento de capas del sedimento ya depositado debido a la acción de la gravedad. En superficie lístrica, son pliegues sedimentarios no tectónicos y conservan la laminación pre-existente. Los materiales que fosilizan son los mismos los de arriba que los de abajo.

Se desprende material hacia abajo y a continuación se van depositando diferentes capas, simulando un pliegue.

177

178

179

Olistroma

Si se deshacen más las capas del slump (+licuofación) corrents rovellosos o fangosos : mud flow o debris flow. olistostroma m GEOL Acumulació més o menys caòtica de materials de molt diversa granulometria, des de blocs a argiles. El seu origen més freqüent és purament sedimentari i s’anomena en aquest cas dipòsit de colada rocallosa (debris flow deposit). S’anomena de manera informal com unitat olistostròmica i s’ha localitzat principalment en el sector oriental de les serralades Bètiques. Aquest dipòsit a Eivissa es considera burdigalià-languià (20-15 Ma.) dins de la unitat Ma (miocè) i presenta els millors afloraments a la costa, entre s’Aigua Blanca i cala de Boix. Litològicament és una megabretxa dins de la qual predominen els materials triàsics resedimentats. Els clasts, que varien entre pocs centímetres i decímetres, són calcàries i dolomies del triàsic muschelkalk, ofites, guixos i argiles bigarrades del triàsic keuper. Els grans blocs, de dimensions decamètriques, són fonamentalment calcàries i dolomies del juràssic dins d’una matriu composta d’argiles de coloracions grogues, vermelles, verdes i taronges. L’espessor de la unitat és molt variable, oscil·la entre 50 metres a cala

180

SLUMP

de Boix fins a centenars de metres en algunes zones.

181

Flujos de masa

Mezcal de sedimentos y agua en que los granos individuales se mueven dentro del medio- fluido el cual empujan:

Debris flow Grain flow Fluidized sediment flow Turbidity currents

Debris flow: matriz fangosa

Grain flow: todo granos

Density current: agua con mucha carga de material

Debris flow

182

Depósitos masivos Un poco de granuloselección Parte superior irregular por los còdols que van flotando en la matriz Poder erosivo en la base.

Grain flow deposit

Marks en la base Estructura masiva Es difícil encontrar orientación de los granos pues se trata normalmente de arena No hay gradación Techo plano

Liquefied flow

Base estructural Granoselección Escapament d’aigua

Corriente de turbidez

Base con muchas estructuras provocadas por el fluido Granoselección en la base Zona con ripples Parte basal con laminación paralela Parte superior arcilla

183

Coladas de barro MUDFLOW

Movimiento de masa sedimentaria poco viscosa que se desliza a causa de la gravedad en condiciones subaereas y subacuáticas, per un tàlveg o vessant con una velocidad que no pasa unos cuantos Km/h. Está formada por lutitas saturadas de agua .

Colada rocosa o DEBRIS FLOW

Colada de barro que engloba una proporción muy elevada (+ 50% elementos granulométricos de las clases més grolleres: blocs, còdols, palets i sorres).

El espesor es función directa de la cohesión del barro e inversamente proporcional al gradiente topográfico. La erosión puede arrancar todo un trozo de estrato.

Estas coladas paran de golpe, no van desacelerando, sino que lo hacen de golpe. Por lo tanto da como resultado una masa caotica con matriz y còdols.

Corrientes de turbidez: turbidita

Las turbiditas fueron descritas en detalle por primera vez por Bouma (1962), que estudió los sedimentos de aguas profundas y reconoció secuencias grano-decrecientes (con el tamaño de sus partículas decreciendo hacia arriba), incluyendo conglomerados de cantos rodados en la base y lutitas de grano fino en las partes más superiores. Esto era inesperado porque históricamente se había supuesto que en el fondo de los océanos no existe ningún mecanismo mediante el cual trasnportar sedimentos de grano grueso a profundidades abisales.

El ciclo de Bouma comienza con una superficie de erosión que pasa de guijarros a grava en una matriz de arena. Por encima de estas capas se deposita capas de arena cada vez más fina alternada con arena limosa, y, por último, limo y arcilla. Esta sucesión vertical de capas sedimentarias y el cambio de litología denota una disminución de la turbulencia del flujo del agua que los transporta antes de la sedimentación.

184

subaereaTienen la zona superior indeformada

subacuatic

Tienen la zona media menos deformada

Es inusual observar un ciclo de Bouma completo: las sucesivas corrientes de turbidez pueden erosionar secuencias anteriores no consolidadas. Por otra parte, si la sección expuesta se encuentra en el borde del lóbulo deposicional sólo las secuencias más finas están presentes. Las turbiditas son sedimentos transportados y depositados por una corriente marina generada por la inestabilidad en la distribución de densidad del flujo de agua debida al contenido irregular de sedimento en suspensión (similar a un flujo piroclástico volcánico). El flujo de densidad se produce por licuefacción de los sedimentos durante el transporte, los cuales provocan un cambio en la densidad del sistema fluido agua+sedimento. Esta licuefacción o suspensión se alcanza generalmente en condiciones muy turbulentas del líquido sustrato. En estas circunstancias se pueden transportar grandes fragmentos de roca a velocidades que de otra manera serían demasiado bajas.

Estos flujos de densidad ocurren en otros entornos aparte de las profundidades del océano, como los lahares junto a volcanes, en deslizamientos de lodo y en flujos piroclásticos (que crean secuencias sorprendentemente similares a las turbiditas).

185

186

1. Area fuente2. Slide/slump3. Debris flow4. Añade agua y se convierte en una corriente de turbidez

No siempre es este el mecanismo de producción de una corriente de turbidez. Pero lo que si ocurre es que a medida que avanza incorpora más agua y se hace más fluida. Esta corriente cuando llega al plano da una secuencia característica denominada SERIE DE BOUMA

187

1

2

34

188

A

B

C

D

E

A+B

Base con muchas estructuras de base y granoseleción

Laminación paralela de alto flujo

Climbe ripples o ripples de corriente

Nivel pequeño de laminación paralela

Lutita (que es el material que queda en suspensión)

TA-TBTA-TE

TB-E TC-E

TDE-TE

MATERIAL MÉS GROLLER

Cada corriente de turbidez genera una secuencia típica (Serie de Bouma) en la que cada estrato presenta una granoselección positiva. La secuencia completa sería:

Secuencia de Bouma

Esta secuencia se repite en los materiales de tipo flysch

Lo normal es que la secuencia se presente truncada en sus términos superiores por las corrientes posteriores.

Dentro de la secuencia podemos reconocer diferentes estructuras sedimentarias como: Laminaciones: Podemos encontrar las características de la secuencia de Bowma: paralela de alta energía, cruzada, y paralela de baja energía.

Flute cast: se suele conservar en el muro del estrato superior.

Laminaciones convolute: por fluidificación de los materiales ya depositado.

Reptación de suelos

Erosiones alveolares.

Huellas de impacto y arrastre

189

Se pueden observar también diversas bioturbaciones y morfologías divesrsas que muestras de diferentes actividades orgánicas.

En cuanto a la geomorfología, la zona queda caracterizada por la posición subvertical de los estratos y la erosión marina, diferencial de la costas, produciendo entrantes en las series más margosas y salientes en los términos más areniscosos.

Flotación y dirección del flujo

La corriente arranca códols tous de arcilla que tienden a flotar hacia arriba, con lo que nos dará la dirección del flujo.

190

191

Las turbiditas se depositan en la plana abisal, a partir de los sedimentos de la plataforma continental ( suministro continuo de zonas deltaicas) que se depositan cerca del talús. Por motivos tectónicos se produce un deslizamiento dando lugar a los abanicos submarinos profundos DEEP SEA FAN. Ejemplos: el abanico de Valencia delante de Cataluña, el de Bengala entre India y Burma donde desemboca el Ganges.

En las turbiditas los sedimentos más groseros se situan encima y los finos debajo. En los abanicos submarinos depende de la zona del abanico. Por la orilla, al margen del talús, baja también debris flow. Por lo tanto en medio de las turbiditas podemos encontrar debris y estrólits. Muchas veces es la actividad sísmica la que provoca la corriente de turbidez.

En la parte distal las capas son más finas y con intervalos arcillosos más grandes. Y si nos vamos más lejos encontramos una intercalación de materiales blancos (barros carbonatados) HEMIPELAGITES. Si pasa suficiente tiempo se va sedimentando todo lo que hay en la cuenca (carbonatos por precipitación, químicos o bioquímicos)

192

Cuenca sudcentral pirenaica (terciaria): 9 megaturbiditas, la más grande de las cuales es la MT5, que tiene un espesor de 200 mts y un volumen superior a los 200km3. Cuenca alargada y abierta hacia el oeste. Los sedimentos de las turbiditas no vienen del este. Sino del sedimento carbonatado de la plataforma. Durante el terciario el pirineo se levanta y produce terremotos que desencadenan rotura de grandes bloques y deslizamientos de estos hacia la cuenca.

Descripción de la columna de la base hacia arriba:

En la base trozos grandes con material roto, es la parte más grosera. Còdols tous inmensos, de material que arranca cuando baja todo. Calcarenita granul. Marga

La parte inferior está sometida a tanta presión que inyecta hacia arriba material, dando una forma de champiñón.

La parte de la calcarenita y la marga es la capa guía, pués son las que llegan más lejos y se expande por toda la cuenca. La parte de los còdols tous no llega lejos.

193

194

TEMA 8: DEPÓSITOS LUTÍTICOS

TERMINOLOGIA

No consolidado Consolidado (diagénesis) metamorfismoSilt (llim) >1/256mm Siltstone (limolita) Quarzite (cuarcita)Clay(arcilla) <1/256mm Claystone (argilita) Slate (pizarra)

Minerales de arcilla

Láminas de tetraedros con Si+3 o Al+3 en el centro y O en los vértices Láminas de octaedros con cationes Fe+2, Fe+3, Mg+2 y Al+3

195

100

70

30

20

GRAVA SAND SILT CLAY

poly cristaline quartz

Rock fragments tohertMonocristalline quartzfeldespatoClays and micas

La unidad básica de la capa octaédrica está constituida por tres octaedres:

Trioctaedrica con cationes divalentes (Fe+2, Mg+2) Dioctaedrica con cationes trivalentes (Al+3 y Fe+3)

Interlámina: entre los tetraedros y octaedros, puede:

No tener nada Haber agua Agua y cationes

La unidad básica que se va repitiendo se llama UNIDAD ESTRUCTURAL (7-14 Amstrongs) que se irá repitiendo.

GRUPOS

Silicatos hidratados laminares

a) Espaciados basales muy típicos:

* 1/1 grupo caolinicos: caolín (dioc) y serpentina(trioc)

* 2/1:

Talco-pirofilita: pirofilita (dioc) y talco (trioc) Micas-illita: moscovita (dioc) y biotita-illita (trioc) Esmectita (agua)-montmorillonita (montmori –dioc-) Vemiculitas: saponitas (trioc)

*2/1/1 grupo cloritas Te Oc Te Oc

b) Tipos complejos: interestratificats

Silicatos hidratados fibrosos

1)Sepiolitas y 2)Attapulgitas o palyorskita

SILICATOS HIDRATADOS LAMINARES ESPACIADOS

Basales, muy típicos y estables.

Caolinita 2/1 grupo talco-pirofilita: hoja electricamente neutro, espaciado basal de 9,4-9,3

producto de diagénesis profunda camino del metamorfismo 2/1 grupo micas-illita: Te Oc Te moscovita dioctaedrico biotita 2/1 Esmectita-montmorillonita: Te Oc Te montmorillonita dioctaedrico. Se

expande porque tiene agua dentro. Capas unidas de agua.

196

Grupo vermiculitas: espaciado basal de 14 vermiculitas el agua tiene fuertes lligams que limitan su capacidad de expandirse

Grupo cloritas: enlaces fuertes y estables ( capas trioctaedricas cargadas – alternadas con capas octaédricas cargadas +)

SILICATOS HIDRATADOS LAMINARES COMPLEJOS

Interestratificados: se comportan como un solo mineral. Pueden ser considerados como arcillas intermedias tanto en propiedades como en composición y estructura. Representan en muchos casos intermedios en la evolución de los minerales de la arcilla. Han de ser hojas similares.

SILICATOS HIDRATADOS FIBROSOS

Sepiolitas: se presentan como agujas o fibras muy alargadas sepiolita y palygorskita difieren por la anchura de las bandas octaédricas discontinuas ( ejemplo arena de los gatos). Tienen la propiedad de absorver y sirven para transportar materiales peligrosos. Tiene 8 posiciones octaédricas.

Attapulgitas palygorskita: idem que la anterior pero con 5 posiciones octaédricas.

ANEXO

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203

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PROCESOS DE FORMACIÓN DE LOS MINERALES DE LA ARCILLA

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Hay tres tipos de génesis posibles:

1. Heredadas: lo serán siempre que el medio donde lleguen presenten las mismas condiciones de equilibrio que cuando se formaron. Las ilitas y cloritas no se heredan mucho.

2. Transformación a partir de un mineral previo. La transformación es cualquier cambio o paso de un mineral en otro. Muchas de estas se dan en minerales interestratificados. Paso de ilita a vermiculita. Podrán haber degradaciones y agradaciones.

3. Neoformación: es un proceso autigénico. Se forman a partir de soluciones del medio. Precipitan in situ. La caolinita es un mineral que no se neoforma. Es el que menos se da.

IMPORTANCIA DE LAS ARCILLAS

1. En la cerámica: son las materias primas en la fabricación de tejas, pavimentos, porcelanas, refractarias etc.

2. De su presencia se extraen conclusiones genéticas: indicadores geoquímicos ( de potencia) redox, de paleo salinidad, paleodimáticos, de criterios de correlación.

3. Se han de conocer por su importancia en ingeniería civil: deslizamientos de taludes, asentamientos diferenciales de obras, presencia de barreras impermeables.

4. En el campo de la industria: arcillas absorbentes ( portadoras de insecticidas) material de relleno en pinturas, barros empleados en las perforaciones de rotación: refrigeración de la corona, cementos: aportan SiO2 y AlO3.

TEMA 9: ESTRATOS Y ESTRATIFICACIÓN

INTRODUCCIÓN

estratificación: presencia colectiva de estratos en una serie sedimentaria, cada uno de los cuales está separado por unas superficies bien marcadas.

estrato: cuerpo de roca sedimentaria (o piroclástica), de litología normalmente homogénea o gradacional, dipositado de una manera continua y separado de las

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unidades litológicas adyacentes por superficies que pueden ser un cambio brusco de composición, sedimentario o de erosión.

ESTRATO

Estrato es una unidad sedimentaria depositada bajo el efecto de condiciones físicas constantes

Equivale a una unidad de tiempo de depósito El término de capa se utiliza como sinónimo de estrato.

Sentido geométrico ( Campbell 1967): hace referencia al nivel de roca o sedimento distinguible visualmente o física separado de los niveles inferiores y superior por superficie de estratificación.

Sentido genético (Otto 1983): unidad sedimentaria depositada esencialmente bajo condiciones físicas constantes.

Aspectos a tener en cuenta:

Espesor (potencia) Litología Contenido faunístico Textura (más o menos matriz, granoselección…)

SUPERFICIE DE ESTRATIFICACIÓN

Momentos de no sedimentación Cambios en las condiciones de la misma Superficie de erosión

210

espesor

Longitud (extensión lateral)

relieve

litologia contenido textura estructura

Los límites netos son consecuencia de: un cambio brusco en condiciones de sedimentación.

Erosión: acentuación diagenética de un límite originariamente gradacional.

POTENCIA

Distancia medida perpendicularmente a la superficie de estratificación

LAMINACIÓN Y LÁMINA

Laminación: disposición sucesiva de láminas de un estrato.

Lámina: subordinada al estrato, variaciones momentáneas de las condiciones físicas.

Laminación: visible gracias a las diferencias de composición, textura y color. Su superficie puede ser o no paralela a la superficie de estratificación (ejemplo ripples) que la contiene. La extensión lateral es inferior o excepcionalmente igual a la del estrato que la contiene.

CLASIFICACIÓN DE LOS ESTRATOS

Desde el punto de vista:

Genético

211

Muy grueso

Muy grueso

grueso

grueso

medio

medio

fino

finoMuy fino

Muy fino

ESTRATO

LÁMINA

100 cm

10 cm

3 cm

0,1 cm

0,4 cm

1 cm

10 cm

50 cm

Litología Espesor Límite espacial Morfología

Genético

Simple: ejemplo estrato turbiditas. Se pueden distinguir unas capas de otras. Compuestos: estratos de lutitas que no tienen continuación lateral. Ejemplo:

estratificación flaser, ondulada, lenticular…

Litologia

Homogeneos: un único tipo de material. No homogéneos: varios materiales, puede ser organizado o no organizado.

Ejemplos: turbidita (no homogénea, gradada y organizada. Slump ( no homogénea y desorganizada). Còdols tous ( no organizado)

Espesor

La potencia no es proporcional a la magnitud del intervalo de tiempo que representa.

Geometria

Disposición geométrica de los límites: originaria ( depende de la superficie sobre la cual se deposita el material) o por procesos que han actuado con posteriodidad. Puede ser de tres tipos:

Plana

Ondulada

Curva

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Los estratos no se extienden indefinidamente lateralmente presentan un límite espacial

Acuñamiento Interdigitación Erosión Difuso por cambio gradual Convergencia Transición Truncadura (post-depósito): los estratos terminan en una superficie que los corta Solapamiento u onlap: los estratos sucesivos se van solapando. Los estratos se

apoyan en una superficie preexistente

Morfologia de los estratos

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Depende de:

Factores sedimentarios Compactación posterior Erosiones postsedimentarias

Tipos:

Tabualr Lenticular: cóncava o convexa Cuneiforme Sigmoidal (típicas de ambientes mareales) Plano-cóncava Cóncava-convexa

CAUSAS DE ESTRATIFICACIÓN

Interrupciones en la sedimentación

Estratos separados de la misma naturaleza y textura. La estratificación se pone de manifiesto por superficies netas que serian superficies del antiguo fondo de cuenca sedimentaria en la que habría habido endurecimiento, probablemente acompañado por actividad de organismos y ligera erosión.

Cambios en las condiciones de sedimentación

a) Cambios en el área fuente:

Representan cambios en la cantidad y cualidad de los materiales que pueden ser transportadas a la cuenca adyacente.

b) Modificaciones internas del medio:

Energía de la corriente que transporta el sedimento : cambios texturales. Quimismo del agua: cambios litológicos en la precipitación Condiciones de oxidación: cambio de color Productividad biológica: diferencia en el contenido de materia orgánica.

CAUSAS DE LA ESTRATIFICACIÓN

Cambios orbitales Movimiento placas Cambios climáticos Variaciones nivel del mar Variaciones en la acumulación de sedimentos

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Variaciones de la energía de las corrientes Condiciones de vida de los organismos

Asociaciones de estratos

Los estratos superpuestos presentan diferentes asociaciones según el ordenamiento de las potencias de los estratos individuales:

Uniforme Variable Estratocreciente Masiva

Asociaciones según litología

1. Homogénea: un solo tipo de litología2. Heterogénea: 2 tipos de litología3. Rítmica: alternancia repetida de 2 litologías4. Cíclica: repetición ordenada de 3 o más litologías

215

CLIMA

hielo biomasa

Acumulación sedimentos

Cambio del nivel del mar

subsidencia Factores orbitales

Cambios en el geoide o movimiento placas

ESTRATIFICACIÓN

Secuencias positivas y negativas

Secuencia positiva:

Menos energía Medida de grano fino Más marino Zonas centrales de la cuenca

Secuencia negativa:

Más energía Grano más grosero Más continental Zonas más periféricas de la cuenca

ANEXO

216

+

fino grueso fino grueso

-

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220

221