textura de las rocas sedimentarias clásticas

TEXTURA DE LAS ROCAS
SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS
Dr. Luis A. Spalletti
Cátedra de Sedimentología
Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP
2007
TEXTURA DE LAS ROCAS
SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS
En el concepto de textura se incluye a un conjunto de propiedades que
describen las características de los individuos que componen a los
sedimentos y sedimentitas.
Esas propiedades son:
TAMAÑO DE LOS INDIVIDUOS O GRANULOMETRÍA
FORMA DE LOS INDIVIDUOS
DISPOSICIÓN
FÁBRICA (estudio de la orientación espacial de los individuos)
EMPAQUETAMIENTO (estudio de los contactos entre los
individuos)
En relación con las anteriores se encuentran:
POROSIDAD
PERMEABILIDAD
LOS ESTUDIOS
GRANULOMÉTRICOS
NOCIONES SOBRE EL TAMAÑO DE LOS
CLASTOS
EL TAMAÑO ES LA MÁS IMPORTANTE
PROPIEDAD TEXTURAL DE LAS ROCAS
CLÁSTICAS
¿Por qué?
Sirve para caracterizar a los sedimentos y
sedimentitas
Se emplea para clasificar a los sedimentos y
sedimentitas clásticos
Es útil en la interpretación de los procesos de
acumulación
CUÁL ES EL TAMAÑO DE UN CLASTO
Si los clastos fueran esferas el tamaño podría definirse por su diámetro.
No obstante, los clastos pueden definirse como elipsoides, definidos por tres
ejes ortogonales (A, B, C). Para determinar su tamaño se emplea el
diámetro nominal diámetro de la esfera que tiene su mismo volumen):
π/6 D3 = π /6 A.B.C
D3 = A.B.C
D = 3√A.B.C, que es definido como el tamaño medio geométrico.
Del mismo modo puede considerarse el tamaño medio aritmético:
(A+B+C)/3,
¿Y por qué no directamente B?
MEDICIÓN DEL TAMAÑO
Del método directo al método indirecto.
¿Cuántas determinaciones del tamaño?
La heterogeneidad de los sedimentos.
El muestreo, de los 200 fenoclastos a unos pocos
gramos de arena, limo y/o arcilla.
Las técnicas de determinación granulométrica. El análisis
mecánico.
Está claro que medimos muchos tamaños en un depósito
sedimentario, pero … ¿cuál es el tamaño?
LA RESPUESTA EN EL EMPLEO DE LA
ESTADÍSTICA
LA DISTRIBUCIÓN DE LA HETEROGENEIDAD
TEXTURAL
La heterogeneidad textural de los sedimentos implica que
debemos considerar cómo se distribuyen los tamaños.
El modelo más aceptado para la distribución de tamaños es el
lognormal, ya que si se parte de un conjunto de materiales o
granos sueltos con una distribución de tamaños al azar, se
verifica que en forma progresiva los procesos de abrasión y
ruptura durante el transporte o de movilización selectiva de los
individuos los acercan a la lognormalidad.
LAS ESCALAS
El patrón de referencia de la distribución heterogénea de
tamaños es la escala granulométrica.
Para una distribución lognormal, la escala más apropiada es
una progresión geométrica. Tiene una base o punto de partida
y una razón.
En Sedimentología empleamos la escala de Udden cuya base
es 1 mm y la razón es 2.
Los valores de la escala nos permiten definir intervalos de
grado o intervalos granulométricos.
LA PROGRESIÓN BÁSICA DE LA ESCALA DE
UDDEN
mm … 1/64 - 1/32 - 1/16 - 1/8 - 1/4 - 1/2 - 1 - 2- 4 - 8 - 16 - 32 …
mm … 0,016 - 0,031 - 0,062 - 0,125 - 0,25 - 0,5 - 1 - 2- 4 - 8 - 16 - 32 …
LA TRANSFORMACIÓN DE LA ESCALA DE
UDDEN EN UNA PROGRESIÓN ARITMÉTICA –
LA ESCALA FI [Φ] (Krumbein)
mm … 2-6 - 2-5 - 2-4 - 2-3 - 2-2 – 2-1 - 20 - 21 - 22 - 23 - 24 - 25 …
Definición de escala Φ : logaritmo negativo en base 2 del diámetro
expresado en mm
φ = − log 2 d mm
Φ … 6 - 5 - 4 - 3 - 2 - 1 - 0 - (-1) - (-2) - (-3) - (-4) - (-5) …
LA TRANSFORMACIÓN DE LA ESCALA DE
UDDEN ESCALA Φ
IMPLICA QUE PODEMOS TRANSFORMAR UNA
DISTRIBUCIÓN LOGNORMAL EN UNA
DISTRIBUCIÓN GAUSSIANA O DISTRIBUCIÓN
NORMAL
La escala Φ condensa un amplio espectro granulométrico en un rango mucho más
reducido de valores numéricos.
Se expande numéricamente hacia los rangos granulométricos más finos.
La distribución normal es simétrica.
EL PRIMER EMPLEO
DE LA ESCALA
LA CLASIFICACIÓN
GRANULOMÉTRICA
DE LAS ROCAS
CLÁSTICAS
El sistema UddenWentworth
LAS MEZCLAS GRANULOMÉTRICAS
NÓTESE LA IMPORTANCIA DE LOS
CONSTITUYENTES MÁS GRUESOS
LAS MEZCLAS GRANULOMÉTRICAS
Clasificación de mezclas de arena y grava (Willman, 1942)
EL MAYOR AJUSTE DE LAS ESCALAS EN
LOS ESTUDIOS SEDIMENTOLÓGICOS
AVANZADOS
Las escalas de razón √2 y 4√2
Razón 2
Razón 2
… 1/8
… 2-3
Razón √2 … √2-6
-
√2-5
1/4
2-3
-
√2-4
-
√2-3
1/2 …
2-1 …
-
√2-2 …
Razón 4√2 … 4√2-12 - 4√2-11 - 4√2-10 - 4√2-9 - 4√2-8 - 4 √2-7 - 4√2-6 - 4√2-5 - 4√2-4 …
Φ
…
3
- 2,75 - 2,50 - 2,25 - 2
- 1,75 - 1,50 - 1,25 - 1
…
GRANULOMETRÍA Y MÉTODOS PARA
REALIZACIÓN DEL ANÁLISIS MECÁNICO
LAS FRECUENCIAS
GRANULOMÉTRICAS
Las frecuencias granulométricas son porcentuales, es decir se determina
el porcentaje de materiales que se encuentran en cada intervalo de
grados.
Las frecuencias granulométricas se determinan a partir de los contenidos
en peso, o sea que debe obtenerse el peso en gramos de los materiales
que se encuentran en cada fracción granulométrica.
Cuando se trabaja mediante manipuleo, por ejemplo en los materiales
psefíticos, las frecuencias originales se determinan a partir del recuento
de clastos en cada intervalo granulométrico. De modo que esta
frecuencia numérica debe transformarse a una frecuencia ponderal (en
peso).
LAS REPRESENTACIONES
GRÁFICAS MÁS COMUNES EN
LOS ESTUDIOS
GRANULOMÉTRICOS
NORMAS PARA LA
REPRESENTACIÓN GRÁFICA
HISTOGRAMAS
CURVAS DE FRECUENCIA
TIPOS DE HISTOGRAMAS
MODAS Y
ADMIXTURAS
UNI, BI Y
POLIMODALIDAD
La bimodalidad y la polimodalidad
constituyen apartamientos de la
distribución normal
GRÁFICOS ACUMULATIVOS DE FRECUENCIA
En Sedimentología, la distribución acumulativa se
representa en una escala probabilística.
En estos gráficos una
curva normal (en
campana) tiene un
diseño rectilíneo.
Es común que los
sedimentos estén
constituidos por más
de una población con
distribución normal.
En los gráficos
acumulativos
probabilísticos estas
subpoblaciones
aparecen como
segmentos con
distinta pendiente.
La presencia de subpoblaciones
constituye otro apartamiento de la
distribución normal
ANÁLISIS ESTADÍSTICOS DE LA
GRANULOMETRÍA
ENTRE LA PRUEBA DE LA NORMALIDAD
Y LAS INTERPRETACIONES
SEDIMENTOLÓGICAS
INTRODUCCIÓN AL MÉTODO GRÁFICO
DE FOLK Y WARD (1957)
Lectura de los parámetros estadísticos:
Ø5, Ø16, Ø25 (cuartil), Ø50 (mediana), Ø75 (cuartil), Ø84 y Ø95
LECTURA DE LOS PARÁMETROS
ESTADÍSTICOS
LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS DE
FOLK Y WARD (1957)
LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS DE
FOLK Y WARD (1957)
La media y la mediana son las medidas de la tendencia central. Reflejan la
energía cinética media del agente de transporte.
La desviación standard, la asimetría y la curtosis son medidas de dispersión.
La desviación standard nos muestra el grado de selección granulométrica. La
selección es más baja cuantos mayores intervalos de grados estén involucrados
en la distribución granulométrica. Refleja el tipo de agente de transporte y es una
medida de su grado de fluidez o viscosidad.
La asimetría muestra si la distribución es simétrica o asimétrica con respecto a la
moda y la media. Las distribuciones con asimetría positiva poseen una cola de
finos, mientras que las de asimetría negativa tienen una cola de materiales
gruesos.
La curtosis es una medida comparativa entre la selección en el centro de la
distribución y en los extremos o colas. La distribución leptocúrtica posee mejor
selección en el centro que en las colas de la distribución. La inversa sucede en la
distribución platicúrtica.
LA CALIFICACIÓN DE LOS COEFICIENTES
ESTADÍSTICOS
VISUALIZACIÓN DE LA SELECCIÓN
GRANULOMÉTRICA
VARIACIONES DE SELECCIÓN
Decrece la selección.
Aumenta el valor de
la desviación
standard Ø.
Se incrementa la
viscosidad del agente
de transporte.
VARIACIONES DE ASIMETRÍA
Asimetría negativa
Cola de gruesos
Asimetría positiva
Cola de finos
Las asimetrías positivas o negativas nos
muestran apartamientos de la distribución
normal
VARIACIONES DE CURTOSIS
Distribución
platicúrtica
Las distribuciones platicúrticas y
leptocúrticas nos muestran apartamientos
de la distribución normal
Distribución
leptocúrtica
ANÁLISIS DE LAS SUBPOBLACIONES EN
LA DISTRIBUCIÓN ACUMULATIVA
Conceptos de Visher (1969)
Se vincula a las subpoblaciones
de la distribución acumulativa
con los mecanismos de
transporte de los sedimentos.
Así, el segmento más grueso se
asigna a proceso de transporte
por tracción, el intermedio a
saltación y el más fino a
suspensión.
LA DISTRIBUCIÓN
ACUMULATIVA EN
DISTINTOS TIPOS DE
DEPÓSITOS
SEDIMENTARIOS
Nótense las diferencias en el
diseño de los gráficos.
Reflexionar sobre los motivos de
esas diferencias
VARIACIÓN DEL TAMAÑO DE GRANO
CON LA DISTANCIA DE TRANSPORTE
Es efectiva cuando se trata de agentes newtonianos
Se produce por:
selección hidráulica (transporte selectivo)
procesos de desgaste (abrasión) y ruptura de los clastos
corrosión
GRANULOMETRÍA Y SISTEMAS FLUVIALES
Orton & Reading (1993)
GRANULOMETRÍA Y SISTEMAS DELTAICOS
Dalrymple et al. (1992)
modif. por Reading & Collinson (1996)
GRANULOMETRÍA Y SISTEMAS MARINOS
PROFUNDOS
Reading & Richards (1994)
ANÁLISIS BIVARIADO Y
RECONOCIMIENTO DE AMBIENTES
SEDIMENTARIOS
Comparativamente con
respecto a las arenas
fluviales, las arenas de
playa tienden a
una mejor selección y a la
asimetría con colas de
gruesos (negativa)
ANÁLISIS
BIVARIADO Y
RECONOCIMIENTO
DE AMBIENTES
SEDIMENTARIOS
ANÁLISIS BIVARIADO Y RECONOCIMIENTO DE
AMBIENTES Y PROCESOS SEDIMENTARIOS
Diagrama de Passega (1964)
C representa a la competencia del agente de transporte,
M a la energía cinética media del agente de transporte,
y la distancia entre C y M es una medida aproximada de la selección.
INTRODUCCIÓN AL ANÁLISIS MULTIVARIADO.
DIFERENCIACIÓN DE ARENAS DE PLAYA
FRONTAL, DISTAL Y MÉDANO
Note las diferencias en los
valores de los coeficientes
estadísticos obtenidos para los
depósitos litorales.
Reflexione sobre dichas
diferencias.
Spalletti (1979)
ANÁLISIS MULTIVARIADO.
DIFERENCIACIÓN DE ARENAS DE DISTINTOS
AMBIENTES
ECUACIONES MULTIVARIADAS Y NÚMEROS
DISCRIMINANTES
ECUACIÓN
NÚMERO
DISCRIMINANTE
AMBIENTES
AUTORES
R= -3,5688Mz + 3,7016σ12 - 2,7066Sk1 +
3,1135Kg
-2,7411
R<Ro eólico; R>Ro
playa
Sahu (1964)
R= 0,2396Mz - 3,6445Sk1 - 1,6351φ1 1,3777σ1
-1,4186
R<Ro eólico; R>Ro
playa frontal
Spalletti (1979)
R= 0,00405Mz + 0,02381σ1 - 0,05616Sk1
+ 0,10365Kg
0,12809
R<Ro fanglomerado;
R>Ro till
Landim & Frakes
(1968)
R= 0,7215Mz - 0,4030σ12 + 6,7322Sk1 +
5,2927Kg
9,8433
R<Ro turbidita; R>Ro
fluvial
Sahu (1964)
LA FORMA DE LOS CLASTOS
Los estudios sobre la forma de los clastos implican la
determinación de diversas propiedades:
GEOMETRICIDAD Y ECUANTICIDAD
ESFERICIDAD
PLATIDAD
PORTANCIA
CIRCULARIDAD
REDONDEZ
GEOMETRICIDAD
La geometricidad mide el grado de semejanza que presentan los clastos con
respecto a cuerpos geométricos patrones.
La geometricidad se define con el diagrama de Zingg (1935), sobre la base de
los cocientes axiales B/A y C/B.
Recordar que A, B y C son los ejes ortogonales mayor, intermedio y menor de
un clasto.
En el diagrama de Zingg se reconocen cuatro geometricidades básicas:
Ecuante (B/A y C/B mayores a 0,67)
Prolada (B/A menor a 0,67 y C/B mayor a 0,67)
Oblada (B/A mayor a 0,67 y C/B menor a 0,67)
Laminar (B/A y C/B menores a 0,67)
DIAGRAMA DE ZINGG (1935)
En este diagrama cada clasto
queda ubicado con un
punto, dado que tiene un
único valor de B/A y de
C/B.
El área en rojo, que se
encuentra en el campo de
unión entre las cuatro
geometricidades, indica la
ubicación más frecuente de
los clastos que componen a
las rocas sedimentarias.
ECUANTICIDAD
ECUANTICIDAD (Spalletti, 1985). Aproximación a la
geometricidad ecuante:
Ec = √ (B/A) (C/B) = √ (C/A) ≤ 1
OTRAS MANERAS DE DEFINIR LA
GEOMETRICIDAD
DIAGRAMA DE SNEED & FOLK (1958)
CONCEPTO CLÁSICO DE
ESFERICIDAD
La esfericidad de un clasto es una medida del grado de aproximación a la
forma esférica.
Waddell (1933) definió a la esfericidad operativa como la relación que
surge entre el volumen de un clasto y el de la esfera que lo circunscribe:
Φ0 =
Φ0 =
Φ0 =
Φ0 =
Φ0 =
3√
volumen del clasto / volumen de la esfera
3√ volumen del elipsoide / volumen de la esfera
3√ (π/6) ABC/ (π/6) A3
3√ BC / A2 , que puede expresarse como
3√ BC / A2
≤1
Recordar siempre que A, B y C son los ejes ortogonales mayor,
intermedio y menor de un clasto.
OTRAS DEFINICIONES DE LA
ESFERICIDAD
Esfericidad de intercepción (Krumbein, 1941)
Φi = 3√ (B/A)2 C/B
Esfericidad de proyección máxima (Sneed & Folk,
1958)
Φi = 3√ C2/AB = 3√ B/A (C/B)2
Dadas las características de los cocientes, todas las
expresiones de esfericidad varían entre 1(máxima) y 0
(mínima).
OTRAS PROPIEDADES
MORFOMÉTRICAS
ÍNDICE DE APLASTAMIENTO (WENTWORTH, 1922) o
PLATIDAD (TERUGGI ET AL., 1971). En realidad esta
propiedad no mide el aplastamiento sino que es una inversa de la
esfericidad (Spalletti & Lluch, 1972):
P = (A + B) / 2C
varía entre 1 (mínima platidad o máxima esfericidad) e ∞ (máxima
platidad o mínima esfericidad).
PORTANCIA (ROSFELDER, 1960):
W = 3√ AB / C2
con igual rango de variación que la platidad.
RELACIÓN ENTRE LA GEOMETRICIDAD,
LA ESFERICIDAD Y LA PLATIDAD
CURVAS DE ISOVALORES EN EL DIAGRAMA DE
ZINGG
Nótense las diferencias en el diseño de las curvas en los dos tipos de
esfericidades. La de intercepción con mayor influencia de B/A y la de
decantación efectiva con mayor influencia de C/B (ver fórmulas).
LA DETERMINACIÓN BIDIMENSIONAL
DE LA ESFERICIDAD
LA CIRCULARIDAD
Se efectúa sobre la proyección máxima del clasto (plano que
contine a los ejes A y B).
Riley (1941) C = √ Di / Dc ≤ 1,
Di es el diámetro del máximo circulo
inscripto sobre la proyección y Dc es el
diámetro del circulo circunscripto a la
proyección.
Pye & Pye (1943) C = √ B / A
≤1
Schneiderholn (1954) e = B / A ≤ 1
COMPARACIÓN ENTRE LA
ESFERICIDAD Y LA CIRCULARIDAD
El estudio comparativo de
Mazzoni (1972) demuestra que la
circularidad tiene valores
considerablemente más elevados
que los equivalentes de esfericidad.
CONTROLES SOBRE LA FORMA DE LOS
CLASTOS
ESTRUCTURAS DE LA ROCA MADRE
Las rocas masivas generan clastos de mayor ecuanticidad.
Las rocas foliadas, laminadas o esquistosas generan clastos aplanados.
DUREZA
Los clastos blandos (por ejemplo carbonáticos) experimentan más rápidos
cambios de forma que los duros (por ejemplo granito, cuarcita).
PROCESOS DE TRANSPORTE
Los clastos cambian de forma por desgaste, astillado, aplastamiento y ruptura
debido a procesos de colisión mutua y a interacción con el sustrato. Un agente efectivo
para los cambios de forma es el que permite la colisión entre los clastos. Esos agentes
son típicamente newtonianos (aire, agua).
El transporte traccional es mucho más efectivo en producir estos cambios de
forma.
TAMAÑO DE GRANO
Los cambios de forma son más efectivos en los clastos de mayor tamaño.
Posiblemente esto está también relacionado con los mecanismos de transporte, ya que
los individuos más gruesos son más susceptibles al transporte por tracción.
LA FORMA DE LOS CLASTOS Y EL
PROCESO DE TRANSPORTE SELECTIVO
Existe un a relación directa entre la forma de los clastos y los mecanismos
de transporte.
El fundamento es que la forma de los individuos puede retardar o acelerar la
velocidad de caída o influir sobre la efectividad de los desplazamientos sobre el
sustrato.
Así, el proceso de transporte por tracción es más efectivo en individuos
con geometrías ecuantes y proladas, mientras que el de suspensión lo hace sobre
clastos oblados y laminares.
Por tanto, la medida sobre la efectividad del transporte selectivo se hace
sobre parámetros que discriminan entre las mencionadas geometricidades (Spalletti,
1976, 1985):
a) La relación C/B
b) La relación de geometricidad:
G = (% ecuantes + % prolados) / (% oblados + % laminares)
El incremento en el valor de ambos parámetros es indicativo de un proceso
de transporte selectivo por tracción. A la inversa, su decrecimiento es una evidencia
de transporte selectivo por suspensión.
LA FORMA DE LOS CLASTOS Y EL
PROCESO DE TRANSPORTE SELECTIVO
Ejemplo de un ambiente litoral gravoso con dominio de olas
REDONDEZ
Se define como el grado de curvatura que presentan las
aristas y los vértices de un clasto. Los clastos con un alto grado de
curvatura son redondeados y los que poseen aristas y vértices agudos
son angulosos.
El método tradicional para la
determinación de la redondez fue establecido por
Waddell (1932). Se efectúa sobre la máxima
proyección del clasto (plano que contine a los ejes
A y B).
La redondez se define como:
ρ = ( ∑ ri/ni ) / R ≤ 1,
o sea el valor promedio de los radios menores con
respecto al radio del máximo círculo inscripto.
Otro método para la determinación de la redondez es
mediante la comparación visual con cartillas preestablecidas.
REDONDEZ
Escala de Krumbein (1982)
usualmente empleada para
determinar la redondez en clastos
psefíticos.
Escala de Powers (1982)
usualmente empleada para
determinar la redondez en arenas.
LA ESCALA DE REDONDEZ
Powers (1953)
Intervalo de redondez
0,12 – 0,17
0,17 – 0,25
0,25 – 0,35
0,35 – 0,49
0,49 – 0,70
0,70 – 1
Valor medio del intervalo
0,14
0,21
0,30
0,41
0,59
0,84
Calificación
Muy anguloso
Anguloso
Subanguloso
Subredondeado
Redondeado
Muy redondeado
SEDIMENTOLOGÍA DE LA
REDONDEZ
La fragmentación de las rocas por meteorización puede proveer clastos muy
angulosos, pero también clastos redondeados (por ejemplo por escamación
esferoidal).
La abrasión y desgaste de los clastos producen variaciones (incrementos)
importantes en la redondez, aunque los efectos de ruptura pueden producir su
decrecimiento.
Por tanto, la redondez se adquiere durante el transporte en agentes en los
que el proceso de abrasión es efectivo (agua y aire).
Los depósitos producidos por flujos viscosos pueden tener clastos
redondeados heredados de depósitos previamente formados por agentes
newtonianos.
Los clastos más susceptibles al incremento de redondez son los de
materiales blandos (por ejemplo carbonatos) y los de mayor granulometría.
En un agente de transporte lineal (por ejemplo fluvial) la redondez aumenta
con la distancia. Este incremento es inicialmente muy elevado, pero luego tiende a
estabilizarse alrededor de una cifra límite (alrededor de 0,8).
Datos experimentales
Datos naturales
(sistema fluvial),
Krumbein (1941)
LA VERDADERA ESFERICIDAD DE LOS
CLASTOS
Para que pueda tenerse una noción más precisa de la aproximación a la
forma esférica de los clastos es necesario combinar dos propiedades morfométricas:
la ecuanticidad y la esfericidad.
ESFERICIDAD
ECUANTICIDAD
REDONDEZ
Esférica
> 0,72
> 0,49
--------------------------------------------------------------------------------------------------> 0,72
0,25 – 0,49
Subesférica
0,66 – 0,72
0,25 – 1,00
--------------------------------------------------------------------------------------------------> 0,66
0,12 – 0,25
No esférica
< 0,66
0,12 – 1,00
TRATAMIENTO ESTADÍSTICO DE LAS
PROPIEDADES MORFOMÉTRICAS
Al igual que sucede con la granulometría, las propiedades
morfométricas deben determinarse en un número estadísticamente
representativo de clastos. La cantidad de determinaciones varía entre
200 y 500 por cada una de las muestras de sedimentos.
Obviamente, este cúmulo de valores de esfericidad, platidad,
geometricidad, redondez, etc. debe ser procesado de acuerdo con
métodos estadísticos a los efectos de obtener valores medios y nociones
sobre la dispersión de las cifras correspondientes a cada propiedad.
TRATAMIENTO ESTADÍSTICO DE LAS
PROPIEDADES MORFOMÉTRICAS
EJEMPLO DEL TILL GLACIAL DEL CERRO SAN LORENZO Y DE LAS
GRAVAS DEL RÍO DEL ORO (PROVINCIA DE SANTA CRUZ
Spalletti (1982)
Tamaño
medio
Redondez
media
Desvío
redondez
Esfericidad
media
Desvío
Esfericidad
C/B
promedio
Desvío
C/B
Número
de
datos
Glacial
66,9
0,329
0,115
0,683
0,107
0,652
0,196
540
Fluvial
44,5
0,560
0,130
0,718
0,100
0,649
0,180
2220
Depósito
%
Prolados
%
Laminares
%
Oblados
%
Ecuantes
Número
de
datos
Glacial
22,9
10,4
37,6
29,0
540
Fluvial
12,2
8,8
44,1
34,9
2220
Depósito
EL ÍNDICE DE MADUREZ TEXTURAL
La madurez textural de una roca sedimentaria se obtiene mediante la
combinación entre la selección granulométrica y la redondez de los
clastos.
TEXTURAS SUPERFICIALES
Las texturas superficiales son marcas que quedan grabadas en la superficie
de los clastos. Por lo general, son producidas durante el transporte a causa del
impacto de individuos de igual o menor tamaño que el clasto que las contiene.
No obstante, algunas texturas superficiales son producto de fenómenos de
corrosión por aguas de meteorización o del subsuelo.
Las texturas superficiales se pueden observar directamente en los clastos
de las rocas psefíticas, como por ejemplo las bien conocidas estrías producidas por
la acción de los glaciares.
También se identifican en granos de arena, y en este caso su estudio se
efectúa a través de imágenes de microscopía electrónica.
TEXTURAS Y MICROTEXTURAS
SUPERFICIALES
Las texturas superficiales se
pueden observar directamente en los clastos
de las rocas psefíticas, como por ejemplo
las bien conocidas estrías producidas por la
acción de los glaciares (imágenes adjuntas).
También se identifican en granos
de arena, y en este caso su estudio se
efectúa a través del análisis de imágenes
mediante microscopía electrónica de
barrido (microtexturas superficiales).
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES
Las microtexturas superficiales pueden quedar labradas en cualquier tipo
de grano de arena. Sin embargo, la mayoría de los estudios se han efectuado sobre
cristaloclastos de cuarzo, que son muy frecuentes y de alta resistencia mecánica.
En un principio, las microtexturas superficiales se consideraron válidas en
la identificación de ambientes sedimentarios.
Actualmente se sabe que las mismas marcas pueden ser generadas en
ambientes distintos y en condiciones dinámicas diversas.
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES Y
AMBIENTES SEDIMENTARIOS
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES
a) Clasto de alto relieve, áreas lisas y
escalones rectos y curvos. Glacial.
b) Crestas y arcos gradados. Glacial.
c) Crestas suaves, estrías incipientes,
escalones semiparalelos y diseños en V.
Glacial.
Spalletti (1977)
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES
a) Fracturas concoides de alto relieve,
arcos gradados e incisiones transversales.
Fluvial.
b) Superficie esmerilada con placas
imbricadas, surcos rectos y paralelos, y
depresiones en forma de U. Fluvial.
c) Arcos gradados y escalones
transversales de bajo relieve. Fluvial.
d) Detalle de placas imbricadas
desgastadas con numerosas oquedades
redondeadas. Fluvial.
Spalletti (1977)
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES
a) Bloque de fractura con escalones
rectos e incisiones transversales menores.
Fluvial.
b) Placas imbricadas en área muy
esmerilada, oquedades circulares y
depresiones en V. Fluvial.
c) Microfracturas concoides. Litoral
lacustre.
d) Detalle de placas imbricadas en un
sector esmerilado. Litoral lacustre.
Spalletti (1977)
LA DISPOSICIÓN DE LOS
CLASTOS
Entre las propiedades texturales que conforman la
disposición se reconocen:
La fábrica: estudio de la orientación de los individuos
en el espacio.
El empaquetamiento: estudio de los contactos entre
los individuos.
FÁBRICA DEPOSICIONAL O
CLÁSTICA
La fábrica, es decir la orientación o falta de orientación de
los clastos en el espacio, se produce durante la acumulación.
No obstante, procesos ulteriores pueden producir
modificaciones. Entre esos procesos, los de mayor importancia
son:
Bioturbación
Compactación
Deformación estructural
DETERMINACIÓN DE LA FÁBRICA
DEPOSICIONAL O CLÁSTICA
La determinación de la fábrica se hace a partir de la orientación
espacial de ejes de los individuos.
En materiales psefíticos, los ejes pueden ser A, B o C, pero lo
más común es que la fábrica se establezca a partir de los ejes A o B.
En materiales de menor granulometría se estudia la orientación
de clastos cristalinos, para lo cual se emplean ejes cristalográficos u
ópticos.
Para conocer la orientación en un clasto se requiere de dos
medidas: el azimut y el ángulo de inclinación del eje.
El estudio de la fábrica es estadístico y se hace sobre la base
de la determinación de 100 a 200 mediciones de la orientación (azimut
e inclinación) de los clastos por cada muestra sedimentaria.
DETERMINACIÓN DE
LA FÁBRICA
DEPOSICIONAL O
CLÁSTICA
A
Los datos de orientación se representan
estereográficamente en la red de Schmidt.
Cada uno de los datos queda
representado por un punto.
La representación del conjunto de datos
constituye un diagrama de puntos (ver A).
A partir del diagrama de puntos, se
efectúan los recuentos (ver B) que permiten
establecer las frecuencias o densidad de puntos
representados en la red.
Se trazan así curvas de igual frecuencia
(ver C) con las que se obtiene un diagrama
petrofábrico.
B
C
TIPOS DE FÁBRICA
La fábrica puede ser isótropa
o anisótropa.
Es isótropa cuando no se
puede definir una orientación
preferencial (por ejemplo clastos muy
esféricos o ecuantes) o cuando la
orientación es aleatoria o al azar (no
existe una orientación preferencial).
La fábrica es anisótropa
cuando se verifica la existencia de
orientación preferencial de los
clastos.
Como se aprecia en la figura
adjunta los diagramas pueden tener
diseño en faja (B, E) o polar (C, D,
F).
Los vectores indican la dirección
de transporte (eje a del sistema de
referencia).
Pettijohn (1964)
OTROS MODOS DE REPRESENTAR A LA
FÁBRICA
Los valores de azimut de la fábrica se pueden representar mediante
columnas de frecuencia.
El primer paso consiste en seleccionar intervalos de azimut (por
ejemplo de 20º, 30º o 40º) y en ellos determinar la frecuencia en número o
porcentual.
La representación gráfica se puede hacer mediante histogramas o
con el sistema de rosa de los vientos (histogramas circulares).
IMBRICACIÓN
Una estructura común en los depósitos sedimentarios, evidente en
gravas y conglomerados, es la imbricación. Consiste en una disposición
traslapante o “en tejas” de los sucesivos clastos en el depósito, los
que inclinan en dirección opuesta a la orientación del agente de
transporte.
En algunos casos la estructura
imbricada es evidente y se aprecia en el
campo, mientras que en otros es críptica y
sólo se determina cuando se ha efectuado
un análisis petrofábrico.
Los diagramas petrofábricos de la
imbricación pueden ser en fajas o polares
(diagramas E y F, respectivamente, de la
figura anterior).
En la figura adjunta, los clastos
imbricados inclinan al sudoeste, de modo
que la orientación del agente de transporte
es hacia el noreste.
IMBRICACIÓN
TIPOS DE IMBRICACIÓN
Estos tipos de
imbricación son comunes
en depósitos fluviales
gravosos.
En ambientes muy
proximales predomina el
tipo de ejes A paralelos a
la corriente, y en los más
distales el tipo de ejes A
transversales, con
imbricación de ejes B.
FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS
SEDIMENTARIOS
La orientación preferencial de los clastos se encuentra en algunos tipos
de depósitos sedimentarios. No obstante, hay variados tipos de
sedimentos en los que no se identifica una orientación preferida de los
individuos.
La orientación preferencial se puede encontrar en depósitos de distinta
granulometría, desde psefíticos a pelíticos. Por ejemplo, en las lutitas es
muy común la orientación preferencial de los minerales planares
(filosilicatos), pero esta fábrica es muy posiblemente debida al fenómeno
de compactación.
La fábrica se visualiza mejor en las rocas sedimentarias más gruesas.
Se determina con mayor facilidad en los depósitos inconsolidados
(gravas).
FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS
SEDIMENTARIOS
En las gravas fluviales y litorales puede desarrollarse la estructura
imbricada. En fluviales la imbricación de ejes A o B llega a los 30º. Se
considera que el ángulo de imbricación en las gravas costeras es menor
al de las gravas fluviales.
En las facies conglomerádicas de corrientes de turbidez la fábrica no es
evidente, los ejes tienden a inclinar corriente arriba unos 10º.
En los depósitos de flujos de detritos y de lahares puede ser isótropa o
anisótropa muy críptica, con tendencia a la imbricación de bajo ángulo y
con los ejes mayores paralelos al flujo.
En el till existe imbricación muy críptica corriente arriba y tendencia de
los ejes A a disponerse paralelos al flujo.
En los conos de deyección (procesos de caída y deslizamiento de
detritos) se han reportado fábricas de ejes mayores imbricadas inversas
(con inclinación a favor de la pendiente) y de alto ángulo.
EMPAQUETAMIENTO
El empaquetamiento es una propiedad textural de gran
importancia pues determina en gran medida la porosidad y la
permeabilidad de los depósitos sedimentarios.
El empaque depende del tamaño de grano, de la selección y
de la forma de los granos.
El empaquetamiento puede
ser abierto o cerrado.
Como puede apreciarse en
la imagen adjunta, el más suelto y
que posee mayor porosidad es el
cúbico, mientras que el más
cerrado se denomina romboédrico.
Los sedimentos bien seleccionados poseen empaquetamiento más
abierto. El empaquetamiento es asimismo más abierto en presencia de
clastos ecuantes o esféricos.
EMPAQUETAMIENTO
Los estudios sobre el empaquetamiento implican también
considerar cómo los granos entran en contacto entre sí.
Una primera diferenciación es reconocer la textura clasto
soportada o clasto-sostén y la textura matriz soportada o matrizsostén.
En la textura clasto soportada los individuos mayores están en
contacto entre sí, mientras que en la textura matriz soportada los
individuos mayores están “suspendidos” o “flotantes” en una masa de
grano fino, de modo que no se encuentran en contacto entre sí.
Los depósitos clasto
soportados han sido
originados por agentes poco
viscosos o fluidos, de tipo
newtoniano, en tanto que los
depósitos matriz soportados
son el producto de fluidos
viscosos (como los flujos de
detritos y los glaciares).
EMPAQUETAMIENTO DEPOSICIONAL Y
POSTDEPOSICIONAL
En los ejemplos citados con anterioridad hemos aludido a
procesos de depositación.
Cuando se produce la acumulación de los clastos para generar
una textura de clasto soporte, necesariamente los contactos mutuos son
tangenciales biconvexos.
Los procesos de diagénesis, como compactación física,
compactación química, recristalización y crecimiento secundario
producen alteraciones en los contactos entre granos, los que pueden
pasar a cóncavo-convexos y suturales.
MEDIDA NUMÉRICA DEL
EMPAQUETAMIENTO
PROXIMIDAD DEL EMPAQUE
Se mide a lo largo de una línea o una transecta en el depósito si se trata de
gravas o en un corte delgado si son arenas:
Px = (número total de contactos / número total de clastos) x 100
POROSIDAD
La porosidad total o absoluta se define como la relación entre los
espacios vacíos en una roca sedimentaria y el volumen total de la roca.
Suele expresarse en forma porcentual:
Porosidad % = Vp/Vs x 100
Otra medida de importancia es la porosidad efectiva que consiste en la
relación entre los espacios interconectados con respecto al volumen total
de la roca. Su expresión porcentual es:
Porosidad efectiva % = Vpi/Vs x 100
La porosidad útil (esencial en el concepto de permeabilidad) consiste en
la determinación de la dimensión media de los espacios vacíos o
garganta entre los individuos de la roca sedimentaria.
En una roca sedimentaria la porosidad puede ser primaria o secundaria.
La porosidad primaria es la resultante del proceso de depositación. La
porosidad secundaria es la que se registra en una roca que ha sufrido
cambios postdeposicionales o diagenéticos.
TIPOS DE POROSIDAD PRIMARIA Y
SECUNDARIA
POROSIDAD PRIMARIA
Porosidad intergranular: espacio vacío entre los granos de una
roca.
Porosidad intragranular: espacio vacío en el interior de los
granos.
Porosidad intercristalina: espacio vacío entre cristales
precipitados primariamente.
POROSIDAD SECUNDARIA
Porosidad de disolución: aparece cuando se disuelven cementos
o clastos metaestables (feldespatos, clastos líticos).
Porosidad intercristalina: poros remanentes entre cristales de
cemento o precipitados autígenos.
Porosidad de fracturas: debida a procesos de contracción
(desecación), compactación o esfuerzos tectónicos.
CONTROLES SOBRE EL DESARROLLO DE
LA POROSIDAD PRIMARIA
La porosidad se relaciona con la granulometría, la selección, la forma y el
empaquetamiento de los clastos, en menor medida con la orientación
espacial.
La porosidad es mayor cuando:
La granulometría es más fina. Las rocas pelíticas tienen
una porosidad total inicial de más del 70 %.
La selección es muy alta. Nótese que en las rocas mal
seleccionadas el poros están obturados por la presencia de matriz.
La geometricidad es ecuante, con altos valores de
ecuanticidad, esfericidad, circularidad y bajos de platidad.
El empaquetamiento es abierto (cúbico) y la textura clasto
soportada.
CONTROLES SOBRE EL DESARROLLO DE
LA POROSIDAD SECUNDARIA
La porosidad secundaria se relaciona con los siguientes procesos
postdeposicionales:
Fracturación por causas sedimentarias o tectónicas.
Disolución parcial o total de cementos y de granos originales
(fósiles, feldespatos, litoclastos).
No obstante, las porosidades primarias y secundarias pueden decrecer y
hasta desaparecer por los siguientes procesos postdeposicionales:
Compactación (física y química), proceso de reordenamiento de
los individuos por presión litostática que produce considerable reducción de la
porosidad primaria. La compactación de las rocas pelíticas produce importante
decrecimiento de la porosidad (5% a 10%), y sobre todo de la porosidad útil.
Cementación, recristalización y autigénesis: estos procesos
de precipitación de nuevos minerales en ambiente diagenético ocurren en los poros
primarios y por lo tanto llevan a importante reducción de la porosidad, sobre todo
de rocas psefíticas, psamíticas y carbonáticas.
VARIACIONES DE LA
POROSIDAD CON LA
PROFUNDIDAD
PERMEABILIDAD – CONDUCTIVIDAD
HIDRÁULICA (k)
Es una medida de la capacidad que tiene un material granular de ser
atravesado por un fluido.
Es un parámetro empírico derivado de la Ley de Darcy que se expresa
como:
Q = k (A ∆p / µ L),
siendo Q: la descarga (cm3.seg-1), k: la permeabilidad (darcies,
cm2), A: área perpendicular al flujo (cm2), ∆p: diferencia de presión (bares,
g.cm-2), L: distancia recorrida por el flujo (cm), µ: viscosidad (centipoises).
La permeabilidad está determinada por dos factores esenciales: el
diámetro de la trayectoria del flujo y la tortuosidad de dicha trayectoria
(en qué medida la trayectoria se aparta de una línea recta).
Estos dos parámetros están controlados, a su vez, por las propiedades
del sedimento: granulometría, selección, forma de clastos,
empaquetamiento, fábrica, porosidad e inhomogeneidades internas (por
ejemplo estructuras sedimentarias).
UNIDADES DE PERMEABILIDAD
La permeabilidad se miden en darcies.
Un darcy (d) es la permeabilidad que permite a un fluido con viscosidad
de 1 centipoise transitar a una velocidad de 1 cm/seg con un gradiente de
presión de 1 atm/cm.
La permeabilidad se expresa habitualmente en milidarcies
VARIACIÓN DE PERMEABILIDAD CON LA
GRANULOMETRÍA
Las propiedades que influyen sobre la porosidad lo hacen de la misma manera
sobre la permeabilidad.
La única excepción a esta regla es la granulometría.
Nótese que mientras la porosidad se incrementa hacia los tamaños de grano más
finos, la permeabilidad disminuye.
El motivo de esta diferencia es que las rocas de grano fino no tienen elevada
porosidad útil, pues el tamaño de la garganta es muy pequeño. Además el poro
suele estar ocupado por agua fuertemente adsorbida a la superficie de los granos
lo que dificulta aún más el pasaje de los fluidos.
RELACIÓN POROSIDAD-PERMEABILIDAD
EN ROCAS PSAMÍTICAS
Como muestra el diagrama
adjunto, en las rocas psamíticas la
porosidad y la permeabilidad
muestran una muy estrecha relación
directa.
Friedman & Sanders (1978)
LOS CAMBIOS DE PERMEABILIDAD CON LA
PROFUNDIDAD Y ALGUNOS ATRIBUTOS DE
LAS ROCAS SEDIMENTARIAS