TEMA 3. Los materiales superficiales: características generales (2).

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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 Regidor
Doctor en Geología
TEMA 3.
Los materiales superficiales:
características generales (2).
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
Durante el transporte de los granos,
éstos reducen su tamaño debido a las
fricciones (abrasión) producidas
unoscontra otros y contra las paredes
del medio de transporte. Este fenómeno
contribuye a eliminar las irregularidades
en la morfología (esquinas agudas).
Así, el grado de redondez que
presenten los granos nos proporcionará
claves de la cantidad de tiempo en que
las partículas han sido
transportadas. 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 términos
relativos, hablándose de granos
angulares a redondeados, pasando por
categorías intermedias (ver la figura).
La redondez de los
clastos
La redondez es independiente de la esfericidad
de los granos. Ésta viene controlada por la forma
original de los granos.
Redondez y
esfericidad
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
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
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.
Empaquetamiento, orientación de granos y
naturaleza de sus contactos mutuos
Porosidad y permeabilidad
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
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/oilgas/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
-nV
V = - ---- x ----- , y por tanto K= - ------n
dL
dp/dL
donde:
v = q/A= velocidad del fluido o flujo a través de unidad de área medida en cm/sg
o en cm3 x seg-1 x cm-2
K = permeabilidad
n = 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.
Porosidad y permeabilidad frente al índice de
redondeamiento de las partículas
Gráfica tomada de
http://www.uclm.es/users/higuer
as/yymm/PoryPermvsIRar.jpg
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 porcentajes
respectivos 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 denominados
sapropeles, 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.
Composición mineral
Lutitas %
Arenitas
%
Minerales arcillosos
60
5
Cuarzo
30
65
Feldespato
4
10 - 15
Minerales carbonatados
3
<1
Materia orgánica, hematites
y otros
<3
<1
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 estabilidad
mecánica 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 mineralógica
Generalmente 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
Estabilidad
Mineral
Moscovita
Albita
Ortosa/Microclina
Estabilidad
creciente
Minerales de la arcilla
Cuarzo
Turmalina
Zircón
Tamaños de grano y su presencia como componentes detríticos
Gráfica de: http://www.eos.ubc.ca/courses/eosc221/images/sed/sili/pic/maturity.GIF
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 Vista de minerales pesados en los que
tabla de la diapositiva siguiente. Usando esta
se destacan partículas de oro, zafiros y
granate.
lista, se puede determinar en ocasiones la
procedencia de las arenas a partir de un origen Tomado de http://www.segemar.gov.ar
ígneo o metamórfico.
Procedencia de los minerales accesorios en las areniscas.
Ígnea
Metamórfica
Indeterminada
Aegerina
Augita
Cromita
Ilmenita
Topacio
Actinolita
Andalucita
Cloritoide
Cordierita
Diópsido
Epidota
Granate
Glaucofana
Cianita
Rutilo
Sillimanita
Estaurolita
Tremolita
Enstatita
Hornblenda
Hiperstena
Magnetita
Esfena
Turmalina
Zircón
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
¿Qué podemos
decir de cada
uno de los casos
representados
en cuanto a la
madurez
textural?
Gráfica tomada de:
http://www.eos.ubc.ca/courses/eosc221/sed/sili/siligsize.html
Imagen de
http://www.pdvsa.com/lexico/o2w.htm
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.
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.

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