Asignatura: Petrología sedimentaria 1 Profesor: Ma Josefa Herrero F emández 24-0ctubre-20 11

Procesos generadores Tema 3

Daniel Calvo González Lea Collar Narocki Laura García Manzanilla Almudena Sánchez de la Muela Garzón Nieves Sanjuán González

INDICE

1. Geoquímica de las aguas naturales ............................................................ 2 1.1. Propiedades físico-químicas del agua 1.2. Potencial iónico 1.3. El pH 1.4. Potencial de oxidación-reducción (Eh) 1.5. Barreras geoquímicas naturales: diagramas pH-Eh 1.6. Composición isotópica

2. La hipergénesis o meteorización ............................................................... 5 2.1. Definición 2.2. Factores ambientales que influyen en la hipergénesis 2.3. Tipos de meteorización.

- Procesos físicos - Meteorización biológica - Meteorización química - Meteorización química-bioquímica

2.4. Estabilidad mineral frente a la alteración química 2.5. Productos de la meteorización

3. El transporte ....................................................................................... 8 3.1. Introducción y definiciones 3.2. Propiedades y movimiento de fluidos 3.3. Modos de transporte

4. La sedimentación ............................................................................... 10 4.1.Sedimentación en función de la profundidad, velocidad y tamaño de c1asto

Arcilla-limo Partículas finas Formación Intrac1astos Peletización Floculación

4.2. Escala de Udden 4.3. Ambientes de sedimentación

5. La diagénesis ................................................................................... 13

Bibliografía ......................................................................................... 14

1

1. GEOQUÍMICA DE LAS AGUAS NATURALES

Los procesos diagenéticos son los cambios que tienen lugar en los sedimentos para convertirlos en rocas sedimentarias. Éstos afectan no sólo a las partículas del sedimento sino también a las aguas connatas que las rodean. Todos estos procesos implican tanto la disolución como la precipitación de minerales a partir de las soluciones acuosas existentes en los espacios libres entre el sedimento, grano-clastos o poros. La disponibilidad de agua y la capacidad para ponerla en movimiento dentro del sedimento o roca es muy importante para la diagénesis. Por lo tanto, el estudio de las propiedades de las aguas superficiales y subsuperficiales, la química de dichos fluidos, los minerales que se forman a partir de ellos y la naturaleza de los poros, es de suma importancia para entender cómo y por qué los sedimentos forman rocas. La mayor parte de las reacciones de los ambientes sedimentarios tienen lugar en medios acuosos, tanto superficiales como subsuperficiales. Las aguas naturales son las más importantes para que dichas reacciones tengan lugar.

1.1 Propiedades físico-químicas del agua

El momento dipolar de la molécula es de gran importancia porque da al agua el carácter de solvente universal, ya que casi todas las sustancias reaccionan en su presencia. El agua rompe las superficies cristalinas debido a la gran fuerza de atracción entre el dipolo y los iones de dichas superficies. La formación de puentes de hidrógeno, gracias al momento dipolar de la molécula, es esencial para explicar el transporte de las partículas del sedimento. Al unirse cuatro moléculas mediante puentes de hidrógeno, se forman tetraedros característicos que dan al agua propiedades como la alta tensión superficial y capilaridad, altos puntos de fusión, ebullición y solidificación y el gran rango de temperaturas en el cual el agua se mantiene en su fase líquida. La viscosidad y la densidad son propiedades cuyos valores aumentan según disminuye la temperatura, ya que disminuye la agitación de las moléculas y aumenta la cantidad de puentes de hidrógeno. La molécula se divide en iones H+ y OH-o La concentración molar de iones H+ ([H+]) controla la acidez del agua. La descomposición de minerales silicatados se debe a la hidrólisis, proceso en el cual los iones W altamente cargados desplazan a los cationes metálicos de los cristales minerales que luego se unen a los grupos OH- o grupos HC03- para formar soluciones o precipitados.

1.2 Potencial iónico

El potencial iónico se define como la capacidad que poseen los iones para rodearse de moléculas de agua, es decir, expresa el grado relativo de hidratación de los iones. Dicho parámetro depende del tamaño (radio r) y de la carga (Z) de los iones y se expresa como Z/r. Los iones se pueden clasificar según su potencial iónico en:

• Cationes solubles: con Z/r < 3.0 • Iones hidrolizables insolubles: con 3.0 < Z/r < 12.0 • Complejos aniónicos solubles: con Z/r > 12.0

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1.3 El pH

Las moléculas de agua se disocian en sus iones H+ y OH- a cualquier temperatura. A temperatura ambiente, dicha disociación da como resultado una concentración molar de ambos iones, W y OH-, de entre 10-7

_ 10-14 moles por litro, condición bajo la cual se denomina que el medio es pH neutro. Cuando el pH es menor que 7 el medio es ácido y cuando es mayor que 7 el medio es básico o alcalino. La concentración molar es un parámetro muy pequeño y muy variable por lo que la acidez o pH se expresa en una escala logarítmica (pH = -loglO [H+]) en la que al aumentar la concentración molar de iones H+, disminuye el valor del pH. Cabe aclarar que el pH disminuye al aumentar la temperatura, por lo que un pH igual a 7 será considerado solo a temperatura ambiente; por ejemplo, a una temperatura de 120°C, el agua tiene un pH neutro igual a 6.

1.4 Potencial de oxidación-reducción (Eh)

Se denomina oxidación a la pérdida de electrones de un elemento, aumentando por lo tanto su carga positiva. La reducción es la ganancia de electrones, aumentando así la carga negativa. El potencial de oxidación-reducción o Eh (Eh = EO + (0.059/n) log producto actividad de especies oxidadas/producto actividad de especies reducidas) es la energía necesaria para perder o ganar electrones en un determinado estado de oxidación, es decir, una" medida de la capacidad de oxidación o reducción de una solución. Un valor negativo de Eh indica condiciones reductoras mientras que un valor positivo de Eh con.diciones oxidantes. Es un parámetro de suma importancia en el ambiente sedimentario, sobre todo en reacciones en donde Fe, Mn y S están presentes.

1.5 Barreras geoquímicas naturales: diagramas pH-Eh

Las aguas naturales suelen ser neutras o ligeramente básicas, y presentan un pH comprendido entre 6 y 9. Para pH = 6 el Eh varía entre 0.876 y -0.354, y para pH = 9 entre 0.709 y -0.531. En dicho campo se pueden definir unos límites de estabilidad (de pH y Eh) o barreras geoquímicas. Cada barrera geoquímica corresponde a un valor de Eh y pH, o a una relación entre ambos, y limita la formación de un determinado mineral.

• Barrera de pH = 7. Separa los medios ácidos de los básicos. • " Barrera de la calcita, pH = 7,8. En general la calcita precipita a pH superiores,

aunque no SIempre. • Barrera de la materia orgánica. Eh = 0.00 V. Por encima de este valor la materia

orgánica se oxida. .• Barrera de los óxidos y carbonatos de hierro y manganeso. Depende del Eh y del

pH. Por encima son estables los óxidos de estos elementos, y por debajo los carbonatos correspondientes.

• Barrera de los sulfuros-sulfatos. También definida conjuntamente por el Eh y el pH. Por encima precipitan los sulfatos y por debajo los sulfuros.

En todo medio natural, ninguno de las variables Eh o pH son independientes. Es a menudo útil considerar la presencia de especies químicas en términos del pH y Eh, para lo cual se expresan gráficamente mediante diagramas pH-Eh. El área destacada en

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estos diagramas expresa los límites de dichos parámetros en ambientes subsuperficiales. El límite inferior del valor del pH (=4) es producido por concentraciones naturales de CO2 y ácidos orgánicos disueltos en la superficie y en aguas contenidas en los suelos. Su límite superior (= 9) es alcanzado por aguas en contacto con rocas carbonáticas y con CO2 atmosférico. Estos diagramas están hechos para una amplia variedad de reacciones y reactivos, y son de gran ayuda a la hora de interpretar reacciones químicas diagenéticas y deposicionales. Sin embargo, no expresan nada sobre la cantidad de reacciones que tienen lugar, ni del equilibrio que se puede alcanzar. A continuación se presentan dos ejemplos gráficos de diagramas pH-Eh para el agua:

:E +0.5'

m AQua$ • I subterráneas •

o

·0,5

o 2 & 8 10

pH

1.6 Composición isotópica

El oxígeno tiene tres isótopos distintos: 160, 170 Y 180, cuyas abundancias en la naturaleza son del 99.763%, 0.0375% y 0.1995% respectivamente. El hidrógeno tiene dos isótopos el lH, cuya abundancia es del 99.985 % y el 2H (deuterio) que se presenta sólo en el 0.015% de los casos. La cantidad de óxidos de deuterio del agua pesada es muy reducida, pero afecta enormemente a las propiedades del agua. El agua d~ ríos y lagos suele tener menos deuterio que el agua del mar. Por ello, se definió un patrón del agua según su contenido en deuterio: El VSMOW, o Estándar de Viena del Agua del Océano Promedio. VSMOW, o Estándar de Viena del Agua del Océano Promedio, es un patrón del agua que define la composición isotópica del agua, definido en 1968 por la Agencia

. Internacional de Energía Atómica. VMSOW se refiere al agua y no incluye ninguna sal u otras sustancias que normalmente se encuentran en el agua de mar y se refiere al agua pura con una composición particular de los isótopos. VSMOW sirve como patrón de referencia para la comparación de las relaciones de isótopos de hidrógeno y oxígeno en muestras de agua natural. Estas composiciones isotópicas son usualmente expresadas por diferencias relativas de la del VSMOW. VSMOW es una re-calibración del concepto original SMOW introducido por Harmon Craig y fue creada en 1967 y otros investigadores de la Institución Scripps de Oceanografía, que mezclaron aguas destiladas del océano recogidos de diferentes puntos del mundo.

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2 LA HIPERGÉNESIS O METEORIZACIÓN

2.1 Definición

La hipergénesis o meteorización se puede definir como el proceso mediante el cual un material se fragmenta y se desintegra cuando se encuentra en contacto directo con la superficie de la Tierra, o cerca de ella. Como consecuencia, actúan sobre él una serie de agentes (físicos, químicos y biológicos) que causan su alteración y disgregación en partículas más pequeñas. La meteorización es uno de los procesos más importantes del ciclo geológico, puesto que contribuye a dar forma a la superficie de la Tierra alterando las rocas y las convierte en detrito, listo para ser movilizado por algún sistema de transporte. Su importancia radica en ser el primer paso en la formación de las rocas sedimentarias.

CICLO GEOLÓGICO

Rocas (gneas

Rocas plutónicas

2.2 Factores ambientales que influyen en la hipergénesis

Todas las rocas son susceptibles de ser meteorizadas, pero existen cuatro factores importantes que determinan tanto cuantitativa como cualitativamente la manera en la que éstas van a ser afectadas por la meteorización:

• Propiedades de la roca madre: influyen en la meteorización por dos motivos principales. En primer lugar porque diferentes minerales van a tener respuestas diferentes a la meteorización en función de sus propiedades físico-químicas. Como por ejemplo, el cuarzo es menos soluble en agua que la calcita debido a que es químicamente inerte, esto provoca que el cuarzo sea un mineral más resistente a la meteorización que la calcita. En segundo lugar porque la propia estructura interna de la roca también va a influir en cómo le afecta la meteorización.

• Tasa de precipitación y temperatura: Además de las propiedades intrínsecas de la roca, las condiciones del medio en el que se encuentran también son un factor importante a la hora de determinar la tasa de meteorización de un material. En concreto, una roca bajo la influencia de abundantes precipitaciones y altas temperaturas es meteorizada más rápidamente debido a procesos químicos que alteran la roca. Además, las condiciones climáticas también pueden favorecer la

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fragmentación de la roca por meteorización física, como en" ambientes con temperaturas muy bajas, donde la congelación y el deshielo del agua que se cuela en las fracturas de la roca, facilita su fragmentación y posterior disgregación en partículas más pequeñas (gelifracción o crioclastia).

• Presencia o ausencia de sedimento: Aunque el sedimento es un producto de la meteorización en sí mismo, su presencia o ausencia dentro de la roca afecta tanto a la meteorización física o química de esta. La producción de sedimento es un proceso que tiene un efecto de feedback positivo, es decir, la formación de sedimento hace avanzar el proceso de meteorización, ya que actúa como un agente que altera la roca. Además, el sedimento retiene agua, bacterias, y otros organismos, los cuales pueden acidificar el sustrato e incrementar la tasa de meteorización química. También puede haber plantas, las cuales ayudan a fragmentar la roca con sus raíces.

• El tiempo de exposición: Cuanto más tiempo esté expuesto un material a los agentes externos, mayor será su alteración química, disolución y fractura.

2.3 Tipos de meteorización

• Procesos físicos: La meteorización física es simplemente la rotura del material en fragmentos más pequeños. Ahora bien, ¿cómo y por qué se fragmenta? Un material puede romperse por varios motivos: actividad biológica, actividad química y rotura a favor de zonas de debilidad que posee la roca debido a su propia estructura. Estas zonas de debilidad tienen un origen y una naturaleza variada, como los planos de estratificación en las rocas sedimentarias o los planos de fractura paralelos entre si característicos de rocas metamórficas. La actividad de organismos (meteorización biológica), tienen una influencia tanto química (la acción de algas y bacterias que viven en las micro fisuras de las rocas, producen ácido que acaba por disolver la roca), como física (la acción de las raíces de algunas plantas al crecer, fracturan la roca) Asimismo las variaciones de las condiciones afectan a los distintos materiales. Como es el caso de la gelifracción por cambios bruscos de temperatura o cuando por efecto de la variación de la presión se genera la exfoliación de los granitos en lajas paralelas a la superficie.

• Meteorización química: consiste en la disolución de algunos minerales cuando entran en contacto con el aire o con el agua. Otros minerales en cambio, en vez de disolverse, se combinan con las moléculas de agua, de oxígeno o de dióxido de carbono para dar crear nuevos minerales.

Las principales reacciones que tienen lugar en la meteorización química de las rocas son:

Hidrólisis: Es una reacción tipo ácido-base en la cual el agua reacciona con minerales silicatados para dar formar minerales de la arcilla e IOnes, disolviéndose así los minerales formadores de la roca original.

Carbonatación: En este caso, los iones de hidróxido de calcio reaccionan con el dióxido de carbono disuelto en el agua, formando carbonato cálcico, el cual

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precipita y forma estructuras, como estalactitas, estalagmitas, o column(;ls calcíticas.

Hidratación: Proceso mediante el cual los minerales absorben agua y se expanden al aumentar su volumen, esto produce un desajuste estructural y la roca se fragmenta.

Oxidación: Se produce cuando iones de oxígeno, normalmente disueltos en agua, reaccionan con iones de los minerales componentes de la roca. Por ejemplo la oxidación del hierro ferroso en hiero férrico, en la cual se produce una capa de color rojiza o marrón característica. Además, este proceso puede transformar un mineral soluble en agua a insoluble.

Reducción: Es un proceso mediante el cual son eliminados iones de oxígeno del mineral. Por ejemplo, óxidos férricos pueden ser reducidos a óxidos ferrosos, provocando un cambio de color (azul o verde normalmente). Algunos de los colores de algunas rocas sedimentarias son consecuencia de este tipo de reacciones, tanto de oxidación como de reducción, en las cuales se añaden o sustraen iones de oxígeno disueltos en el agua.

2.4 Estabilidad mineral frente a la alteración química

La estabilidad relativa de diferentes minerales frente a la alteración química puede ser utilizada para determinar la magnitud de la meteorización en una zona determinada. Los siguientes minerales están ordenados de más estables (arriba) a menos estables (abajo):

• Óxidos de hierro

• Hidróxidos de aluminio

• Cuarzo

• Arcillas

• Moscovita

• Feldespato potásico Biotita

• Feldespato sódico (albita)

• Anfíbol

• Piroxeno

• Feldespatos cálcicos (anortita)

• Olivino

• Calcita

• Halita

2.5 Productos de la meteorización

Como consecuencia de la meteorización, se forma un sedimento heterogéneo, poco consolidado y fácil de movilizar como gravas, arenas o pelitas. Este material está formado, además de por las partículas procedentes de la roca madre que ha sido meteorizada, por materia orgánica y polvo procedente de la atmósfera. Asimismo, este sedimento puede ser colonizado por plantas, las cuales al morir

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contribuyen al enriquecimiento y a la compactación del sedimento generando un suelo bien desarrollado, diferenciado en capas de distintas características. Este enriquecimiento del sustrato favorece a su vez el desarrollo de más vegetación, cada vez más exigente.

El sedimento también puede experimentar desplazamientos laterales o verticales por diferentes agentes de transporte, estos movimientos se conocen con el nombre de translocaciones. El principal agente de translocación es el agua, la cual suele transportar sales en disolución, debido a su fácil penetración en la roca a través de grietas o fracturas puede movilizar gran cantidad de sustancias.

Estos sedimentos son considerados un ente dinámico dado que interaccionan con el clima y los organismos. Su evolución está condicionada por cinco factores principalmente:

• Solubilidad de la roca madre • Clima • Topografía • Interacción con organismos • Tiempo

Estos cinco factores interaccionan entre sí para dar lugar 12 tipos de suelo diferentes, alfisoles, andisoles, aridisoles, entisoles, gelisoles, histosoles, inceptisoles, mollisoles, oxisoles, spodosoles, ultisoles y vertisoles.

3 EL TRANSPORTE

3.1 Introducción y definiciones

El transporte de sedimentos lo llevan a cabo fluidos en movimiento y suele ir acompañado de la erosión en mayor o menor medida de los clastos y partículas transportados, lo cual influye en la morfología final de estos.

Para la consolidación de rocas detríticas, el transporte de los productos de la meteorización desde su área fuente hasta una cuenca sedimentaria que funcione como almacén, supone un factor condicionante. El transporte a su vez, depende del relieve, el clima, el diastrofismo, nivel de base e incluso de la morfología y tamaño de los clastos producidos .

. Se pueden distinguir tres sistemas de transporte principales:

• Glaciar: puede transportar clastos de todos los tamaños.

• Eólico: de menor fuerza, sólo transporta partículas de tamaño arena o menor.

• Fluvial: aunque las mareas y el oleaje transportan sedimentos a lo largo de las costas, las corrientes de agua continentales son la forma más común de transporte de sedimentos.

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3.2 Propiedades y movimiento de fluidos

Las propiedades físicas de los fluidos son: • Densidad: masa por unidad de volumen (kg/m3

)

Aire < agua < flujo de derrubios < magma basáltico • Viscosidad: resistencia que presenta una sustancia a ser deformada (N.s/m2

)

Aire < agua < flujo de derrubios < magma basáltico

Según sus propiedades físicas, los fluidos se pueden clasificar en: • Flujos newtonianos: de densidad y viscosidad bajas, como es el caso del aire o

el agua. • Flujos no newtonianos: presentan viscosidad y densidad altas, como ocurre con

el flujo de derrubios y el magma basáltico.

Existe también otra clasificación para los fluidos que se basa en su comportamiento teniendo en cuenta su velocidad media y su viscosidad:

• Flujo laminar: lento y viscoso, se da en el fondo de las corrientes de agua (en la subcapa viscosa). Es el responsable del transporte tractivo.

• Flujo turbulento: rápido y de viscosidad muy baja. Es el que domina en casi toda la sección de un canal de agua.

Se puede estimar hasta qué punto un fluido tiene comportamiento turbulento o laminar mediante el cálculo del nO de Reynolds (cociente entre la fuerza de inercia y la de viscosidad que actúan sobre el fluido).

3.3 Modos de transporte

• Transporte de las partículas individuales en flujos newtonianos (en función del tamaño de las partículas y la velocidad de flujo):

Suspensión: Es el transporte que suelen sufrir las partículas de menor tamaño, se da dentro del fluido sin contacto con la superficie. Saltación y traslación: Se trata del transporte propio de la carga de fondo o carga

tractiva, es decir, el de las partículas más pesadas en contacto con el sustrato. Se mueven por saltación las que son más ligeras y las más pesadas lo hacen mediante traslación que es más erosiva porque supone el contacto continuo con la superficie. Existen dos tipos de traslación según la forma de las partículas: arrastre y rodadura.

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r I I I I I I r

r

I

2.5. Productos de la meteorización

El resultado de la meteorización son una serie de productos que pueden quedarse "in situ" o moverse por acción de la gravedad.

Perfiles de meteorización - Alteritas o formaciones superficiales alteríticas o manto de alteración - Saprolitos o alterita autóctonas -Regolito

Concentraciones residuales o impurezas -Arcillas residuales (terra rossa, terra fusca) -Arenizaciones (Iehm granítico) -Gores -Óxidos e hidróxidos: lateritas, bauxitas, fosfatos

Costras, cretas y corazas -Calcretas, silcretas, ferricretas, alicretas -Duricretas

3. EL TRANSPORTE

3.1. Introducción y definiciones Definimos como transporte al traslado de las partículas erosionadas de una roca por un fluido natural (agente geológico), es decir, que el transporte de sedimentos lo realizan los fluidos en movimiento. En un fluido, cualquier fuerza externa que se le aplique cambiará de forma mientras dure esa fuerza. Los agentes que realizan el transporte son: la gravedad, el agua en circulación de ríos, arroyos y torrentes, el hielo de los glaciares, el agua del mar, por medio de las olas y corrientes marinas; y el viento.

3.2. Propiedades y movimiento de los fluidos

PROPIEDADES

La viscosidad Medida de la resistencia de una sustancia a un cambio en su forma (N.s.m-2). Los fluidos que tienen baja viscosidad, como el agua, presentan menos resistencia a una fuerza cortante que los fluidos que tienen viscosidad alta como los aceites. La viscosidad es importante en el transporte de fluidos, ya que ésta afecta a la resistencia al flujo que ofrece el fluido.

Aire (20ºC): l'78.10A-S Agua (20ºC): lOA-3

Flujo de Derrubio: lOA2-10A3 Magma basáltico: 3.10A2-3.10A3

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r I

'tr·' .

La densidad

Magnitud escalar referida a la cantidad de masa contenida en un determinado volumen de una sustancia (Kg.m A-3)

MOVIMIENTO DE LOS FLUIDOS

El flujo newtoniano

Aire: 1'3 Agua: 1000

Flujo de Derrubio: 1500-1600 Magma basáltico: 2700

Flujo de baja densidad y de baja viscosidad, por ejemplo el agua o el aire. El flujo no newtoniano Flujo de alta densidad y alta viscosidad, por ejemplo el flujo de derrubios o el magma basáltico. Número de Reynolds El flujo de un fluido por un tubo se puede dividir en dos clases generales: flujo laminar y flujo turbulento, dependiendo del tipo de trayectoria que siguen las partículas individuales del fluido. Cuando el flujo de las

al Flujo laminar

bl Flujo turbulento ..Jf

partículas de fluido es paralelo al eje del tubo, el flujo se llama laminar. Cuando el curso que siguen las partículas individuales del se desvía considerablemente de la línea recta y en el seno del fluido se forman remolinos el flujo se llama turbulento.

Reynolds dedució que la pérdida de presión a lo largo de una tubería aumentaba con la velocidad pero que a partir de cierto punto las pérdidas comenzaban a aumentar rápidamente. La pérdida de presión son pérdidas que se producen por la fricción a medida que el líquido se mueve a través del sistema.

Experimentalmente se ha demostrado que las características del flujo dependen de: a) el diámetro interno de la tubería, Di. b) de la velocidad del fluido, v. c) de la densidad del mismo, d. d) de la viscosidad del fluido, p.

Re=(Di.v)/p

Re es adimensional y sirve para indicar si el flujo es laminar o turbulento - Si Re <2100 el flujo es laminar

2

~ 8.. :3 Fluio laminar en

.2 lo copo límite Fluio turbulento

~ 1 Comienzo de en la capa límite (; la turbulencia Capa

» I ¡..-/ 0",0.' /. (amortiguadora Subcapa viscoso * ,," s; ~ J) [

'.JJ I ~~::~~========-==_=:=.===== Distancio del borde de impacto, x

- Si Re <2100 el flujo puede pasar a ser turbulento

El movimiento de los fluidos depende de: - Velocidad del agente geológico: a mayor velocidad, mayor capacidad de transporte. - Densidad del agente geológico: a mayor densidad, mayor capacidad de transporte, ya que tendrá más masa por unidad de volumen. - Viscosidad del agente geológico: a mayor viscosidad, mayor capacidad de transporte. - Tamaño de las partículas: a igualdad del resto de los factores, un agente geológico podrá transportar partículas hasta un determinado tamaño, sedimentando todo aquello que pese más

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3.3. Modos de transporte

las relaciones entre el fluido y las partículas hacen que éstas se puedan transportar de diverso modo:

TRANSPORTE EN FLUIDOS NEWTONIANOS

Arrastre las partículas se desplazan deslizándose por el lecho. Generalmente son pequeños trayectos sucesivos. Rodadura las partículas ruedan por el lecho. Saltación El agente geológico es capaz de levantar la partícula del lecho pero no de sustentarla, por lo que cae. Al caer, la colisión con otras partículas hace que se levanten y se repita el proceso. Suspensión El agente no sólo es capaz de levantar la partícula, sino que la mantiene suspendida, de modo que el transporte se hace a igual velocidad que el avance del fluido. (Flotación) Transporte químico los materiales solubles se transportan en disolución. Este tipo de transporte es independiente de las características cinéticas del fluido.

TRANSPORTE POR GRAVEDAD

a) Corriente de turbidez: los granos se mantienen en el flujo por suspensión turbulenta. Al ser la densidad de la suspensión mayor que la del flujo ambiental, la corriente de turbidez se mueve pendiente abajo. b) Flujo licuado: los granos están suspendidos en su propia agua intergranular. e) Flujo granular: colisiones entre los granos que fluyen como avalancha. d) Flujo de derrubio: los granos se sostienen por la cohesión y viscosidad de la matriz y la fricción granular.

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~l!!' ~ .~~ :.. ~ :e'= ,.. .,. '1J. .. e. a) Turbulencia b) flujo

Intergranular ascendente

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e) Presion dlsperslva

dI Flotación

• Transporte por flujos de gravedad de agregados de partículas:

Flujo granular: En fluidos newtonianos, la colisión repetida entre los granos hace que fluyan en forma de avalancha de forma rítmica. Los granos se sostienen dentro del fluido por presión dispersiva. Es el responsable del desarrollo de dunas y ripples.

Flujo licuado: En arenas saturadas en agua, una sacudida puede provocar que los granos se suspendan en el agua intergranular y luego decanten. Como resultado se suelen formar estructuras de escape del fluido.

Corrientes de turbidez: Los granos se sostienen en el fluido por turbulencia del flujo. Generan depósitos muy característicos y se suelen ser submarinas.

Flujo de derrubios: En un fluido muy viscoso, los clastos y granos se mantienen suspendidos en la matriz por la cohesión y viscosidad de esta. Genera depósitos en forma de conglomerados sin selección de clastos por tamaños.

4 LA SEDIMENTACIÓN

Se entiende por sedimentación el proceso mediante el cual, materiales que han sido alterados y transportados con anterioridad, mediante hipergénesis y transporte respectivamente, son decantados o depositados cuando los agentes de transporte pierden energía al llegar a una cuenca de sedimentación.

4.1 La sedimentación en función de la velocidad y tamaño de los clastos.

mm CLASTO SEDIMENTO ROCA

BLOQUE 256 - -----------

CANTO 2 -1-___ --0;+

GRANO ARENAS ARENISCAS

1/16+----,,--

GRANULaS' 1/256- ---------:,;.;-:

PARTICVUÁ :¡,~

<1> El tamaño de los componentes de las rocas detríticas se haya en un rango

-8 de entre 2 - 4¡..t y más de 2mm. Esta -1 característica es muy importante en

4

8

cuanto a que partículas, granos y cantos van a ser transportados (como ya se ha explicado en el apartado 3) y sedimentados de manera exclusiva cada uno de ellos.

Como se puede apreciar en el diagrama de la izquierda de la página siguiente, los granos con un tamaño tipo grava

. (gravel) tienen una velocidad de asentamiento más alta que las areniscas (sand) y estas a su vez, mayor que las de tipo limo. Por tanto se concluye que cuanto mayor sea el diámetro del grano transportado, más rápidamente se sedimenta.

De hecho, y suponiendo clastos de la misma composición, en la gráfica de la derecha se observa la relación directa entre tamaño de grano y el tipo de transporte, apreciando que las de mayor tamaño no se levantan del sedimento (estarían ya "sedimentadas", debido a su densidad) y las de menor tamaño van "flotando" en suspensión por lo que tardan más en sedimentar.

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no. 1-11. RetaUon of aedlment transport dy-namJes to populaÜOIUI and truncatton poln" In a 81'aln alze dlatrlbutto,n. (After Vlaher, 11189. Jour. Sed. PetrololY. v. 39, Plg. 4.)

• Definición de los tamaños de granos. Procesos y condiciones sedimentarias en las que es más probable que se produzcan.

Arcilla -limo: Partículas con tamaño de grano entre 1/16mm y 1/256 mm. Los granos lutíticos son apreciables al tacto al intentar disgregar la roca, sin embargo con lupa son inapreciables. Las partículas arcillosas pasan inadvertidas de cualquier manera. Estas partículas son tan diminutas que pueden ser transportadas largas distancias y ser depositadas en lo que se conoce como el margen distal de un abanico fluvial o delta, por ejemplo. También son decantadas entre la línea de costa y la llanura abisal, donde la situación en el mar es de calmada.

Formación intraclastos: Fragmentos de roca normalmente angulosos, alargados y de más de 2mm de diámetro (indicadores de poco transporte) que se obtienen cuando corrientes de agua energética episódicas, caen sobre el sedimento poco consolidado de la cuenca sedimentaria y la fragmentan. Tienen por tanto la misma composición que el material de la cuenca. Cuando estas partículas se unen al carbonato cálcico que se encuentra en estado de precipitación dentro de la cuenca sedimentaría el resultado son las calizas bioclásticas o de intraclastos por estar compuestas de limo o arena fina más CaC03. Indican ambientes sedimentarios tranquilos (precipitación del carbonato) con fases de fluj os de partículas finas, asociados a altas energías. Esto puede suceder en el margen distal de un abanico submarino aluvial o un talud, por ejemplo.

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Peletización: Proceso por el que se producen granos aloquímicos dentro de una cuenca sedimentaria. El término general es pellet y su forma varía de perfectamente redondeada a irregular. Nunca presentan estructura interna. Micrictizan los granos que recubren. Si hay organismos que se alimentan de los nutrientes del sedimento, se consiguen pellets fecales, mezcla de sedimento y excrementos. Este fenómeno requiere por tanto condiciones sedimentarias de aguas muy tranquilas y sobre todo estables. En un lagoon puede encontrarse.

Floculación: Es un caso de licuefacción especial que se da en las arcillas. Estas fluyen dentro de una corriente de gran energía y al colisionar unas con otras se aglomeran atraídas por sus propias fuerzas electrostáticas formando coloides que decantan al llegar a la cuenca de sedimentación de manera más rápida que si lo hicieran cada partícula por separado. El proceso requiere un transporte muy energético, un mecanismo químico entre granos y un medio de sedimentación propicio como lo puede ser un ambiente de transición, véase un delta.

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4.3 Ambientes de sedimentación

4.2 Escala de Udden (1914)

Escala clastométrica de progresión geométrica que sirve para clasificar los clastos de las rocas sedimentarias detríticas .

Ya que los valores reales de los tamaños de clastos en la naturaleza se encuentran numéricamente muy cerca unos de otros en algunos casos (sobre todo en la clase arenisca) y en otros quedan muy separadas unas medidas de otras (los de tamaño grava), Udden utilizó un parámetro e al que le dio valor de 2 para clastos mayores a 1 mm, y ~, cuando lo superan. Así consiguió clarificar notablemente el valor de las medidas, agrupando los tamaños de clastos en intervalos más equiparables entre ellos.

Los medios o ambientes de sedimentación son áreas geográficas donde se deposita el sedimento. Cada medio sedimentario es característico en sí mismo, por los procesos físicos, químicos y biológicos que en él tienen lugar. En cada uno de ellos actúan la erosión, el transporte y la sedimentación, pudiendo ejercer más presión alguno de los tres procesos.

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• Clasificación de los ambientes sedimentarios

Se han de tener en cuenta factores t.lanura de marea físicos (velocidad del medio,

corrientes, etc.), qmmlcos (composición, entre otros) y biológicos (interacción flora y fauna-sedimentos), para determinarlos geográficamente de la siguiente manera:

Terrestres: Existen dos tipos; Sub aéreo (glaciar y desértico) y

subacuático (fluvial y lacustre).

Transición (zona entre el mar y el continente): deltaico, costero, estuario, lagoon, complejos de barrera, etc.

Marinos: plataforma, talud, llanura abisal, etc.

5 LA DIAGÉNESIS

La diagénesis es la etapa formativa de las rocas sedimentarias en la que se desarrollan un conjunto de procesos como consecuencia del enterramiento, y por la cual los sedimentos se transforman en rocas sedimentarias. Incluye todos los cambios que se producen en las características y composición de los sedimentos desde el momento de su sedimentación hasta que dichos materiales se sitúan en el campo del metamorfismo.

La diagénesis se ha subdividido en cuatro estadios:

• Singénesis: Son los procesos diagenéticos que tienen lugar al mismo tiempo que la sedimentación.

• Eogénesis: Incluye los procesos o cambios diagenéticos que tienen lugar en o cerca de la superficie de sedimentación, donde las soluciones intersticiales están aún en contacto con la masa de agua suprayacente.

• Mesogénesis: Incluye los procesos o cambios que se producen una vez que por enterramiento las soluciones que rellenan los poros han quedado aisladas de la masa de agua suprayacente. También y en estudios de materia orgánica la meso génesis se denomina catagénesis.

• Telogénesis: Tiene lugar bajo la influencia directa de soluciones meteóricas, una vez que las rocas sedimentarias han sufrido procesos de levantamiento-erosión­sedimentación.

En muchos casos, la diagénesis que sufren las rocas sedimentarias conlleva repetidas secuencias de estos estadios diagenéticos, debido a que pueden sufrir varios ciclos de enterramiento-emersión-erosión

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Planicies mareales Costas baja energía aporte marino de arenas y pelitas con laminación horizontal y masiva.

AMBIENTES MARINOS

Depositos turbidíticos Intercalación niveles arenosos bien seleccionados con lutitas -Backshore: tiene arena fina a media, bioturbación, dunas y laminación horizontal -Foreshore : arena fina a media , bioturbaciones, concitas grava fina -Shoreface :desde donde se forma la ola hasta la rompiente. Transición sedimentos de areniscas y fangolitas, muy bioturbado.

BEACH TOPOGRAPHY

-Offshore: a unos 10m de profundidad: pelitas y limolitas, poca arena y mucha bioturbación.

Plataforma Van a parar gran cantidad de materiales detríticos transportados por ríos los materiales finos se distribuyen por la plataforma. En el borde pre-continental y llanura abisal hay dos tipos de sedimentación: autóctona o pelágica: Se acúmulan caparazones de organismos planctónicos. Y alóctona, o detrítica: a base de los materiales que desde el continente, van a parar al pie del talud. Se transporte por deslizamientos gravitacionales desde la plataforma, por corrientes de turbidez localizadas en los cañones submarinos que al llegar a su desembocadura son esparcidos sobre la llanura abisal, construyendo «deltas» de sedimentación.

5. LA DIAGENESIS

Definición la diagénesis es el conjunto de transformaciones físicas y químicas que sufren los sedimentos después de su depósito, y antes del metamorfismo o meteorización. la diagénesis está condicionada por la temperatura (inferior a los 2S0Q), la presión (inferior a 7 Kb), tiempo, pH, eH, salinidad de las aguas diagenéticas, etc.

Procesos diagenéticos - Compactación: Todos aquellos procesos producidos por la presión litostática sobre el sedimento. Pérdida de porosidad, expulsándose el agua hacia arriba. Se dan dos tipos de compactación:

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• Compactación física (mecánica): Respuesta mecánica a la presión litostática. los granos se aprietan más, ocupan granos vacíos, e incluso pueden romperse, o deformarse.

• Compactación química: los granos se disuelven, dando contactos longitudinales y saturados. Tiene lugar a mayor profundidad que la compactación mecánica.

- Cementación: Precipitación de un mineral, al sobrepasar las aguas diagenéticas el producto de solubilidad, con el aumento de temperatura. Al igual que la temperatura, hay otros procesos que

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favorecen la cementación, tales como la mezcla de aguas, o aguas que ascienden de niveles lutíticos intercalados. - Generación de matriz diagenética.

- Transformaciones minerales: Reemplazamientos de unos minerales por otros. Un mineral reemplaza a otro cuando el nuevo mineral no tiene sitio donde crecer, y ocupa el espacio del otro mineral, más débil en las condiciones diagenéticas.

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