TEMA 3.

Los materiales superficiales:

características generales (2).

MASTER EN TÉCNICAS DE ANÁLISIS, EVALUACIÓN Y GESTIÓN SOSTENIBLE DE PROCESOS Y RIESGOS NATURALES

Universidad de Cantabria

Los materiales geológicos (sedimentos y depósitos superficiales) y su caracterización

Francisco Javier Barba RegidorDoctor en Geología

Guión del tema

1. Morfología y textura superficial de las partículas; redondez; orientación; empaquetamiento; cohesión de los materiales superficiales.

2. Porosidad y permeabilidad.

3. Características químicas: composición; los componentes de los materiales superficiales como elementos en equilibrio dinámico con las condiciones ambientales.

4. Implicaciones evolutivas: madurez textural y mineralógica

PROPIEDADES DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Y DE SUS PARTÍCULAS.

En continuidad con lo estudiado en el tema anterior, en este tema abordaremos, entre otras, las propiedades siguientes:

forma (redondez y esfericidad),

empaquetamiento y

composición.

Y, en relación con estas propiedades, estudiaremos dos conceptos clave en la definición de los procesos formadores de las rocas sedimentarias y de la intensidad con que han debido actuar: madurez textural y madurez mineralógica.

Ver: http://www.geology.pitt.edu/GeoSites/sedstructures.htm

La redondez de los clastos

Durante el transporte de los granos, éstos reducen su tamaño debido a lasfricciones (abrasión) producidasunoscontra otros y contra las paredesdel medio de transporte. Este fenómenocontribuye a eliminar las irregularidadesen la morfología (esquinas agudas). Así, el grado de redondez quepresenten los granos nos proporcionaráclaves de la cantidad de tiempo en quelas partículas han sidotransportadas. Cuanto más largo es el

proceso de transporte, más

posibilidades hay de que las partículas

hayan perdido sus bordes agudos por

abrasión.

La redondez se clasifica en términosrelativos, hablándose de granosangulares a redondeados, pasando porcategorías intermedias (ver la figura).

La redondez es independiente de la esfericidadde los granos. Ésta viene controlada por la forma original de los granos.

Gráficas visuales para la determinación de la esfericidad y la redondez, basadas en Powers (1953) y Krumbein y Sloss (1955). Imagen tomada de Corrales et al. (1977).

Redondez y esfericidad

Redondez y esfericidad

Cuadro de comparación visual para estimar el grado de redondez y esfericidad de los clastos (basado en Powers, 1953)

Empaquetamiento

El espacio entre los clastos puede estar ocupado por un cemento (calcáreo, silíceo, ferruginoso o salino) o por material detrítico menor de 30 micras (matriz). El empaquetamiento puede caracterizarse en función del porcentaje de matriz frente al de clastos, observando si la roca presenta una textura grano-sostenida (arriba) o matriz-sostenida (abajo). El empaquetamiento, entre otros factores, es indicativo de la densidad del medio de transporte del sedimento.

Tomado de:

http://www.uam.es/personal_pdi/cienci

as/casado/GEORED/Sedimentarias/d

etriticas.htm

Empaquetamiento, orientación de granos y

naturaleza de sus contactos mutuos

El empaquetamiento indica la ordenación de los sedimentos en el campo gravitacional, pero, tiene, a la vez, una estrecha relación con la energía del medio; así, en medios agitados, el depósito inicial es mucho más apretado y los granos tienen tamaños mayores, pues los más finos pueden ser eliminados en suspensión.

Durante la diagénesis, el empaquetamiento aumenta como consecuencia de las fuerzas compresivas sobre los sedimentos a medida de que son enterrados.

Son dos parámetros litológicos que definen el comportamiento de la roca

como medio para albergar o transferir fluidos, a la vez que puede aportar

comportamientos mecánicos capaces de generar situaciones de riesgo.

La porosidad es el volumen de huecos de la roca, y define la posibilidad de

ésta de almacenar más o menos cantidad de fluido. Se expresa por el

porcentaje de volumen de poros respecto al volumen total de la roca

(porosidad total o bruta).

Además de esta porosidad total, se define como porosidad útil la

correspondiente a huecos interconectados, es decir, el volumen de huecos

susceptibles de ser ocupados por fluidos. Este concepto de porosidad útil

está directamente relacionado con el de permeabilidad. La diferencia entre

porosidad total y porosidad útil expresa el agua (o fluido en general)

inmovilizado dentro de la roca, y recibe la denominación de "agua

irreductible" de la roca.

La porosidad útil es, en general, inferior en un 20-50% a la total,

dependiendo, sobre todo, del tamaño de grano de la roca: cuanto menor sea

este tamaño de grano, más baja será la porosidad útil respecto a la total.

También influye la forma de los granos

Porosidad y permeabilidad

La porosidad depende del tamaño de los fragmentos, siendo máximo en arenas, y mínimo en los materiales arcillosos. En el caso de materiales de grano más grueso, los mayores huecos se rellenan de materiales más finos y cierran los poros existentes.

Imagen tomada de:http://www.netl.doe.gov/technologies/oil-gas/Petroleum/projects/EP/images/Fig15

506Stanford_a.jpg

La Permeabilidad representa la facilidad con la que una roca o formación permite a un fluido de viscosidad dada atravesarla. Viene definida por la fórmula de D'Arcy:

K dp -nVV = - ---- x ----- , y por tanto K= - -------

n dL dp/dLdonde: v = q/A= velocidad del fluido o flujo a través de unidad de área medida en cm/sgo en cm3 x seg-1 x cm-2

K = permeabilidadn = viscosidad medida en centiposises (1 poise= 1 g x cm-1 x seg-1)dp/dL = gradiente de presión del fluido o gradiente hidráulico en la dirección del movimiento; se mide en atmósferas/cm3.

En estas condiciones, la unidad de medida de la permeabilidad es el Darcy, generalmente demasiado grande para los almacenes de hidrocarburos, por lo que se utiliza el milidarcy (md).

Este parámetro depende, fundamentalmente, del tamaño medio y de la forma de los granos que constituyen la roca.

Gráfica tomada de http://www.uclm.es/users/higuer

as/yymm/PoryPermvsIRar.jpg

Porosidad y permeabilidad frente al índice de redondeamiento de las partículas

Si el fluido es homogéneo, y no produce ninguna acción importante sobre la roca, se habla de permeabilidad absoluta; pero si en la roca existen varios fluidos, como es el caso de un yacimiento petrolífero, en el que podemos tener petróleo, agua y gas, se producen interferencias entre ellos que dan origen a permeabilidades efectivas para cada uno de los fluidos diferentes de sus permeabilidades absolutas.

Se define así como permeabilidad efectiva de un fluido la expresión de la propiedad de una roca o formación de ser atravesada por ese fluido en presencia de uno o varios otros fluidos. Depende por un lado de las características de la roca, y por otro, de las proporciones o porcentajesrespectivos de los distintos fluidos presentes.

La permeabilidad relativa corresponde a la relación entre permeabilidad absoluta y efectiva. Para un fluido dado, varia en función directa con la saturación de ese fluido en la roca, y se expresa en tanto por uno de movilidad de un fluido respecto a otro.

Composición mineral La composición, tanto química como mineralógica, depende de la variación sistemática (bien por eliminación, bien por enriquecimiento) de algunos componentes minerales a lo largo del recorrido desde el área madre hasta el medio sedimentario, y de la aparición de nuevas fases minerales por procesos químicos. Intervienen aquí los mecanismos de diferenciación geoquímica sedimentaria y la propia físico-química del medio sedimentario para facilitar la neoformación y/o la reorganización de los minerales.

Por su origen, en relación con los procesos de diferenciación geoquímica sedimentaria, se clasifican en detríticos o clásticos y en químicos/ bioquímicos. Los primeros se corresponden con los resistatos o resistentes; su acumulación, cuando proporcionan recursos minerales de interés económico, constituye los placeres. Las rocas que pueden generar estos minerales son las detríticas o clásticas. Forman parte de ellas también algunos minerales que han llegado a sufrir cierta meteorización química, en concreto los hidrolizados y los oxidados, que van a servir, entre otras, de elementos de unión de los anteriores (matriz).

Los componentes químicos y/o bioquímicos son aquéllos que se han

originado en la cuenca sedimentaria por precipitación química directa y/o

por la acción metabólica de los organismos. Se incluyen aquí los

carbonatos y los evaporatos, entre otros, y se suele hablar de dos

categorías, de ortoquímicos, cuando proceden de precipitación directa,

esto es in situ, y de aloquímicos, cuando, después de haber precipitado

en la cuenca han sufrido removilización y redepósito en otra zona más o

menos próxima de la misma cuenca.

Cada uno de estos componentes presenta un papel diferente en la roca. Su

importancia textural es diferente según el dominio relativo en la roca de

cada clase granulométrica. En general, el componente granulométrico más

abundante de cada roca, a la cual define, constituye el armazón, trama o

esqueleto de aquélla; en general, se suele asociar este concepto con los

componentes de mayor tamaño. A los de menor tamaño se les asigna el

papel de unión o ligazón de los anteriores, distinguiéndose dos fracciones

diferentes, matriz y cemento.

La matriz suele estar constituida por granos procedentes de decantación a

partir de suspensiones (limos, arcillas, fango carbonatado o micrita); los

cementos, en cambio, proceden de precipitación a partir de las

disoluciones intersticiales de los sedimentos (p. ej., la esparita de las rocas

carbonatadas).

Otros componentes presentes en las rocas sedimentarias son los de naturaleza orgánica. Los más característicos son los macerales, fragmentos vegetales de que están constituidos esencialmente los carbones.

En el caso de los petróleos, los componentes son los denominadossapropeles, substancias químicas procedentes de la transformación de los principios inmediatos de que están compuestos los organismos a partir de los cuales se origina esta roca.

<1<3Materia orgánica, hematites y otros

<13Minerales carbonatados

10 - 154Feldespato

6530Cuarzo

560Minerales arcillosos

Arenitas %

Lutitas %Composición Mineral

Composición mineral

Componentes detríticos de sedimentos siliciclásticos

* Granos detríticos* Matriz de grano fino* Minerales autigénicos y cementos* Pueden existir granos de cualquier composición aunque solo unos pocos son abundantes ���� disponibilidad y estabilidadmecánica y química:

- Fragmentos de roca- Cuarzo- Feldespatos- Micas y arcillas- Minerales pesados- Otros constituyentes

* Granos lábiles ���� granos menos estables* Madurez composicional

Madurez mineralógica

Desde la meteorización hasta la fijación final de un sedimento puede observarse que no todos lo minerales se comportan de igual manera ante la destrucción química ya que algunos se mantienen inalterados mientras que otros no. Debido a ello durante el proceso de sedimentación la composición mineralógica original evoluciona hacia un producto final estable.En general, el orden de estabilidad de los minerales es inverso a la serie de cristalización fraccionada de Bowen; así el olivino se altera más fácilmente que la mica y que el cuarzo es un mineral muy resistente.Podemos concluir que la composición de la fracción clástica refleja entonces el grado de destrucción sufrido por la roca ya que ésta estará constituida sólo por aquellos minerales más estables.

Índice de madurez mineralógicaGeneralmente se toma la relación entre la cantidad de cuarzo y feldespato como índice de madurez mineralógica de la roca. Así una arcosa, roca compuesta por feldespato potásico mayormente, tiene un índice bajo, cercano a 1, mientras que una ortocuarcita, compuesta casi exclusivamente por cuarzo, es elevado, superior a 10.

La importancia geológica radica en que indican que la composición de la fracción clástica de una roca sedimentaria no depende solamente de la composición de la roca original sino también de la

intensidad y el tiempo con que actuaron los procesos destructivos durante la sedimentación.

Estabilidad mineral

Zircón

Turmalina

Cuarzo

Minerales de la arcilla

Ortosa/Microclina

Albita

Moscovita

Estabilidad creciente

MineralEstabilidad

Gráfica de: http://www.eos.ubc.ca/courses/eosc221/images/sed/sili/pic/maturity.GIF

Tamaños de grano y su presencia como componentes detríticos

Contenido en SiO2 (cuarzo) frente a Al2O3 + Na2O + K2O (feldespato) en dunas del oeste de los Estados Unidos.

Tomado de Muhs (2002) en http://www.csrl.ars.usda.gov/wewc/icarv/113.pdf

Es posible que pueda estar presente cualquier otro mineral –aparte del cuarzo- en las arenas o areniscas- dependiendo de su grado de madurez mineralógica. Algunos de estos pueden ser útiles para determinar el origen de la arena. Los minerales más comunes en las areniscas –el cuarzo y los feldespatos- tienen densidades menores de 2,700 kg/m3, pero la mayoría de los minerales accesorios, a excepción de la moscovita, tienen densidades mayores de 3,000 kg/m3. Así, estos minerales accesorios se denominan minerales pesados. Esto es conveniente pues si la arenisca puede ser desagregada, entonces estos minerales pesados pueden ser fácilmente separados del cuarzo y de los feldespatos usando su densidad. Los minerales pesados pueden dividirse en tres grupos, tal y como se ve en la tabla de la diapositiva siguiente. Usando esta lista, se puede determinar en ocasiones la procedencia de las arenas a partir de un origen ígneo o metamórfico.

Vista de minerales pesados en los que

se destacan partículas de oro, zafiros y

granate.

Tomado de http://www.segemar.gov.ar

EnstatitaHornblendaHiperstenaMagnetitaEsfenaTurmalinaZircón

ActinolitaAndalucitaCloritoideCordieritaDiópsidoEpidotaGranateGlaucofanaCianitaRutiloSillimanitaEstaurolitaTremolita

AegerinaAugitaCromitaIlmenitaTopacio

IndeterminadaMetamórficaÍgnea

Procedencia de los minerales accesorios en las areniscas.

MADUREZ TEXTURAL

Los sedimentos que son texturalmente inmaduros son los que tienen mucha matriz, pobre clasificación y granos angulares.

Los sedimentos maduros son los que tienen poca matriz, una clasificación moderada a buena, y granos subredondeados a redondeados.

Los sedimentos supermaduros serán los que carecen de matriz, tienen una clasificación muy buena y granos bien redondeados.

La porosidad primaria y la permeabilidad crecen con el incremento de la madurez textural, de modo que cuanto más maduro es el sedimento, menos matriz y más espacio de poros posee.

Estos aspectos implican una gran distancia de transporte del sedimento, dando lugar a granos mejor redondeados y mejor clasificados.

Madurez textural

Clasificación y madurez textural

Gráfica tomada de:

http://www.eos.ubc.ca/courses/eosc221/sed/sili/siligsize.html

¿Qué podemos decir de cada uno de los casos representados en cuanto a la madurez textural?

La madurez textural es, en efecto, una consecuencia del proceso de transporte, aunque puede verse modificado por procesos diagenéticos (p. ej., precipitación de caolinita a partir de procesos de descomposición de materia orgánica, estableciendo un pH bajo).

Donde ha existido una corriente mínima, los sedimentos son en general texturalmente inmaduros; corrientes persistentes o la actividad eólica dan lugar a areniscas maduras.

Ejemplos de sedimentos texturalmente inmaduros incluyen muchos depósitos fluviales y glaciales; los sedimentos supermaduros están tipificados en desiertos, playas y ambientes marinos someros.

Imagen dehttp://www.pdvsa.com/lexico/o2w.htm

MADUREZ MINERALÓGICA Y TEXTURAL

http://petro.uniovi.es/Docencia/prs/5Areniscas07.pdf

Bibliografía

• Corrales,I.; Rosell,J.; Sánchez de la Torre,L.Mª.; Vera,J.A. y Vilas,L. (1977).

Estratigrafía. Ed. Rueda: 718 p.

Cap. 5: Rocas sedimentarias: texturas.

Cap. 14: Procesos sedimentarios.

• Mingarro,F. y Ordóñez,S. (1982). Petrología exógena I: hipergénesis y

sedimentogénesis alóctona. Edit. Rueda: 387 p.

Cap. 7: Composición de los sedimentos.

• Perillo,G.M.E. (2003). Dinámica del transporte de sedimentos. Asociación

Argentina de Sedimentología, Publ. Espec. Nº 2: 201 p.

Cap. 6: Propiedades de los sedimentos.