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 O DE LOS CLASTOS
EL TAMAÑO O ES LA MÁS M S 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 L ES EL TAMAÑO O 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 D 3 = π /6 A.B.C D 3 = 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 N 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 N 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 N BÁSICA B 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 N DE LA ESCALA DE UDDEN EN UNA PROGRESIÓN N ARITMÉTICA TICA LA ESCALA FI [Φ][ (Krumbein) mm 2-6 -2-5 -2-4 -2-3 -2-2 2-1 -2 0-2 1-2 2-2 3-2 4-2 5 Definición de escala Φ : logaritmo negativo en base 2 del diámetro expresado en mm φ = log2 dmm Φ 6-5 -4-3 -2-1 -0 -(-1) -(-2) -(-3) -(-4) -(-5)
LA TRANSFORMACIÓN N 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 Udden- Wentworth
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 1/8-1/4-1/2 Razón 2 2-3 - 2-3 - 2-1 Razón 2 2-6 - 2-5 - 2-4 - 2-3 - 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 A Y MÉTODOS M PARA REALIZACIÓN N 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 M S COMUNES EN LOS ESTUDIOS GRANULOMÉTRICOS
NORMAS PARA LA REPRESENTACIÓN N 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 STICOS 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 STICOS
LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS STICOS DE FOLK Y WARD (1957)
LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS STICOS 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 N DE LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS STICOS
VISUALIZACIÓN N 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 N ACUMULATIVA Se vincula a las subpoblaciones de la distribución acumulativa con los mecanismos de transporte de los sedimentos. Conceptos de Visher (1969) 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 N DEL TAMAÑO O 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 A Y SISTEMAS FLUVIALES Orton & Reading (1993)
GRANULOMETRÍA A Y SISTEMAS DELTAICOS Dalrymple et al. (1992) modif. por Reading & Collinson (1996)
GRANULOMETRÍA A 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 N AL ANÁLISIS MULTIVARIADO. DIFERENCIACIÓN N DE ARENAS DE PLAYA FRONTAL, DISTAL Y MÉDANOM Note las diferencias en los valores de los coeficientes estadísticos obtenidos para los depósitos litorales. Reflexione sobre dichas diferencias. Spalletti (1979)
ANÁLISIS MULTIVARIADO. DIFERENCIACIÓN N DE ARENAS DE DISTINTOS AMBIENTES
ECUACIONES MULTIVARIADAS Y NÚMEROS N DISCRIMINANTES ECUACIÓN NÚMERO DISCRIMI- NANTE AMBIENTES AUTORES R= -3,5688Mz + 3,7016σ 1 2-2,7066Sk 1 + 3,1135Kg -2,7411 R<Ro eólico; R>Ro playa Sahu (1964) R= 0,2396Mz - 3,6445Sk 1-1,6351φ1-1,3777σ 1-1,4186 R<Ro eólico; R>Ro playa frontal Spalletti (1979) R= 0,00405Mz + 0,02381σ 1-0,05616Sk 1 + 0,10365Kg 0,12809 R<Ro fanglomerado; R>Ro till Landim & Frakes (1968) R= 0,7215Mz - 0,4030σ 1 2 + 6,7322Sk 1 + 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 n 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 n a la forma esférica. Waddell (1933) definió a la esfericidad operativa como la relación n que surge entre el volumen de un clasto y el de la esfera que lo circunscribe: Φ 0 = 3 volumen del clasto / volumen de la esfera Φ 0 = 3 volumen del elipsoide / volumen de la esfera Φ 0 = 3 (π/6) ABC/ (π/6) A 3 Φ 0 = 3 BC / A 2, que puede expresarse como Φ 0 = 3 BC / A 2 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 n (Krumbein( Krumbein,, 1941) Φ i = 3 (B/A) 2 C/B Esfericidad de proyección máxima (Sneed & Folk, 1958) Φ i = 3 C 2 /AB = 3 B/A (C/B) 2 Dadas las características de los cocientes, todas las expresiones de esfericidad varían an 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 a entre 1 (mínima platidad o máxima m esfericidad) e (máxima platidad o mínima m esfericidad). PORTANCIA (ROSFELDER, 1960): W = 3 AB / C 2 W = con igual rango de variación que la platidad.
RELACIÓN N ENTRE LA GEOMETRICIDAD, LA ESFERICIDAD Y LA PLATIDAD CURVAS DE ISOVALORES EN EL DIAGRAMA DE ZINGG Nótense las diferencias en el diseño o de las curvas en los dos tipos de esfericidades. La de intercepción n con mayor influencia de B/A y la de decantación n efectiva con mayor influencia de C/B (ver fórmulas). f
LA DETERMINACIÓN N BIDIMENSIONAL DE LA ESFERICIDAD LA CIRCULARIDAD Se efectúa a sobre la proyección n máxima m 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 N ENTRE LA ESFERICIDAD Y LA CIRCULARIDAD El estudio comparativo de Mazzoni (1972) demuestra que la circularidad tiene valores considerablemente más m s 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 ticos) ) experimentan más m s rápidos r cambios de forma que los duros (por ejemplo granito, cuarcita). PROCESOS DE TRANSPORTE Los clastos cambian de forma por desgaste, astillado, aplastamiento y ruptura ra debido a procesos de colisión n mutua y a interacción n con el sustrato. Un agente efectivo para los cambios de forma es el que permite la colisión n entre los clastos.. Esos agentes son típicamente t newtonianos (aire, agua). El transporte traccional es mucho más m s efectivo en producir estos cambios de forma. TAMAÑO O DE GRANO Los cambios de forma son más m s efectivos en los clastos de mayor tamaño. Posiblemente esto está también n relacionado con los mecanismos de transporte, ya que los individuos más m s gruesos son más m s susceptibles al transporte por tracción.
LA FORMA DE LOS CLASTOS Y EL PROCESO DE TRANSPORTE SELECTIVO Existe un a relación n 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 e sustrato. Así,, el proceso de transporte por tracción es más m s 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 n C/B b) La relación n 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. n.
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 v de un clasto.. Los clastos con un alto grado de curvatura son redondeados y los que poseen aristas y vértices v agudos son angulosos. El método m tradicional para la determinación n de la redondez fue establecido por Waddell (1932). Se efectúa a sobre la máxima m proyección n del clasto (plano que contine a los ejes A y B). La redondez se define como: ρ = ( r i /n i ) / R 1, o sea el valor promedio de los radios menores con respecto al radio del máximo m círculo c inscripto.
Otro método m para la determinación n de la redondez es mediante la comparación n visual con cartillas pre- establecidas. REDONDEZ Escala de Krumbein (1982) usualmente empleada para determinar la redondez en clastos psefíticos ticos. Escala de Powers (1982) usualmente empleada para determinar la redondez en arenas.
LA ESCALA DE REDONDEZ Powers (1953) Intervalo de redondez Valor medio del intervalo Calificaci ación 0,12 0,17 0,14 Muy anguloso 0,17 0,25 0,21 Anguloso 0,25 0,35 0,30 Subanguloso 0,35 0,49 0,41 Subredondeado 0,49 0,70 0,59 Redondeado 0,70 1 0,84 Muy redondeado
SEDIMENTOLOGÍA A DE LA REDONDEZ La fragmentación n de las rocas por meteorización n puede proveer clastos muy angulosos, pero también clastos redondeados (por ejemplo por escamación esferoidal). La abrasión n 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 n 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 s susceptibles al incremento de redondez son los de materiales blandos (por ejemplo carbonatos) y los de mayor granulometr lometría. En un agente de transporte lineal (por ejemplo fluvial) la redondez dez aumenta con la distancia. Este incremento es inicialmente muy elevado, pero p luego tiende a estabilizarse alrededor de una cifra límite l (alrededor de 0,8).
Datos experimentales Datos naturales (sistema fluvial), Krumbein (1941)
LA VERDADERA ESFERICIDAD DE LOS CLASTOS Para que pueda tenerse una noción n más m s precisa de la aproximación n a la forma esférica de los clastos es necesario combinar dos propiedades morfométricas tricas: 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 STICO DE LAS PROPIEDADES MORFOMÉTRICAS Al igual que sucede con la granulometría, a, las propiedades morfométricas deben determinarse en un número n estadísticamente sticamente representativo de clastos.. La cantidad de determinaciones varía a entre 200 y 500 por cada una de las muestras de sedimentos. Obviamente, este cúmulo c de valores de esfericidad, platidad, geometricidad,, redondez, etc. debe ser procesado de acuerdo con métodos estadísticos sticos a los efectos de obtener valores medios y nociones sobre la dispersión n de las cifras correspondientes a cada propiedad.
TRATAMIENTO ESTADÍSTICO STICO DE LAS PROPIEDADES MORFOMÉTRICAS EJEMPLO DEL TILL GLACIAL DEL CERRO SAN LORENZO Y DE LAS GRAVAS DEL RÍO R O DEL ORO (PROVINCIA DE SANTA CRUZ Spalletti (1982) Depósito 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
EL ÍNDICE DE MADUREZ TEXTURAL La madurez textural de una roca sedimentaria se obtiene mediante la combinación n entre la selección n 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 d impacto de individuos de igual o menor tamaño o que el clasto que las contiene. No obstante, algunas texturas superficiales son producto de fenómenos de corrosión n por aguas de meteorización n o del subsuelo. Las texturas superficiales se pueden observar directamente en los clastos de las rocas psefíticas ticas,, como por ejemplo las bien conocidas estrías producidas por la acción n de los glaciares. También n se identifican en granos de arena, y en este caso su estudio se s efectúa a a través s de imágenes de microscopía electrónica.
TEXTURAS Y MICROTEXTURAS SUPERFICIALES Las texturas superficiales se pueden observar directamente en los clastos de las rocas psefíticas ticas,, como por ejemplo las bien conocidas estrías producidas por la acción n de los glaciares (imágenes adjuntas). También n se identifican en granos de arena, y en este caso su estudio se efectúa a a través s 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 a 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 v en la identificación n de ambientes sedimentarios. Actualmente se sabe que las mismas marcas pueden ser generadas en e 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 N DE LOS CLASTOS Entre las propiedades texturales que conforman la disposición n se reconocen: La fábricaf brica: : estudio de la orientación n de los individuos en el espacio. El empaquetamiento: : estudio de los contactos entre los individuos.
FÁBRICA DEPOSICIONAL O CLÁSTICA La fábrica, f es decir la orientación n o falta de orientación n 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 n estructural
DETERMINACIÓN N DE LA FÁBRICA F DEPOSICIONAL O CLÁSTICA La determinación n de la fábrica f se hace a partir de la orientación espacial de ejes de los individuos. En materiales psefíticos ticos,, los ejes pueden ser A, B o C, pero lo más s común n es que la fábrica f se establezca a partir de los ejes A o B. En materiales de menor granulometría a se estudia la orientación de clastos cristalinos, para lo cual se emplean ejes cristalográficos u ópticos. Para conocer la orientación n en un clasto se requiere de dos medidas: el azimut y el ángulo de inclinación del eje. El estudio de la fábrica f es estadístico stico y se hace sobre la base de la determinación n de 100 a 200 mediciones de la orientación n (azimut e inclinación) n) de los clastos por cada muestra sedimentaria.
DETERMINACIÓN N DE LA FÁBRICA F DEPOSICIONAL O CLÁSTICA A B Los datos de orientación n se representan estereográficamente en la red de Schmidt. Cada uno de los datos queda representado por un punto. La representación n 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 brico. C
TIPOS DE FÁBRICA F La fábrica f 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 n es aleatoria o al azar (no existe una orientación n preferencial). La fábrica f es anisótropa cuando se verifica la existencia de orientación n 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 f 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 n o porcentual. La representación n gráfica se puede hacer mediante histogramas o con el sistema de rosa de los vientos (histogramas circulares).
IMBRICACIÓN Una estructura común n 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 sito,, los que inclinan en dirección n opuesta a la orientación n 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 brico. Los diagramas petrofábricos de la imbricación n 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 n del agente de transporte es hacia el noreste.
IMBRICACIÓN
TIPOS DE IMBRICACIÓN Estos tipos de imbricación n son comunes en depósitos fluviales gravosos. En ambientes muy proximales predomina el tipo de ejes A paralelos a la corriente, y en los más m distales el tipo de ejes A transversales, con imbricación n de ejes B.
FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS La orientación n 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 n preferida de los individuos. La orientación n preferencial se puede encontrar en depósitos de distinta granulometría, a, desde psefíticos a pelíticos ticos.. Por ejemplo, en las lutitas es muy común n la orientación n preferencial de los minerales planares (filosilicatos), pero esta fábrica f es muy posiblemente debida al fenómeno de compactación. La fábrica f se visualiza mejor en las rocas sedimentarias más m s 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 n de ejes A o B llega a los 30º.. Se considera que el ángulo de imbricación n en las gravas costeras es menor al de las gravas fluviales. En las facies conglomerádicas de corrientes de turbidez la fábrica f 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 n de bajo ángulo y con los ejes mayores paralelos al flujo. En el till existe imbricación n muy críptica corriente arriba y tendencia de los ejes A a disponerse paralelos al flujo. En los conos de deyección n (procesos de caída y deslizamiento de detritos) se han reportado fábricas f de ejes mayores imbricadas inversas (con inclinación n 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 o 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 m s suelto y que posee mayor porosidad es el cúbico,, mientras que el más m cerrado se denomina romboédrico drico. Los sedimentos bien seleccionados poseen empaquetamiento más m abierto. El empaquetamiento es asimismo más m s 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. s Una primera diferenciación n es reconocer la textura clasto soportada o clasto-sost sostén y la textura matriz soportada o matriz- sostén. En la textura clasto soportada los individuos mayores están n en contacto entre sí, s, 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. s 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 n de los clastos para generar una textura de clasto soporte, necesariamente los contactos mutuos son tangenciales biconvexos. Los procesos de diagénesis nesis,, como compactación n física, f compactación n química, recristalización y crecimiento secundario producen alteraciones en los contactos entre granos, los que pueden pasar a cóncavo-convexosconvexos y suturales.
MEDIDA NUMÉRICA DEL EMPAQUETAMIENTO PROXIMIDAD DEL EMPAQUE Se mide a lo largo de una línea l 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 n total de clastos) ) x 100
POROSIDAD La porosidad total o absoluta se define como la relación n entre los espacios vacíos en una roca sedimentaria y el volumen total de la roca. Suele expresarse en forma porcentual: Porosidad % = Vp/Vs Vs x 100 Otra medida de importancia es la porosidad efectiva que consiste en la relación n entre los espacios interconectados con respecto al volumen total de la roca. Su expresión n porcentual es: Porosidad efectiva % = Vpi/Vs Vs x 100 La porosidad útil (esencial en el concepto de permeabilidad) consiste en la determinación n de la dimensión n 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 ticos.
POROSIDAD PRIMARIA roca. granos. TIPOS DE POROSIDAD PRIMARIA Y SECUNDARIA Porosidad intergranular: espacio vacío o entre los granos de una Porosidad intragranular: : espacio vacío o en el interior de los Porosidad intercristalina: : espacio vacío o 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 genos. Porosidad de fracturas: : debida a procesos de contracción (desecación), compactación n o esfuerzos tectónicos.
CONTROLES SOBRE EL DESARROLLO DE LA POROSIDAD PRIMARIA La porosidad se relaciona con la granulometría, a, la selección, la forma y el empaquetamiento de los clastos,, en menor medida con la orientación espacial. La porosidad es mayor cuando: La granulometría a es más m s fina. Las rocas pelíticas tienen una porosidad total inicial de más m s del 70 %. La selección n es muy alta. Nótese N que en las rocas mal seleccionadas el poros están n 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 tica que produce considerable reducción n de la porosidad primaria. La compactación n de las rocas pelíticas ticas produce importante decrecimiento de la porosidad (5% a 10%), y sobre todo de la porosidad osidad útil. Cementación, n, recristalización y autigénesis nesis: : estos procesos de precipitación n de nuevos minerales en ambiente diagenético ocurren en los poros primarios y por lo tanto llevan a importante reducción n de la porosidad, sobre todo de rocas psefíticas ticas, psamíticas y carbonáticas ticas.
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 p / µ L), siendo Q: la descarga (cm 3.seg - 1 ), k: la permeabilidad (darcies( darcies, cm 2 ), A: área perpendicular al flujo (cm 2 ), p: diferencia de presión n (bares, g.cm - 2 ), L: distancia recorrida por el flujo (cm( cm), µ: : viscosidad (centipoises( 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 l recta). Estos dos parámetros están n controlados, a su vez, por las propiedades del sedimento: granulometría, a, selección, forma de clastos, empaquetamiento, fábrica, f 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 n de 1 atm/cm. La permeabilidad se expresa habitualmente en milidarcies
VARIACIÓN N DE PERMEABILIDAD CON LA GRANULOMETRÍA Las propiedades que influyen sobre la porosidad lo hacen de la misma m 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 m finos, la permeabilidad disminuye. El motivo de esta diferencia es que las rocas de grano fino no tienen elevada porosidad útil,, pues el tamaño o de la garganta es muy pequeño.. Además s el poro suele estar ocupado por agua fuertemente adsorbida a la superficie ie de los granos lo que dificulta aún a n más m s el pasaje de los fluidos.
RELACIÓN N POROSIDAD-PERMEABILIDAD 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