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Geología
1º Curso
I.O.P.
UNIDAD: III
‰
PETROLOGÍA
Profesor: Victor Barrientos
Curso 2012-2013
Universidad de A Coruña
1
Introducción
Los macizos rocosos se componen de rocas que, en su conjunto, puede
adscribirse a alguna de las siguientes tres categorías principales: a) rocas ígneas; b)
rocas sedimentarias; y c) rocas metamórficas. Las rocas ígneas junto con las
metamórficas son rocas endógenas, mientras que las rocas sedimentarias son rocas
exógenas.
Cada uno de esos tipos de rocas es el resultado de una serie de procesos
geológicos que, de forma completa o incompleta, afectan a todas ellas dentro de lo
que se conoce como el Ciclo de las Rocas. Esos procesos geológicos son los
responsables de las propiedades que presentan las rocas en los afloramientos y
pueden ser relacionados, por tanto, con las propiedades geomecánicas y las
problemáticas ingenieriles resultantes de las actuaciones sobre el terreno.
En estas notas repasaremos algunos conceptos geológicos básicos, con especial
énfasis en las clasificaciones litológicas más frecuentemente empleadas. Dichos
conceptos deben ser tenidos presentes y entendidos a fin de poder captar en toda su
amplitud la importancia del conocimiento del terreno antes, durante y después de
una actuación de ingeniería específica.
Figura 1. Esquema simplificado del Ciclo de las Rocas y relación existente entre los distintos tipos de
roca y procesos geológicos
Las Rocas Ígneas
Las rocas ígneas proceden de un magma original. Se entiende por magma un
fluido natural a elevada temperatura, constituido por material de roca que goza de
cierta movilidad y que es susceptible de intruir o extruir. Se supone que las rocas
ígneas han derivado de la cristalización de un magma y de los procesos relacionados
con el enfriamiento del mismo. El magma del que proceden las rocas ígneas puede
contener sólidos en suspensión, cristales, fragmentos de rocas y gases.
2
Clasificación de rocas ígneas según el tipo de yacimiento
En primer lugar, las rocas ígneas se clasifican según el tipo de yacimiento en:
•
Rocas ígneas intrusivas – Son rocas que presentan una textura de
tamaño de grano medio a gruesa debida a su enfriamiento lento. Cuando se
encajan y forman a cierta profundidad suelen constituir cuerpos intrusivos
de tamaños considerables, batolitos o plutones, por lo que se denominan
también rocas plutónicas. Muy a menudo poseen (p. Ej. granitoides)
colores claros, si bien no siempre es así (p. Ej. gabro, muchas rocas
ultrabásicas, etc.). Cuando se encajan y forman a menor profundidad se
denominan rocas hipoabisales o subvolcánicas. Éstas se caracterizan
por los cuerpos intrusivos de menor tamaño y formas diferentes, como sills,
lacolitos y diques o filones, por lo que también se denominan rocas
filonianas. Las texturas son variadas dependiendo de la composición
particular del magma original y de las características de formación.
•
Rocas ígneas extrusivas – Son rocas a menudo vítreas o de tamaño de
grano muy fino debido a su enfriamiento rápido. Suelen presentar vacuolas
generadas como resultado de la degasificación del magma a partir del cual
se han generado. Muy frecuentemente presentan tonalidades oscuras (p.
Ej. basaltos) si bien también existen de colores claros (p. Ej. traquitas).
Figura 4. Principales tipos de yacimiento de rocas ígneas (intrusitas y extrusivas)
Evolución magmática
La diversidad de rocas ígneas existentes está asociada fundamentalmente a su
evolución, no a la composición inicial del magma.
Entre los procesos evolutivos principales de un magma cabe destacar:
•
la asimilación o reacción entre el magma y la roca encajante,
3
•
•
la mezcla de magmas de diferentes características y composición,
y la diferenciación magmática.
De estos procesos, la diferenciación magmática parece con mucho el más
frecuente e importante en la evolución magmática. Durante este proceso un magma
originalmente homogéneo se separa en fracciones desiguales, formando rocas de
composición diferente.
Ciertos minerales están asociados porque cristalizan a temperaturas similares.
Cuando se produce la cristalización en un magma, los cristales formados tienden a
mantener un equilibrio con el fundido restante. Esta circunstancia se puede dar
cuando la temperatura desciende muy lentamente y no existen procesos de
segregación. Si el equilibrio se restablece mediante soluciones sólidas continuas, se
produce una serie continua de cristalización, si es mediante transformaciones
minerales abruptas, se produce una serie discontinua de cristalización. Bowen fue el
primero que estableció estas series de cristalización para minerales característicos.
Rocas Igneas
Peridotita / Basalto
Gabro / Basalto
Diorita / Andesita
Granito / Riolita
Figura 2. Series de cristalización discontinua y continua de Bowen. A menor temperatura de
cristalización, mayor estabilidad frente a la meteorización presenta el mineral en cuestión. De esa
manera, se conoce como serie de meteorización de Goldlich la inversa de la de Bowen
Figura 3. Serie de meteorización de Goldlich. Junto a cada mineral se indica, entre paréntesis, el
tiempo medio de meteorización de cada uno de ellos para unas condiciones climáticas templadas y
húmedas
4
Si no hay reequilibrio entre el fundido y los cristales formados, se produce
fraccionamiento, evidenciando, por ejemplo, minerales transitorios (incluidos),
texturas de segregación y zonación mineral, lo que produce cambios en la
composición del magma residual. A este proceso, que suele ser el más importante de
la diferenciación magmática, se llama cristalización fraccionada. Entre las
causas que favorecen la cristalización fraccionada cabe destacar la rapidez en el
descenso de la temperatura, la diferenciación gravitatoria, es decir, la separación de
cristales por gravedad, así como la segregación de magmas residuales, lo que puede
ser debido a diferentes causas mecánicas y tectónicas características de la historia
geológica del cuerpo intrusivo.
5
Diagramas de 1 componente
6
Diagramas de 2 componentes
Fe / (Mg + Fe)
Los sistemas de estabilidad de fases
En general, los sistemas de estabilidad de fases se pueden clasificar en
miscibles e inmiscibles.
Una solución sólida es pues característica de los sistemas que son miscibles,
aunque esa miscibilidad, completa o parcial, depende de los campos de estabilidad de
los extremos isomorfos que la definen. La fusión de un mineral cuya estabilidad está
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representada por una solución sólida, origina un fundido magmático de composición
igual a la del sólido original, por lo que se dice que tiene una fusión congruente.
Entre los sistemas de estabilidad de fases que se consideran inmiscibles cabe
destacar el sistema eutéctico, el sistema peritéctico y los sistemas de inmiscibilidad de
líquidos y de sólidos.
En el sistema de reacción eutéctico, la transformación de fases se realiza de
manera que toda la fase fundida termina cristalizando por enfriamiento, en una
isoterma que da lugar a dos fases sólidas. La fusión mineral es congruente, puesto
que se forma un fundido de composición igual a la del conjunto sólido original.
En el sistema peritéctico, el enfriamiento de un fundido original pasa por la
cristalización de un sólido inicial que, por reacción con el fundido residual, dará
como resultado un sólido de composición diferente. El proceso de fusión se dice que
es incongruente, puesto que una fase mineral, dará lugar por calentamiento, a dos
fases distintas, una líquida y otra sólida, cuyas composiciones son desiguales a la del
sólido original. El sistema peritéctico es una característica habitual de la serie
discontinua de Bowen.
Los huecos de miscibilidad definen la inmiscibilidad de fases sólidas
durante el enfriamiento de ciertos minerales. De este modo, se pueden dar
fenómenos de exsolución y desmezcla (texturas pertíticas) dentro de unas
determinadas condiciones termodinámicas.
La inmiscibilidad de líquidos, para determinados rangos de presión y
temperatura, favorece tanto la difusión como la segregación de magmas, así como,
por consiguiente, la cristalización fraccionada.
8
Plagioclasa antes que Piroxeno
Piroxeno antes que Plagioclasa
9
10
Diagramas de 3 componentes
1. Clasificación de las Rocas
1.1. Clasificación de las Rocas Ígneas
A parte de la clasificación general de las rocas ígneas por tipo de yacimiento
(rocas intrusitas y extrusivas), las rocas ígneas se clasifican de acuerdo con dos
criterios fundamentales:
a) Tamaño de grano y textura
b) Contenido de sílice y composición mineral
1.1.1. Clasificación basada en el tamaño de grano y la textura
•
•
•
•
•
Rocas vítreas – Formadas por vidrio (no contienen cristales). P. Ej.
obsidiana
Rocas afaníticas – De tamaño de grano muy pequeño (cristales no
distinguibles a simple vista)
Rocas faneríticas – El tamaño de los cristales puede ser identificado
sin problema a simple vista
Rocas pegmatíticas – De tamaño de grano muy grueso (en general,
> 10 mm)
Rocas vesiculadas – Textura desarrollada en rocas volcánicas o
subvolcánicas que evidencia la presencia de gases expandidos antes de
la consolidación
11
•
•
Rocas amigdaloides – Rocas que presentan una textura con
cavidades producto de la expansión de gases y, más tarde, rellenas por
diversos minerales
Rocas porfiríticas (o porfídicas) – Caracterizadas por la presencia
de grandes cristales (fenocristales) rodeados de una matriz fanerítica o
afanítica de tamaño de grano muy inferior
1.1.3. Clasificación basada en el contenido de sílice y la composición
mineral
•
•
•
•
•
•
Rocas ígneas ácidas – Ricas en sílice (% SiO2 > 65% en peso). Se
caracterizan por la abundante presencia de minerales denominados félsicos
(cuarzo y feldespatos, mayoritariamente) y cuya tonalidad es clara.
Rocas ígneas intermedias – El contenido de sílice va del 45 al 65% en
peso.
Rocas ígneas básicas – Pobres en sílice ( < 45 % en peso)
Rocas ígneas ultrabásicas
Rocas leucócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad
mayoritariamente clara o félsicos (p. Ej. feldespatos, cuarzo,…)
Rocas melanócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad
oscura o máficos (minerales ferromagnesianos, sobre todo: piroxenos,
biotita, anfíboles, etc.). No todas las rocas melanócratas son ultrabásicas y
viceversa. Por ejemplo, la anortosita es una roca leucócrata y ultrabásica.
Figura 6. Diagrama QAP (Streckeisen, 1966) para la clasificación modal de rocas ígneas intrusivas. a)
Cuarzodiorita, cuarzogabro y cuarzoanortosita; b) Diorita, gabro, anortosita; c) Monzodiorita,
monzogabro; d) Cuarzosienita de feldespato alcalino; e) Sienita de feldespato alcalino
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Figura 7a. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P =
plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991)
IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833
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traquita
traquita
Figura 7b. Clasificación de las rocas ígneas extrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P =
plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991)
IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833
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Figura 7c. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas ultrabásicas, de acuerdo con la IUGS. Ol:
olivino; Opx: ortopiroxeno; Cpx: clinopiroxeno; Hb: hornblenda; . Fuente: Le Bas y Streckeisen
(1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833
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Figura 8. Clasificación química (diagrama TAS) de las rocas volcánicas de acuerdo con su
composición expresada en términos del porcentaje de sílice (SiO2) y álcalis (Na2O+K2O)
Temperatura de Cristalización (ºC)
1000
1500
500
Plagioclasa
Olivino
Piroxeno
Anfíbol
Biotita
Cuarzo
Feldespato K
Moscovita
Textura
Color
Grano
grueso
Grano
fino
Porfídica
Porosa
Vítrea
Claro
(ácidas)
Medio
Oscuras
(básicas)
GRANITO
DIORITA
GABRO
Intrusiva
RIOLITA
ANDESITA
BASALTO
Extrusiva
Granito o Riolita
Diorita o Andesita
Gabro o Basalto
porfídica
porfídica
porfídico
Pómez
Escoria
Obsidiana
Color
Intrusita o
Extrusiva
Origen
Composición
Mineral
Extrusiva
Figura 9. Clasificación, textura y mineralogía de los principales tipos de rocas ígneas (plutónicas y
volcánicas). Nota: Los rangos de temperatura de formación para los minerales son aproximados
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GAS
SO2
CO2
H2 O
TEPHRA
BOMBAS
BLOQUES
LAPILLI
CENIZAS
OTROS
Esferoidales
Accesorios
Escorias
Juveniles
Cab. de Pelé
Retorcidas
Accidentales
Pómez
Accesorias
Lág. de Pelé
Cenizas
Accidentales
Acordonadas
Cort. de Pan
LAVA
almohadilladas
pahoehoe
aa
Figura 10. Clasificación de los distintos productos volcánicos. Accesorio: formado a partir de
fragmentos del cono volcánico o de anteriores coladas; Accidental: formado a partir de rocas no
volcánicas o de rocas volcánicas no relacionadas con el episodio volcánico en cuestión; Juvenil:
formada a partir del magma que alcanza directamente la superficie. Abreviaturas: Cort.: ‘Corteza’;
Cab.: ‘Cabellos’; Lág.: ‘Lágrimas’
Figura 11. Clasificación químico mineralógica de las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) así como
variación de alguna de sus propiedades más destacadas
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Granito
Riolita
Gabro
Basalto
Obsidiana
Diorita
Andesita
Basalto vesicular
Tephra (lapilli)
Vulcanismo y Tectónica de placas
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Metamorfismo
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La mayor parte de las rocas metamórficas son el resultado de la
recristalización de otras rocas de naturaleza ígnea, sedimentaria o metamórfica bajo
la acción de cambio en la presión, temperatura o en los fluidos intersticiales.
El límite inferior del metamorfismo está poco definido y coincidiría con el
máximo alcanzado durante la diagénesis (de 200 a 300 ºC) mientras que el límite
superior coincide con la fusión de las rocas o anatexia. Al producirse la fusión (total
o parcial) se genera un fluido geológico denominado magma, cuya cristalización
conduce a la formación de los distintos tipos de roca ígnea vistos con anterioridad.
Los distintos tipos de roca metamórfica son determinados por la roca
precursora (o protolito) y, de forma determinante, por las condiciones de presión y
temperatura a las que se desarrolla el proceso.
En general, los efectos principales que el metamorfismo ocasiona en las rocas
son las siguientes:
•
•
•
•
Crecimiento de nuevos minerales
Deformación y rotación de granos minerales preexistentes o neoformados
Recristalización de minerales para formar cristales mayores
Producción de rocas foliadas frágiles y muy resistentes o anisótropas con
una baja resistencia al corte.
El desarrollo preferente de los cristales durante el metamorfismo da lugar a las texturas foliadas. Estas
no reflejan más que el crecimiento cristalino dentro de un campo de esfuerzos anisótropo
Deformación y desarrollo de cristales como respuesta a los diferentes tipos de esfuerzos (tensión,
compresión y cizalla.
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Texturas metamórficas
Las rocas metamórficas presentan texturas características que sirven en
muchos casos para su descripción y clasificación. Así, el tipo de roca metamórfica
queda determinado por su protolito y las condiciones de P y T, distinguiéndose:
‰
Rocas no foliadas. No presentan una orientación preferente en sus
componentes minerales, que suelen ser equidimensionales, lo que se define
como textura granoblástica. El mármol, que está compuesto
esencialmente de calcita recristalizada, es un ejemplo de roca metamórfica
no foliada.
‰
Rocas foliadas. Los componentes minerales presentan una acusada
orientación manifestada a través de lineaciones, bandeados y laminaciones.
En las rocas foliadas, cuando la estructura es esencialmente planar, más o
menos penetrativa, y se encuentra asociada a pequeños y abundantes cristales de
mica, se denomina que la roca presenta foliación. Si las estructuras son lineales, ya
sea por la presencia de minerales deformados o recristalizados en direcciones
preferenciales, o bien por la intersección de estructuras planares, se dice que en la
roca se observa lineación. Cuando la estructura planar es muy penetrativa y está
acompañada de minerales de mayor tamaño y abundante recristalización (blastesis),
se dice que la roca tiene esquistosidad . La textura gneísica es una textura más
bien ojosa caracterizada por un bandeado claro-oscuro irregular de grano grueso en el
cual la foliación está pobremente definida debido a la preponderancia de feldespato y
cuarzo sobre los minerales micáceos. Este tipo de rocas, gneis, procede normalmente
del metamorfismo de rocas graníticas o de areniscas.
Desarrollo de foliaciones y lineaciones a partir de minerales de hábito tabular o prismático
durante los procesos metamórficos. En ausencia de anisotropías en el campo de esfuerzos, los
minerales tienden a crecer sin orientación preferida (es decir, sin desarrollar foliaciones)
mientras que cuando el campo de esfuerzos es anisótropo (casos B y C) los minerales se
desarrollan de acuerdo con la orientación de las componentes principales del esfuerzo
21
• σ1 > σ2 = σ3 → foliación sin lineación
• σ1 = σ2 > σ3 → lineación sin foliación
• σ1 > σ2 > σ3 → foliación y lineación
El desarrollo de foliación permite igualmente determinar la orientación de los
esfuerzos que originaron la deformación.
Desarrollo progresivo de una foliación de crenulación asimétrica y simétrica
Las rocas metamórficas están constituidas por minerales que favorecen o no el
desarrollo de texturas foliadas. De este modo, las rocas tendrán un comportamiento
frente a la deformación que será más o menos anisótropo (foliadas) o más bien
isótropo (no foliadas o masivas). En este sentido, algunas rocas de distinta
composición y desigual comportamiento frente a la deformación podrán presentar
fenómenos de refracción respecto de la orientación de ciertas texturas foliadas.
22
Foliación de crenulación simétrica en esquisto rico
en cuarzo y anfíboles. La concentración de cuarzo es
mayor en las charnelas. Borradaile et al. (1982)
Atlas of Deformational and Metamorphic Rock
Fabrics. Springer-Verlag.
Foliación de crenulación asimétrica en
esquisto rico en cuarzo y mica. Nótese la
variación composicional de la estratificacion
horizontal original, así como la disolución
preferencial del cuarzo en uno de los flancos
de los pliegues. Borradaile et al. (1982) Atlas
of Deformational and Metamorphic Rock
Fabrics. Springer-Verlag.
Esquistosidad (refracción)
23
Conviene resaltar igualmente otras texturas características de las rocas
metamórficas. Desde el punto de vista de las rocas foliadas, la textura lepidoblástica
sirve para caracterizar las rocas metamórficas foliadas ricas en minerales lamelares
como las micas. No obstante, si una roca típicamente masiva con minerales
equidimensionales (granoblástica) sufre una intensa deformación en el campo frágil,
se origina la textura cataclástica, la cual se caracteriza por la trituración de minerales
anteriores con la consiguiente disminución del tamaño de grano. Si la deformación se
realiza en el campo dúctil, la textura se describe como milonítica, en la cual existe
foliación además de una lineación de estiramiento por deformación plástica
intracristalina. Si en este último caso la recristalización es abundante la textura se
dice blastomilonítica. Cuando la mayoría de los minerales no son lamelares pero
presentan una orientación similar, se dice que la roca posee una textura
nematoblástica. La textura porfiroblástica define mas bien un conjunto de cristales
similarmente orientados, cuyas dimensiones son mucho mayores que las del resto de
los otros minerales. La presencia de minerales aciculares o fibrosos orientados en
todas direcciones e íntimamente compenetrados caracteriza la textura diablástica.
En el caso de que existan grandes cristales o porfiroblastos (en una matriz de
cristales de menor tamaño) con inclusiones de otros minerales de diferente
naturaleza, se origina la textura peciloblástica. Ciertas características de este tipo de
textura permite determinar en muchos casos la edad relativa de formación de dichos
minerales.
Pre-tectónico
Sin-tectónico
Post-tectónico
24
Durante el metamorfismo de una roca se desarrollan asociaciones minerales
cuya naturaleza depende de varios factores, entre ellos, la composición química y las
condiciones termodinámicas de presión y temperatura.
Se denomina paragénesis mineral de una roca metamórfica al conjunto de
minerales de esa roca que son estables dentro de un margen concreto de condiciones
termodinámicas. Al contrario que en las rocas ígneas, en la que la mayoría de sus
minerales constituyen una asociación en equilibrio, es decir, una paragénesis
mineral, en las rocas metamórficas podemos encontrar varias paragénesis minerales
en la misma muestra debido esencialmente a dos factores: a) cambios espaciales en la
composición química de la roca; b) cambios en las condiciones termodinámicas a lo
largo del tiempo.
Por ello, para poder considerar a una asociación mineral como una
paragénesis, es necesario que todos los minerales aparezcan en contacto mutuo y con
límites de grano rectos, lo que significa que dichos minerales están en equilibrio. Si
por el contrario los límites entre minerales son indentados, ello indicaría un contacto
de reacción entre ellos.
Clasificación de las Rocas Metamórficas
Las condiciones metamórficas son determinantes a la hora de la generación de
las distintas rocas metamórficas si bien la litología implicada en el proceso es otro
factor digno de ser considerado. De esa manera, dos rocas de idéntica composición
mineralógica y química, al ser sometidas a condiciones metamórficas distintas
pueden desembocar en rocas metamórficas muy distintas. Por el contrario, dos rocas
inicialmente muy distintas pueden resultar en rocas metamórficas muy parecidas,
bajo condiciones metamórficas distintas. Estas dos ideas son la base de estudio de las
denominadas facies metamórficas.
El metamorfismo suele dividirse en varios tipos, de acuerdo con el proceso
dominante que tiene lugar. De esta manera se habla de:
‰
Metamorfismo dinamo-térmico. Cuando los procesos deformativos
son importantes y van acoplados a variaciones sustanciales de presión y de
temperatura. El significado es similar al que más tarde denominaremos
metamorfismo regional. Este tipo de metamorfismo no suele ir
acompañado de una variación en la composición química original de la
roca.
‰
Metamorfismo térmico. Cuando el proceso metamórfico dominante es
la variación de temperatura y las manifestaciones deformativas son poco
importantes. Tiene un significado análogo al que más tarde
denominaremos metamorfismo de contacto. Este tipo de metamorfismo
suele ir acompañado de un cambio global en la composición química de la
roca.
‰
Metamorfismo dinámico. Es un metamorfismo esencialmente debido a
presiones dirigidas y/o esfuerzos de cizalla. Se da en relación con fallas y
cabalgamientos, en donde tiene lugar una intensa deformación que
produce cambios texturales y estructurales importantes (milonitas,
cataclasitas).
25
‰
Pirometamorfismo. Es un tipo especial de termometamorfismo en el
que los gradientes térmicos pueden llegar a ser extremos, como es el caso
de la combustión a baja presión de formaciones carbonosas (y la
consecuente formación de clinkers).
‰
Ultrametamorfismo. Un tipo extremadamente excepcional de
metamorfismo en el que se asocian muy elevadas presiones y temperaturas.
Suele corresponder a las condiciones que se dan durante un impacto
meteorítico y la consiguiente liberación brusca de energía.
De esta forma, el metamorfismo isoquímico es aquél proceso metamórfico
en el que la composición de la roca metamorfizada permanece constante a lo largo de
los procesos metamórficos, con la excepción de la pérdida de volátiles (H2O y CO2, en
especial). Por el contrario en el metamorfismo aloquímico o metasomatismo
la composición original no se preserva y distintos componentes del protolito pueden
ser eliminados y/o ser incorporados nuevos componentes químicos. Los skarns es
un ejemplo de dicho tipo de proceso.
Así a grandes rasgos, las rocas metamórficas se dividen en dos grandes grupos,
de acuerdo con las condiciones P/T de formación:
‰
Rocas metamórficas regionales. Son el resultado de procesos
metamórficos acoplados a otros deformativos y térmicos que tienen lugar
durante la orogénesis o formación de cordilleras. De esa forma las rocas
reflejan importantes variaciones de presión.
‰
Rocas metamórficas de contacto. Resultado del desarrollo de
importantes gradients térmicos en los márgenes de las intrusiones ígneas.
Relación existente entre los cuerpos ígneos intrusivos y el metamorfismo de contacto
Por otra parte, hay términos de uso general, como el prefijo META que
significa metamorfizado. De este modo, si conocemos la roca original, podemos
denominar a la roca metamórfica formada anteponiendo el prefijo META a la roca de
partida. Así por ejemplo, una metapelita, es una roca metamórfica derivada de rocas
arcillosas y cuarzo arcillosas, o pelitas: lutitas, areniscas-lutíticas, etc. Una
metabasita correspondería a una roca ígnea básica metamorfizada.
Los prefijos ORTO y PARA indican parentesco ígneo y sedimentario,
respectivamente; así, un ortogneis es una roca cuarzo-feldespática que procede del
metamorfismo de rocas ígneas ácidas, y un paragneis es también una roca cuarzo26
feldespática, pero que en este caso procede de algún tipo de areniscas sedimentarias.
Una para-anfibolita es una roca metamórfica compuesta esencialmente de anfíboles,
y que deriva normalmente de rocas margosas.
No Foliada
Foliada
Textura
Grano
Fino
Grano
Grueso
Grano
Fino
Grano
Grueso
Litología
Tipo de
Metamorfismo
Carácter
Grado
Pizarra
Regional
Protolito
Laminada,
mate
Satinada,
laminada
Laminada
Filita
Regional
Esquisto
Regional
Bandeado
Gneiss
Regional
Alto
Masiva
Corneana ó
Cornubianita
Contacto
Alto
Pizarra ó Lutita
Masiva
Anfibolita
Regional o
Contacto
Contacto ó
Regional
Contacto ó
Regional
Medio a
Alto
Bajo a
Alto
Bajo a
Alto
Basalto ó
Margas
Arenisca rica en
cuarzo
Caliza ó
Dolomía
No reacciona
con HCl
Reacciona con
HCl
Cuarcita
Mármol
Bajo
Medio
Pizarra ó Lutita
Pizarra ó Lutita
Pizarra ó Lutita
Pizarra, Lutita ó
Granitoide
Relación entre los principales tipos de roca metamórfica y algunos datos relevantes a las mismas
El número de rocas metamórficas relevantes desde el punto de vista ingenieril
es relativamente escaso. Las rocas de metamorfismo de contacto se caracterizan por
su marcada recristalización y porque raramente presentan foliación. Las pizarras
afectadas por la inmediata intrusión de un cuerpo ígneo se transforman en unas rocas
de grano fino masivas y muy resistentes denominadas corneanas (o
cornubianitas). Las rocas carbonatadas, en un proceso isoquímico, se transforman
en mármoles (si el protolito está constituido por calcita pura) o en corneanas
calcosilicatadas (si el protolito contiene silicatos). Sin embargo, bajo un
metamorfismo aloquímico, las calizas se transforman en skarns, mediante la
incorporción de importantes cantidades de sílice y otros elementos químicos.
A medida que aumenta el grado metamórfico, nuevos minerales pueden
formarse. Los minerales presentes en las rocas metamórficas son indicadores de las
condiciones P/T a la que esta dejó de transformarse. Así, el grado metamórfico
viene a ser una escala de intensidad metamórfica que emplea indicadores minerales
como geotermómetros y geobarómetros.
Por ejemplo, la secuencia pizarra Æ filita Æ esquisto Æ gneiss es una
secuencia de rocas metamóficas de grado creciente, cuyo protolito suele ser pelítico
(lutitas, lutitas arenosas, limolitas) y cuyos minerales indicadores asociados podrían
ser la clorita, la biotita y el granate. Así, la transición desde el grado de la clorita
(isograda) a la de la biotita determina la primera aparición sobre el terreno del
segundo de estos minerales.
27
Mapa geológico hipotético en el que determinadas rocas sedimentarias pelíticas
metamorfizadas manifiestan el grado metamórfico. Winter (2001) An Introduction to
Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
28
Temperaturas aproximadas de formación de diversos minerales metamórficos importantes
29
El concepto de las facies metamórficas es una más sofisticada extensión
del concepto de grado metamórfico a fin de incluir en el mismo tanto la presión
(información geobarométrica) como la temperatura (información geotermométrica) a
fin de obtener información de las rocas metamórficas. Así, los minerales indicadores
se agrupan para formar asociaciones minerales que caracterizan una región particular
del espacio P/T.
Distribución de las principales facies metamórficas en el espacio presión-temperatura
Table 25-1. Definitive Mineral Assemblages of Metamorphic Facies
Facies
Definitive Mineral Assemblage in Mafic Rocks
Zeolite
zeolites: especially laumontite, wairakite, analcime
Prehnite-Pumpellyite
prehnite + pumpellyite (+ chlorite + albite)
Greenschist
chlorite + albite + epidote (or zoisite) + quartz ± actinolite
Amphibolite
hornblende + plagioclase (oligoclase-andesine) ± garnet
Granulite
orthopyroxene (+ clinopyrixene + plagioclase ± garnet ±
hornblende)
Blueschist
glaucophane + lawsonite or epidote (+albite ± chlorite)
Eclogite
pyrope garnet + omphacitic pyroxene (± kyanite)
Contact Facies
Mineral assemblages in mafic rocks of the facies of contact metamorphism do not differ substantially from that of the corresponding
regional facies at higher pressure.
After Spear (1993)
30
a)
b)
a) Distribución de facies metamórficas para series de bajo, medio y alto gradiente P/T.
b) Los gradientes T/P altos A, medios B y bajos C son característicos de A dorsales oceánicas y
arcos de islas activos, B interior de placas y orógenos, y C zonas de subducción.
31
Las facies metamórficas y su relación con la téctónica de placas.
Típicos cambios mineralógicos que tienen lugar en metabasitas durante el metamorfismo
progresivo en la serie de facies metamórfica de media P/T. Se indica para comparación la
localización aproximada de las zonas pelíticas de metamorfismo de Barrow. Winter (2001)
An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
32
Representación esquemática del concepto de las facies e isogradas metamórficas, de acuerdo con el grado
metamórfico y la litología implicada en el proceso. Protolitos: areniscas (plegadas y falladas) y pizarras.
33
Skarns
Caliza no
alterada
Mármol
(calcita)
Aureola
metamórfica
Zonas minerales y modos desarrollados en el contacto entre una diorita cuarcítica y un mármol dolomítico. El
contacto inicial puede estar en cualquier lado de la zona de contacto. Frisch and Helgeson (1984) Amer. J. Sci., 284,
121-185. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
34
Cuarcita
Mármol
Metarudita
Gneiss
Esquisto
Filita
Pizarra
Migmatita
a
35
c
d
Milonitización progresiva de un granito. Shelton (1966).
Geology Illustrated. Photos courtesy © John Shelton.
El Origen de Las Rocas Sedimentarias
36
Las rocas sedimentarias se originan por los procesos de meteorización,
erosión, transporte, sedimentación y diagénesis de rocas preexistentes o
anteriormente formadas, ya sean estas ígneas, metamórficas o igualmente
sedimentarias.
La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la
desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto
con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La
meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos
físicos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la
expansión térmica y la actividad biológica. En la meteorización química interviene
como agente principal el agua, por lo que los procesos más notables son la disolución,
la oxidación, la hidrólisis, la hidratación y el intercambio iónico. La mayoría de estos
procesos contribuyen en sentido amplio a la alteración de las rocas en sus lugares de
afloramiento y serán ulteriomente analizados con mayor profundidad cuando
tratemos del origen y formación de los suelos.
Península
Ibérica
La erosión es el proceso responsable de desplazar los materiales del suelo por
la acción del agua, el hielo y el viento. La erosión puede darse, por ejemplo, mediante
37
un flujo de aire o agua de tipo laminar o turbulento, así como en forma de láminas,
acanaladuras o abarrancamientos de agua. La velocidad de erosión depende de las
características del suelo, del tamaño de las partículas, del clima, de la pendiente y del
tipo de vegetación. En ello es conveniente considerar igualmente la rugosidad y el
campo de velocidades en la capa superficial y límite del suelo.
Campo de velocidades en la capa límite del suelo
Límite
de erosión
Erosión glaciar
Mediante el transporte se realiza la redistribución de los materiales
erosionados hasta llegar al lugar de sedimentación. Los procesos principales
38
implicados en el transporte de materiales por la acción del aire y del agua son la
tracción o arrastre, la saltación, la suspensión, la flotación y la disolución.
La sedimentación es la acumulación de materiales meteorizados,
erosionados y transportados desde los lugares de mayor energía hasta aquellos,
potencialmente más bajos, en que la energía del medio de transporte (aire, agua o
hielo) es menor. Si la sedimentación se origina esencialmente por gravedad, se
forman las rocas sedimentarias detríticas, y si es por precipitación, se forman las
rocas sedimentarias químicas.
Así pues, la mayor parte de los sedimentos son el resultado de la
meteorización y erosión que afecta a rocas preexistentes, a través de los distintos
procesos físicos y químicos mencionados. Una vez generados, los sedimentos son
transportados por acción de agentes sedimentarios tales como el viento, el agua o
el hielo, hasta lugares donde se acumulan, es decir, cuencas de sedimentación.
Diagrama de Hjülstrom
39
La diagénesis es el conjunto de cambios fisico-químicos que experimenta un
sedimento tras su deposición, lo que en sentido amplio también se suele denominar
litificación, o conjunto de procesos que transforman los sedimentos en rocas. Se
dice, sin embargo, que en la diagénesis existen tres procesos claramente
diferenciables:
1) Sindiagénesis, o reordenamiento de partículas en el momento de la
sedimentación;
2) Anadiagénesis, o proceso de litificación en sentido más estricto, en el
que se produce la compactación, la deshidratación y la cementación de la
roca poco consolidada;
3) Epidiagénesis, o conjunto de procesos que intervienen cuando se expone a
la superficie una roca originalmente más profunda. En este sentido cabe
destacar la descarga litostática, la saturación con aguas subterráneas,
procesos de oxidación, etc.
En suma, el proceso de litificación de las rocas sedimentarias, no es más que
el resultado de la compactación, cementación y deshidratación parcial de, en
muchos casos por ejemplo, fangos húmedos. La compactación se produce como
resultado de la acumulación progresiva de los sedimentos sobre otros previamente
depositados, con el consiguiente incremento de carga litostática. A medida que el
contenido de agua se va viendo reducido en los poros, cada vez más pequeños, la
solución remanente en los mismos puede experimentar un incremento en su
concentración, pudiendo precipitar algún mineral que actuará como cemento entre
las partículas. Durante el proceso de deshidratación, o expulsión del agua de los
poros, las partículas sedimentadas laminares, como las de arcilla, pueden quedar
reorientadas dando lugar a superficies aproximadamente planas y paralelas a la
orientación de las mismas (foliación), lo que en ciertos casos dará origen a las
pizarras sedimentarias.
Proceso de compactación y litificación en una roca arcillosa, desembocando en la formación de una
pizarra
El proceso de disminución de volumen y expulsion de agua de los sedimentos,
deshidratación, puede llegar a producir la consolidación o compactación del
sedimento. Si el fluido no puede ser expelido de los sedimentos, estos pueden
permanecer no consolidados. La velocidad de consolidación está controlada de
forma muy eficiente por la permeabilidad de los sedimentos. De esa manera, tanto la
porosidad (es decir, una medida de la proporción de huecos que presente un
sedimento) como la permeabilidad se ven drásticamente reducidas al producirse la
consolidación y cementación de los sedimentos.
40
Este conjunto de procesos tiene lugar dentro de lo que se denomina la
diagénesis de las rocas sedimentarias. La diagénesis no comprende las primeras
modificaciones que sufre el sedimento por factores biológicos (Ej: bioturbación), pero
no obstante se extiende hasta donde comienza el metamorfismo (es decir a
aproximadamente T = 300 ºC y P = 1000 bares). En la práctica, la cementación que
tiene lugar durante la diagénesis incluye procesos de disolución, recristalización y
reemplazamiento que afectan esencialmente a las fases carbonatadas, silíceas y
sulfatadas.
Como un ejemplo de recristalización puede citarse, la inversión durante la
diagénesis del aragonito en calcita (CaCO3), lo que favorece ulteriormente los
procesos de cementación debido a que el aragonito es un 8% más denso que la
calcita. El reemplazamiento implica además un cambio químico. Así, por ejemplo,
tanto la dolomitización como la silicificación, suelen ser procesos secundarios de
reemplazamiento relativamente frecuentes durante la diagénesis. Conviene resaltar
que los fósiles son susceptibles de cambiar la composición sin cambiar por tanto de
forma.
Clasificación de las Rocas Sedimentarias
Los sedimentos se subdividen en dos categorías principales: detríticos y no
detríticos. Los sedimentos no detríticos pueden ser a su vez: químicos y orgánicos.
Las características de estas tres categorías principales de sedimentos son las
siguientes:
•
Sedimentos clásticos o detríticos. Comprenden partículas de varios
tamaños que son transportadas en suspensión por el viento, el agua o el
hielo. La arena o el limo son ejemplos de sedimentos clásticos.
•
Sedimentos químicos o precipitados. Son aquellos generados como
resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. Las
rocas evaporíticas, como las formaciones de yeso, son ejemplo de
precipitados químicos.
•
Los sedimentos orgánicos o biogénicos son el resultado de la
acumulación o precipitación inducida por agentes biológicos.
Muchos organismos (p. Ej. foraminíferos marinos, algas, briozoos, etc.)
provocan la precipitación de calcita de forma que generan fangos
carbonatados. También pueden existir fangos de composición silícica de
origen biogénico (p. Ej. las tierras de diatomea o Trípoli por la acumulación
de los exoesqueletos de dichas algas o los fangos de radiolarios, que son un
tipo de microorganismo acuático).
41
Grupo
Clase
ROCAS DETRÍTICAS
Ruditas
(2 – 256 mm)
Arenitas
0.0625 – 2
mm)
Lutitas
< 0.0625 mm
ROCAS NO DETRÍTICAS
Grupo
Sedimento y
tamaño textural
Bloques
Cantos
Grava
Criterios de
subdivisión
Compactada
Según la forma de los
cantos:
•
Conglomerado
(redondeados)
•
Brecha
(angulosos)
Arena muy Gruesa
(1 – 2 mm)
Arena Gruesa
(0.5 – 1 mm)
Arena Media
(0.25 – 0.5 mm)
Arena Fina
(0.125 – 0.25 mm)
Arena muy Fina
(0.0625 – 0.125
mm)
Limo
(0.0625 – 0.004
mm)
Arcilla
• Génesis
• Composición de los
cantos
• % de cuarzo,
feldespatos y líticos
• % de matriz detrítica
• Génesis
Arenisca
Limolita
Arcillita
Clase
Rocas Carbonatadas
de origen orgánico o químico
Evaporitas
de origen químico a partir de salmueras
Rocas Silíceas
de origen orgánico o químico (Ej. Chert, Trípoli, etc.)
Rocas Alumino-Ferruginosas (Residuales)
de origen químico (Ej. Lateritas, Bauxitas)
Rocas Organógenas (Carbonosas)
(p. Ej. turba, lignito, hulla, etc.)
Criterios de subdivisión
• Composición
• Textura
Rocas Fosfatadas
• Composición
•
•
•
•
•
•
•
•
Génesis
Composición
Génesis
Composición
Composición
Textura y estado físico
Textura y estructura
Génesis
Clasificación de conjunto de las rocas sedimentarias detríticas y no detríticas, de acuerdo con
Pettijohn (1957), Krumbein y Sloss (1963), Rastall (1965) y Vatan (1967). Las clases marcadas con un
asterisco suponen más del 99 % del total de rocas sedimentarias
Tamaño de los clastos
Fango
Arena
Grava
Fango
Arena
Grava
Sedimentos Parcialmente litificada
CaCO3 biogénico
Ooze calizo
Creta
Calcarenita
Lumaquela
Coquina
SiO2 biogénico
Ooze silíceo
Chert (silex)
Litificada
Micrita
Rudita
No existen
Clasificación de las rocas y sedimentos con fragmentos biogénicos carbonatados o silíceos (Ooze :
fango orgánico)
42
Contenido en C
Alto
Medio
Bajo
Roca
Carbón antracítico
Carbón bituminoso (Hulla)
Lignito
Turba
Clasificación de las rocas carbonosas, de acuerdo con su contenido en carbono orgánico
Bauxita
Sedimento biogénico
Los sedimentos se clasifican de diversa manera, como por ejemplo, de acuerdo
con su origen, granulometría y composición mineralógica de las partículas que lo
componen.
La naturaleza de un sedimento queda determinada por el grado de
meteorización que ha sufrido, así como por la distancia y tipo de transporte. Algunos
sedimentos pueden ser el resultado de la meteorización sin que se llegue a producir
su transporte, lo que origina, dependiendo del clima, los suelos más o menos
desarrollados (p. Ej. Lateritas), sin embargo otros pueden ser desplazados distancias
de miles de kilómetros a contar desde el punto de su generación.
Los agentes de transporte sedimentario, el viento, el agua y el hielo, generan
sedimentos con características distintivas, tales como el grado de abrasión de las
partículas o el de ordenación
La granulometría es un factor importante a la hora de determinar muchas
propiedades físicas de las rocas, entre ellas su resistencia, porosidad, permeabilidad,
densidad, etc. De acuerdo con ella, se da nombre también a las rocas sedimentarias
clásticas.
La forma de las partículas sedimentarias constituye, asimismo, un importante
atributo de los sedimentos. Existen muchos términos descriptivos que pueden ser
aplicados a la forma de las partículas. De esa manera, la forma inicial de cualquier
partícula está relacionada con la mineralogía: los filosilicatos tienden a ser laminares,
los feldespatos tabulares mientras que el cuarzo tiende a ser equidimensional. Otras
formas, tales como elipsoidales, cilíndricas o esféricas suelen ser el resultado directo
de procesos de abrasión.
43
El agua es el medio de transporte más efectivo y responsable del redondeo de
las partículas sedimentarias. La abrasión eólica también puede conducir a ese tipo de
forma. El transporte por el hielo puede llevar partículas a lo largo de grandes
distancias sin producir modificaciones significativas en su forma.
Las rocas sedimentarias clásticas se clasifican de acuerdo con la granulometría
de las partículas (o clastos) que, una vez cementadas, dan lugar a la roca en
cuestión.
muy
mal
clasificados
mal
clasificados
moderad.
clasificados
bien
clasificados
muy
bien
clasificados
Tipos de granulométría de los sedimentos detríticos
Tamaño de
Partícula
Descripción
Grava
Fragmentos de roca redondeados
Grava
Fragmentos de roca angulosos
Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los
granos son visibles a menudo muy bien empaquetados.
Muchas veces es posible reconocer estructuras sedimentarias,
como la estratificación cruzada
Arenisca con un contenido en granos de feldespato superior
al 25 %
Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los
granos son difícilmente visibles si bien al tacto presenta una
sensación áspera
A menudo, capas potentes >1cm. No se distinguen partículas.
Pueden llegar a observarse grietas poligonales. Su
composición mineralógica se caracteriza por la presencia de
minerales de la arcilla y cuarzo de grano muy fino
Fango compactado, laminado y fisible (se separa en láminas
muy finas)
Arena
Arena
Limo
Arcilla
Arcilla
Litología
Conglomerado
(pudingas)
Brecha
Arenisca
Arcosa
Limolita
Lutita ó
Arcillita
Pizarra
Relación de los principales tipos de litología clástica y sus características
44
Clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Sheppard (1954)
Las rocas sedimentarias químicas se clasifican de acuerdo con los minerales
precipitados predominantes que constituyen la roca así como por su textura. Se
forman como resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa.
Las rocas sedimentarias orgánicas o biogénicas son el resultado de procesos de
tipo biológico. Pueden ser acumulaciones clásticas de fragmentos de esqueletos de
organismos (el caso de muchas calizas), precipitados catalizados biológicamente
(como en muchas rocas ferruginosas y fosfatadas), la acumulación de detritus
vegetales (rocas carbonosas o carbón) o a partir de organismos silíceos (p. Ej. chert).
Existen tres tipos de rocas sedimentarias cuya importancia, dado el volumen
con el que se encuentran en la corteza terrestre, merece la pena ser destacada: las
lutitas (y pizarras), las areniscas y las calizas. Todas ellas están
mayoritariamente compuestas por un muy limitado número de minerales.
Mineral
Cuarzo
Feldespato
Minerales de la arcilla
Calcita y Dolomita
Óxidos de Hierro
% en lutitas
32
18
34
8
5
% en areniscas
70
8
9
11
1
% en calizas
4
2
1
93
−
Abundancia de distintos minerales en tres de los tipos litológicos sedimentarios principales
45
Clasificación de Pettijohn (1957) para las rocas sedimentarias detríticas
Textura
Composición
Nombre
de Roca
46
Clástica
Clástica
Clástica
Clástica
Cristalina
Cristalina
Cristalina
Fragmentos de calcita y cemento calcítico. Color blanco,
gris o azulado. Reacciona con intensidad en contacto con
HCL diluido
Oolitos de calcita (redondeados) y cemento calcítico.
Puede estar parcialmente dolomitizada.
Fragmentos de calcita y cemento calcítico parcialmente
transformado en dolomita. Reacciona con HCl diluido
Roca carbonatada casi totalmente transformada en
dolomita. A menudo de tonalidades amarillentas o
rosadas. Reacciona de forma poco aparente con HCl
diluido
Cristales cúbicos de halita formando un entramado
Cristales cúbicos de halita y silvita, a veces mezclados con
carnalita
Cristales de yeso de morfología variable de color, a
menudo, blanco o gris claro
Caliza
Caliza
oolítica
Caliza
dolomítica
Dolomía
Sal
Potasa,
Silvina
Yeso
Relación de las características más destacables de los principales tipos de rocas químicas
Rocas Aloquímicas
Componente
Rocas Ortoquímicas
I (Cemento de calcita
esparítica)
II (Matriz calcítica
microcristalina)
III (Calcita
microcristalina
sin componentes
aloquímicos)
Intraesparita
Intramicrita
Micrita
Intraclastos
IV (Rocas arrecifales
autóctonas)
Ooides
Oosparita
Oomicrita
Biosparita
Biomicrita
Fósiles
Biolitita
Calcita esparítica
Pellets
Pelsparita
Pelmicrita
Calcita
microcristalina
Clasificación de Folk (1962) para las rocas carbonatadas
47
oolitos
Clasificación simplificada de Vatan (1967) para las rocas sedimentarias intermedias entre lutitas,
arenas y carbonatos. Notas: C = calizas; C.a. = caliza arenosa; C.m. = caliza margosa; C.a.l. = Caliza
arenosa lutítica; C.l.a. = Caliza lutítico arenosa; A.c. = arena calcárea; A.l. = arena lutítica; A. = arena;
A.c.l. = arena calcárea lutítica; A.l.c. Arena lutítico calcárea; L.m. = lutita margosa; L.c.a. = lutita
calcáreo arenosa; L.a. lutita arenosa; L. = lutita; El término lutita pude ser reemplazado por el de
arcilla o limo en la medida que se conozca la granulometría del material. En el caso de materiales
cementados, en lugar del término arena se empleará el de arenisca. Cuando se trate de dolomías en
lugar de calizas, se hará el cambio de nombre correspondiente
Textura
Clástica
Clástica
Alterada
Clástica
Composición
Acumulación clástica de fragmentos de concha
Esqueletos microscópicos de cocolitofóridos
Organismos microscópicos siliceous. Sílice recristalizada.
Restos de plantas consolidados
Litología
Lumaquela (caliza)
Creta
Chert
Carbón (s.l.)
Algunos ejemplos de rocas sedimentarias orgánicas biogénicas
Los principales tipos de cemento que mantienen unidas las partículas de las
rocas sedimentarias son la calcita, diversas formas de sílice y los óxidos de hierro. La
presencia de óxidos de Fe en muy pequeña cantidad puede ser suficiente para
conferir a muchas rocas sedimentarias una tonalidad pardo-rojiza, anaranjada o
verdosa. Por otro lado, muchas rocas sedimentarias de grano fino, como las pizarras y
lutitas suelen ser de tonalidades grisáceas a negras. Las pizarras negras son un caso
particular de lutita que contienen cantidades muy elevadas de carbono de origen
orgánico.
48
Clasificación de los sedimentos biogénicos en función de la proporción de partículas esqueléticas
carbonatadas o síliceas. 1) Fango carbonatado; 2) Fango carbonato-silícico; 3) Fango silícicocarbonatado; 4) Fango silícico; 5) Ooze1 carbonatado arenoso/arcilloso/limoso; 6) Ooze carbonatadosilícico arenoso/limo-arcilloso/arcilloso; 7) Ooze silícico-carbonatado arcilloso; 8) Ooze silícico
arcilloso; 9) Ooze carbonatado con arena/limo/arcilla; 10) Ooze carbonatado-silícico con
arena/limo/arcilla; 11) Ooze silícico-carbonatado con arena/limo/arcilla; 12) Ooze silícico con
arena/limo/arcilla; 13) Ooze carbonatado; 14) Ooze carbonatado-silícico; 15) Ooze silícicocarbonatado; 16) Ooze silícico
La resistencia mecánica de un medio granular depende de la fricción entre las
partículas que lo constituyen. En general, las partículas angulosas y con baja
esfericidad tienden a movilizar una mayor fricción que las redondeadas. Por otro
lado, las partículas redondeadas o esféricas tienden a presentar un mayor grado de
empaquetamiento, dando lugar a sedimentos más densos.
La resistencia de la roca cementada es una propiedad ingenieril de gran
importancia. Por ejemplo, las cuarzoarenitas bien cementadas pueden ser
extremadamente resistentes si bien su comportamiento puede ser friable (poco
resistente) cuando la cementación sea mala o inexistente. Las limonitas, lutitas y
pizarras son, en general, rocas poco resistentes debido a la presencia de partículas
laminares arcillosas, las cuales la proveen de una baja resistencia al corte.
Los conglomerados y areniscas poseen un relativamente elevado índice de
poros. Son rocas importantes desde el punto de vista económico dado que suelen
constituir buenos acuíferos para el abastecimiento de agua o rocas-almacén de
petróleo o gas natural. Sin embargo, las rocas evaporíticas, menos densas, suelen
constituir estructuras halocinéticas como los diapiros, los cuales suelen actuar como
trampas petrolíferas que impiden la migración de los hidrocarburos desde las rocas
almacén.
La habilidad de las rocas para almacenar fluidos (porosidad) así como para
transmitirlos a través suyo (permeabilidad) son otras dos propiedades de un
considerable interés, tanto económico como ingenieril. Los sedimentos, en el
momento de su deposición, son extremadamente porosos, ocupando los poros
(espacios huecos) un volumen muy importante en relación al volumen del propio
sedimento.
Sedimento compuesto por fango orgánico o biogénico no consolidado formado por más de un 30 %
de partículas biogénicas, ya sean estas silíceas o carbonatadas
1
49
Los distintos componentes granulométricos y texturales propios de las rocas sedimentarias detríticas
Si el espacio ocupado por los poros es rellenado por otros sedimentos de
menor tamaño de grano, tanto la porosidad como la permeabilidad pueden verse
reducidas drásticamente. De esa manera, las arenas limpias (desprovistas de limo y
arcilla) constituyen magníficos acuíferos y rocas almacén. Sin embargo, las arenas
sucias (con limo y arcilla) presentan la porosidad parcialmente taponada por las
partículas más finas.
cemento
poro
Los sedimentos clásticos muestran una amplia variedad de estructuras
sedimentarias cuya interpretación ayuda a descifrar factores tales como el origen y
el ambiente deposicional de los sedimentos o el techo y la base de los mismos
(criterio de polaridad sedimentaria).
50
Estructura
Sedimentaria
Ejemplo
Laminación /
Estratificación
Estructura
Sedimentaria
Ejemplo
Granoclasificación
Flute Marks
(Vórtices)
Laminación Cruzada/
Ripples
Flute cast
Figura en croissant
Dirección
de flujo
Imbricación
Groove marks
Tool marks
Tool Marks - Groove Cast
(Marcas de Arrastre Acanaladuras)
51
Estructura
Sedimentaria
Ejemplo
Estructura
Sedimentaria
Ejemplo
suspensívoros
limnivoros
sedimentación
erosión
Estromatolitos
Burrows
(Bioturbación)
Mud Cracks
(Grietas de Desecación)
Rain Drops
(Gotas de Lluvia)
Load Cast
(Marcas de Compactación
o de Carga)
Moldes de Cristales
Facies de
Skolithos
arenas
litorales
Facies de
Cruziana
arenas
Y limos
Facies de
Zoophycos
arenas
arcillosas
y limos
Facies de
Nereites
fangos
pelágicos
Algunos tipos de estructuras sedimentarias primarias
52
La estratificación planar, desde el punto de vista diagnóstico, ofrece poca
información si bien las trazas de actividad orgánica (p. Ej. burrows u otras
bioturbaciones) pueden constituir criterios de polaridad y de tipo de ambiente
sedimentario.
Las laminaciones cruzadas ofrecen una clara indicación sobre la polaridad
de los estratos ya que su techo se encuentra truncado por los flujos de sedimento
posteriores. La orientación de las laminaciones da información también sobre la
dirección y sentido de las corrientes (acuáticas o aéreas) responsables del transporte
de los sedimentos.
Las capas con evidencias de ripple-marks (ondulaciones) muestran el efecto
de oleaje (fluvial o marino somero) y su cresta apunta hacia los sedimentos más
modernos. Son esencialmente marcadores del techo de los estratos.
La imbricación de cantos suelen desarrollarse en ambientes donde prima el
transporte de sedimentos en ambientes más o menos energéticos (en función del
tamaño y densidad de los bloques transportados). Suele presentarse en sedimentos
donde abundan las conchas fósiles o de cantos de hábito tabular. Pueden emplearse
como indicadores de dirección y sentido de corrientes.
Muchos sedimentos suelen presentar una ordenación en el tamaño de grano de
sus partículas que se denomina granoclasificación. La granoclasificación
positiva se corresponde con una disminución progresiva del tamaño de grano hacia
el techo de los estratos mientras que en la negativa sucede lo inverso. Si bien la
granoclasificación positiva es la más frecuente, al existir también la negativa,
constituye un criterio de polaridad ambiguo. Sin embargo, los sedimentos gradados
reflejas pulsos de sedimentación individuales cuya periodicidad temporal puede ser
muy variable.
Entre las estructuras sedimentarias primarias que son marcadoras de la base
de los estratos (sole marks) conviene destacar los Flute marks, Groove casts, Tool
marks, Rain drops, Load casts y moldes de cristales.
Por ultimo, las estructuras sedimentarias de relleno de canales proveen con
indicaciones relativas a la polaridad de los estratos y a la dirección y sentido de la
corriente de agua responsable de los rellenos. A este tipo de estructuras se las
denomina paleocanales y son característicos de ambientes fluviales.
53
No marino
Ambiente
Deposicional
Organismos
Sedimento
Estructuras
Sedimentarias
Litología
Cauce
fluvial
Corrientes de agua
de alta o baja
energía. Sequía
eventual. Oxidante
Plantas y
animales de
agua dulce
Grava, arena y
fango con
clasificación y
angulosidad
variable
Laminaciones
cruzadas,
granoclasificación,
ripple marks, mud
cracks, restos fósiles
de animales y plantas
Conglomerados
Areniscas
Lutitas
Llanura
aluvial
Avenidas de baja
energía. Periodos de
sequía. Desarrollo
de suelos.
Oxidación
Plantas y
animales de
agua dulce
Arenas y fangos
bien clasificados
Laminación, ripple
marks,
granoclasificación,
fósiles abundantes
Lutitas y
Areniscas
(Red Beds)
Delta
fluvial
Corrientes de agua.
Mareas. Baja
energía
Plantas y
animales de
agua dulce
Arenas y fangos
bien clasificados
Fragmentos fósiles de
plantas y animales
Areniscas y
Lutitas
Cono de
deyección
Avenidas relámpago
periódicas, Coladas
de fango. Alta
energía
Plantas y
animales
terrestres
Gravas >
arenas. Mala
clasificación y
elevada
angulosidad
Fragmentos de plantas
y animales fósiles
Brechas
sedimentarias
Arcosas
Duna
(eólica)
Corrientes de viento
de energía variable.
Sequedad. Oxidante
Pequeños
insectos y
reptiles.
Plantas
dispersas
Arenas bien
clasificadas y
redondeadas
Laminaciones
cruzadas, ripple
marks, fósiles poco
abundantes
Areniscas
Pequeños
insectos y
reptiles. Pocas
plantas
Evaporizas,
fango
Mud craks, ripple
marks, trzas de fósiles
Evaporizas
Areniscas
Lutitas
Plantas y
animales de
agua dulce
Fango, arena,
sedimentos
carbonatados
Laminación, ripple
marks,
granoclasificación,
fósiles abundantes
Lutitas
Areniscas
Calizas
Glaciar
Hielo. Roca
desnuda. Frío
Plantas y
animales
dispersos y
poco
abundantes
Gravas y arenas
angulosas y mal
clasificadas
Pocas
Till
Playa
Oleaje de baja y alta
energía. Mareas.
Corrientes. Viento
Animales
marinos y no
marinos
Grava, arena,
fango,
sedimentos
carbonatados
bien clasificados
y redondeados
Ripple marks,
laminaciones cruzadas
y abundantes fósiles y
fragmentos fósiles
Conglomerados
Areniscas
Lutitas
Calizas
Lumaquela
Lagoon
Baja energía.
Mareas. No muy
oxidante
Plantas y
animales
marinos y no
marinos
Fangos
Laminación, ripple
marks, fósiles
abundantes
Lutitas (de color
verdoso a negro.
No rojas)
Marino
somero
Oleaje (de baja a
alta energía).
Mareas. Corrientes
oceánicas fuertes.
Viento
Plantas y
animales
marinos
Laminación,
laminación cruzada,
ripple marks, fósiles
marinos abundantes
Areniscas
Lutitas
Calizas
Arrecife
Oleaje (de baja a
alta energía).
Mareas. Corrientes
oceánicas fuertes.
Viento
Plantas y
animales
marinos
Fósiles marinos
abundantes
Brechas
carbonatadas
Areniscas
Lutitas
Marino
profundo
Baja energía.
Corrientes de
variable intensidad
Plantas y
animales
marinos
Fósiles marinos
abundantes
Lutitas
Calizas
Chert
Playa
(cuenca
endorréica)
Marino
Transición
Lago
Características
Ambientales
Baja energía.
Intensa
evaporación.
Avenidas
periódicas.
Sequedad
Baja energía.
Cuerpos de agua
permanentes
someros o
profundos
Arenas, fango,
sedimentos
carbonatados
bien clasificados
y redondeados
Gravas, arenas,
fango,
sedimentos
carbonatados
con clasificación
variable
Fango,
carbonatos y
oozes silíceos
Relación de los principales tipos de ambiente sedimentario con sus propiedades, sedimentos y
litologías asociadas
54
Sedimentos y
Rocas sedimentarias
de origen eólico
55
oncolitos
Turbiditas
Varvas glaciares
Tobas volcánicas (bomba)
Ignimbritas (dique)
56
Cono de deyección
Calizas
Llanuras de inundación (sedimentos fluviales) Braided streams
57
Formación y análisis de suelos
La meteorización
Los suelos se forman principalmente por los procesos de meteorización de
rocas anteriormente formadas en sus lugares propios de afloramiento. Todos los
materiales son susceptibles de sufrir los efectos de la meteorización.
La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la
desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto
con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La
meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos
principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la
expansión térmica, la hidratación y la actividad biológica.
La gelifracción engloba los procesos mecánicos de fragmentación por el
hielo. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas de las rocas y,
tras su congelación, expande y aumenta el tamaño de esas aberturas. Los ciclos
repetidos de congelación y deshielo rompen la roca en fragmentos angulares,
originando canchales o pedregales, lo que representa un proceso importante de la
meteorización mecánica.
La descompresión se origina cuando grandes masas de roca pierden de
alguna manera su presión de confinamiento, por descompresión, y quedan expuestas
a la presión atmosférica y a la erosión. Se forman entonces diaclasas de expansión
por descompresión o lajeamiento. Se piensa que esto ocurre, al menos en parte,
debido a la gran reducción de la presión que se produce cuando la roca situada
encima es erosionada. En los macizos graníticos el lajeamiento suele tener formas
concéntricas o en cáscara de cebolla. La minería nos proporciona ejemplos de
descompresión al observar cómo se comportan las rocas una vez que se ha eliminado
la presión de confinamiento. Se conocen casos de estallidos de grandes bloques de
roca en las paredes de las galerías de minas, así como de fracturas paralelas al suelo
de las canteras cuando se eliminan grandes bloques de roca.
La expansión térmica produce la desintegración por fracturación repetida
de las rocas debido al ciclo diario de temperaturas. Este fenómeno se ve agudizado en
especial en las regiones desérticas, donde los cambios en las temperatura diarias son
más importantes. Es pues de esperar que la expansión debida al calentamiento y la
contracción debida al enfriamiento pueden además contribuir a la fracturación
progresiva y a la desintegración de los minerales de las rocas con índices de expansión
diferentes.
Expansión térmica
58
La hidratación física produce también fracturación pues modifica el
volumen de la roca por humectación y desecación. La roca sufre expansión y
contracción por adsorpción y deserción de agua entre los vacíos intergranulares o
planares de la roca.
La actividad biológica también contribuye a la meteorización, en especial
mediante la actividad de las raíces de las plantas, de los animales excavadores y de
toda la variedad de actividades de los seres humanos sobre el suelo. Además, algunos
organismos también producen ácidos que contribuyen a descomponer químicamente
la roca.
Ecosistema del suelo en
un clima templado
En la meteorización química interviene como agente principal el agua, por
lo que los procesos más notables son la disolución, la carbonatación, la oxidaciónreducción, la hidrólisis, la hidratación química, el cambio catiónico y la quelación.
La mayoría de estos procesos se realizan en presencia de agua y contribuyen en
sentido amplio a la descomposición de las rocas y de la estructura interna de los
minerales.
La disolución es la difusión de moléculas o átomos de un cuerpo en las de
otro; lo más común son sólidos en líquidos. La estructurra dipolar del agua favorece la
disolución mediante la puesta en solución de cationes y aniones. Un poco de ácido
aumenta la fuerza corrosiva del agua ya que tiene el ión corrosivo H+ reactivo. Los
organismos se descomponen formando ácidos orgánicos. La meteorización de la
pirita y de los sulfuros produce ácido sulfúrico.
59
La presión de CO2 favorece también los procesos de disolución, puesto que
produce carbonatación o formación de ácido carbónico o bicarbónico disociados,
por disolución en agua del CO2 procedente por ejemplo de la atmósfera y la lluvia o de
la disolución de CO3Ca. Por carbonatación se entiende también el reemplazamiento
por, o introducción de, carbonatos, lo que incluye la alteración química que produce
la transformación de minerales que contienen Ca, Mg, K, Na ó Fe, en carbonatos o
bicarbonatos de estos metales, debido a la acción del CO2 contenido en el agua.
CO2 + H 2O → CO32 − + 2 H + o bien
(CO3 H )− + H +
La oxidación-reducción provoca la pérdida-ganancia de electrones en un
elemento. El oxígeno no está necesariamente presente. Son reacciones reversibles que
estabilizan o desestabilizan químicamente un mineral, haciéndolo más o menos
vulnerable a otras reacciones, como la disolución, el cambio iónico, etc. El
desplazamiento de la reacción en uno u otro sentido depende de su potencial redox.
Los minerales ferromagnesianos ( olivino, piroxeno, hornblenda) se descomponen en
hematites, limonita. Sin embargo la oxidación sólo se produce cuando el Fe es
liberado de los silicatos mediante el proceso de la hidrólisis. La oxidación también se
produce cuando se descomponen los sulfuros como la pirita: la pirita (Fe S2) con H2O
dá oxi-hidróxido de hierro FeO (OH) y sulfúrico (SO4H2), lo que produce el ácido de
mina con mortalidad de organismos y degradación del hábitat acuático.
La hidrólisis es la reacción que origina la progresiva destrucción de los
minerales, sobre todo de los silicatos. En realidad, se trata de una hidro-carbohidrólisis, es decir, hidratación, carbonatación y cambio catiónico
(reemplazamiento de cationes por iones H+).
Serie de Goldich de la estabilidad de los minerales frente a la meteorización.
60
La reacción más común es de desilicificación progresiva:
mineral silicatado complejo + agua = mineral silicatado simple + ácido silícico
(SiO3 H 2 )
(
(
)
)
→
brucita
Mg
OH
+
FeO
mineral silicatado simple
2
de tal manera que, en sucesivas etapas, se llega a la desilicificación total del mineral
silicatado original. Así por ejemplo, el cuarzo sólo produce sílice en solución.
Mientras que el olivino se descompone en limonita y hematites, además de sílice y
Mg+2 en solución. El anfibol produce minerales de la arcilla junto con hematites y
limonita, además de sílice, Ca+2 y Mg+2 en solución. El feldespato produce minerales
de la arcilla, además de sílice y cationes de K+ , Na+ y Ca+2 en solución.
El cambio catiónico de cationes intercambiables es característico además
de los minerales de la arcilla hidratados.
La hidratación química como tal conlleva la absorción o incorporación de
agua a la estructura molecular de una sustancia mineral, verificando cambios
químicos en la misma. Esto puede implicar variaciones de volumen y solubilidad. Es
el caso por ejemplo de la hidratación de hematites (Fe2 O3) para dar limonita (2 Fe2
O3 · 3 H2O), o de anhidrita (SO4 Ca) para dar yeso (SO4 Ca · 2 H2O).
La quelación es un proceso por el cual determinados cationes metálicos
procedentes del suelo mineral son incorporados en moléculas orgánicas
(hidrocarbonos) derivadas de las plantas y producto de la actividad biológica.
61
La formación de los suelos
La meteorización física y mecánica del la roca contribuye a la formación de la
capa de rocas y fragmentos minerales que constituyen el regolito, el cual forma
parte del suelo. Sin embargo, el suelo es una combinación de la materia mineral o
regolito y orgánica o humus (restos descompuestos de la vida animal y vegetal),
agua y aire, que sustenta la vida animal y el crecimiento de las plantas.
La formación de los suelos depende de ciertos factores de importancia, entre
los que hay de destacar: el tipo de suelo, el clima, la topografía, el tiempo, la
actividad orgánica y la dinámica del medio. La dinámica del medio contribuye a la
formación del suelo mediante el papel que juegan la erosión en la conservación del
conjunto del suelo y de los minerales originados en la meteorización de la roca
original. Los minerales del suelo pueden ser no alterados y neoformados por
alteración de los anteriores.
Meteorización esferoidal
Erosión y desertización
62
Erosión eólica
Erosión por drenaje artificial
Protección contra la erosión de suelos
63
La fertilización intensiva de los suelos agrícolas
El Ciclo del Nitrógeno en el suelo
64
La influencia del clima en la formación de los suelos
El perfil del suelo
Los procesos de formación del suelo actúan desde la superficie hacia abajo. Las
variaciones de composición, textura, estructura y color evolucionan de manera
gradual con la pronfundidad. Se producen de este modo diferencias verticales, que
normalmente van siendo más pronunciadas conforme pasa el tiempo, dividiendo el
suelo en zonas o capas conocidas como horizontes. Una sección vertical de este tipo
a través de todos los horizontes del suelo constituye el perfil del suelo.
Horizontes característicos
de un suelo
65
Los diferentes horizontes del perfil del suelo se caraterizan globalmente por
una zona superior donde domina la eluviación o lixiviación mineral y por una zona
inferior donde domina la iluviación o acumulación y deposición mineral (principio
del café americano). Los diferentes horizontes de un suelo son: O, A, E, B, C y R.
Zona superior = O + A + E
O = material orgánico y humus o materia bien
descompuesta.
A = material mineral, humus y actividad orgánica.
Lixiviación = A + E
Deposición = B
E = Minerales claros. Iones solubles Na, K, Ca, Mg
B = Zona de acumulación (arcillas, caliche)
Zona inferior = B + C
C = roca parcialmente alterada
R = roca
Idealización de un perfil del suelo para un clima húmedo de latitudes medias
66
Las características y la magnitud del desarrollo de un suelo pueden variar en
gran medida del ambiente climático al que está sometido y del tiempo de actuación de
la meteorización. Un perfil de suelo bien desarrollado indica que las condiciones
ambientales han sido relativamente estables a lo largo de un periodo prolongado y
que el suelo es maduro. Por el contrario, algunos suelos carecen por completo de
horizontes, por lo que se denominan inmaduros. En ellos el periodo de actuación de
la meteorización suele ser demasiado corto o bien la excesiva erosión impide su
desarrollo. En los climas fríos o secos los suelos son generalmente muy delgados y
están poco desarrollados, debido a que la meteorización química progresa muy
despacio y la escasez de vida vegetal produce muy poca materia orgánica
La influencia del clima en el desarrollo de los suelos
Clasificación de suelos
Los suelos más comunes se pueden clasificar en diferentes tipos de suelos
principales según la influencia de los factores climáticos que contribuyen a su
formación y desarrollo.
Pedalfer
Los suelos pedalferos se caracterizan por una acumulación en el horizonte B
de óxidos de hierro y minerales de la arcilla ricos en aluminio en el horizonte. En las
latitudes medias, donde la lluvia anual supera los 630 mm anuales, la mayoría de los
materiales solubles, come el carbonato cálcico, es lixiviado desde el suelo y
transportado por el agua subterránea. Los óxidos de hierro y las arcillas menos
solubles son transportados desde el horizonte E y depositados en el horizonte B,
proporcionándole un color marrón a marrón rojizo. Los suelos están mejor
desarrollados bajo la vegetación forestal, donde grandes cantidades de materia
67
orgánica en descomposición proporcionan las condiciones ácidas necesarias para la
lixiviación.
Pedocal
Los pedocales se caracterizan por una acumulación de carbonato cálcico. Este
tipo de suelo se encuentra en regiones secas donde la precipitación es inferior a 630
mm anuales. La meteorización química es menos intensa que el caso de los
pedalferos, por lo que el porcentaje de materiales arcillosos es menor. En zonas áridas
y semiáridas puede haber una capa enriquecida en calcita, denominada caliche. En
dichas áreas, el agua de lluvia apenas penetra en profundidad, con lo que termina
evaporándose una vez retenida cerca de la superficie. De esta manera, los materiales
solubles, como el carbonato cálcico, son eliminados de la capa más externa y vueltos a
depositar debajo, formando la capa de caliche.
Laterita
En los climas cálidos y húmedos de los trópicos pueden desarrollarse suelos
lateríticos. Dado que la meteorización química es intensa bajo esas condiciones
climáticas, estos suelos suelen ser más profundos que los suelos que se desarrollan a
lo largo de un periodo similar en las latitudes medias. No sólo la lixiviación elimina
los materiales solubles como la calcita, sino que las grandes cantidades de agua de
percolación eliminan también mucha sílice, lo que se traduce en la concentración de
los óxidos de hierro y aluminio en el suelo. El hierro proporciona al suelo un color
rojo distintivo. No obstante, el mineral principal de los suelos lateríticos es la gibbsita.
Puesto que la actividad bacteriana es muy elevada en los trópicos, las lateritas
prácticamente no contienen humus, por lo que suelen ser suelos infértiles no aptos
para el cultivo agrícola.
caliente
laterita
Temperatura
caliente
pedocal
pedalfer
tundra
frío
baja
50 cm/año
alta
frío
Precipitación
68
Tundra
Los suelos de tundra son característicos de altas latitudes con clima de
tundra. La alteración química de los minerales es lenta en este régimen frío, y
parte del sustrato está fragmentado por la acción mecánica de la
meteorización. No tienen un perfil característico, pero están compuestos por
capas delgadas de arcilla arenosa y humus bruto.
Tundra
Laterita
La influencia del clima
en el desarrollo de los suelos
Laterita
69
Pedocal con caliche blanco depositado en el horizonte B
Acumulación de sales debido a la irrigación excesiva.
70
Suelos del mundo con problemas de salinidad
Existen otras clasificaciones de suelos dignas de mención. Por ejemplo, la Soil
Taxonomy es un sistema para la clasificación de suelos que sigue un procedimiento
analítico estricto y que fue desarrollado en el Departamento de Agricultura de los
Estados Unidos - USDA (Soil Service Staf, 1975). Los criterios para establecer las
categorías principales, u órdenes de suelos, son los horizontes y los caracteres de
diagnóstico, es decir, las propiedades del suelo, así como otros rasgos que hacen
referencia a su génesis, evolución y manejo. Los principales órdenes de suelos según
esta clasificación son los siguientes:
Alfisoles
Suelos de ambiente relativamente húmedo, con un horizonte de
acumulación de arcillas y no desaturados.
Aridisoles
Suelos secos o salinos de regiones áridas.
Entisoles
Suelos inmaduros con pocas características de diagnóstico y algo de
materia orgánica.
Spodosoles
Suelos con un horizonte oscuro por acumulación de hidróxidos y
humus (ceniza).
Histosoles
Suelos esencialmente orgánicos.
Inceptisoles Suelos formados recientemente o con horizontes de diagnóstico que se
forman rápidamente.
Mollisoles
Suelos ricos en materia orgánica, de pastizales, praderas y estepas.
Oxisoles
Suelos tropicales ricos en hidróxidos de hierro y aluminio, muy
intemperizados.
Suelos forestales tropicales y subtropicales; intemperizados, muy
evolucionados, con iluviación de arcillas y pobres en bases.
Ultisoles
71
Vertisoles
Suelos con arcillas expansivas, que removilizan y mezclan o pueden
homogeneizar el perfil.
Andosoles
Suelos oscuros desarrollados a partir de materiales volcánicos y otros,
ricos en amorfos.
Principales órdenes de suelos con respecto al tiempo expuesto a la meteorización.
Diagramas esquemáticos de la composición del perfil de un spodosol (A) y de un oxisol
(B), bajo un régimen hídrico del suelo caracterizado por un elevado excedente de agua.
Strahler & Strahler, 1997. Geografía Física, pp. 407.
72
Pf
Pc
Pf
Pf, Pc
L
Pf, L
Equivalencias principales entre tipos de suelos y órdenes de suelos. Distribución en América.
Pf (pedalfer), Pc (pedocal), L (laterita)
73
Suelo rico en hematites desarrollado a partir de lavas basálticas (Andosol). Isla de Hawai.
Texturas de los suelos
La clasificación textural de los suelos se inspira en parte de la clasificación de
los sedimentos detríticos clásticos de Shepar para las rocas sedimentarias. Los
diferentes tipos de textura de un suelo se basan en la variación en cuanto a la
proporción de arena, limos y arcillas, expresada en tanto por ciento de cada elemento.
Un sistema bastante difundido es el empleado por el Departamento de Agricultura de
los Estados Unidos (USDA).
La textura franca sería una mezcla en la que no predomina ni uno de los tres
elementos sobre los otros dos, aunque en el contexto de la clasificación anglosajona
el término (loam) incluye una cierta proporción de humus, le que confiere a esta
textura una cierta coloración oscura. Sin embargo, el término franca no es de uso
frecuente, por lo que también se puede equiparar con los términos más habituales de
barro, lodo o fango, para contenidos crecientes de agua. El comportamiento
mecánico puede ser ciertamente plástico y puede presentar ciertas propiedades de
licuefacción cuando su capacidad de drenaje es baja.
74
Clases texturales de suelos
75
Distribución granulométrica
Se han clasificado los suelos en cuatro grandes grupos en función de su
granulometría. Gravas con tamaño de grano entre 8-10 cm y 2 mm; se caracterizan
porque los granos son observables con facilidad. Arenas, con partículas
comprendidas entre 2 y 0.06 mm, las cuales todavía son observables a simple vista.
Limos, con partículas comprendidas entre 0.06 y 0.002 mm, las cuales retienen el
agua con mayor facilidad que los anteriores (al golpear en la mano una muestra
húmeda, el reordenamiento de partículas puede provocar que el agua se drene con
más o menos facilidad). Arcilla, formadas por partículas con tamaños inferiores a
los limos (0.002 mm). Se trata de minerales de la arcilla con una capacidad de
retención de agua que puede ser elevada; suelen estar afectadas por cambios de
volumen importantes, a veces presentan propiedades tixotrópicas e igualmente
pueden licuefactar.
Para conocer la proporción de cada material en un suelo, se realizan análisis
granulométricos (normalmente mediante técnicas de tamizado) y se elaboran las
curvas granulométricas correspondientes. Para una mejor definición de la
granulometría de un suelo se utilizan dos coeficientes: el de uniformidad, que es la
relación entre el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa un 60 % del
material y el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa el 10 %; el contenido
de finos, que es el porcentaje de suelo que pasa por el tamiz de 0.075 mm, el cual
indica la proporción de arcilla y limo en el suelo, que a su vez está relacionada con la
capacidad de retención de agua y la dificultad de su expulsión bajo esfuerzos.
Granulometría de partículas en suelos. González de Vallejo, 2002. Ingeniería Geológica,
pp. 22.
76
Las fases de suelo
El suelo suele formar parte de la zona no saturada, por la cual se entiende la
porción de terreno comprendida entre la superficie del suelo y el nivel freático de las
aguas subterráneas, por debajo del cual el material geológico (suelo o roca) está
saturado de agua. La zona no saturada del suelo constituye pues una zona de
transición entre las aguas superficiales y subterráneas. La importancia de su estudio
es pues innegable en todo lo relativo a las aguas subterráneas y superficiales, tanto
desde el punto de vista de los flujos de agua, como del transporte y transformación de
los compuestos químicos disueltos.
Perfil de un suelo y su relación con el agua subterránea
En un suelo suelen presentarse tres componentes o fases claramente
diferenciables: sólidos, agua y aire. El esquema que sigue a continuación puede
ayudar a definir la relaciones entre el volumen y la masa de tres de los posibles
componentes o fases de un suelo. Se representa un volumen unitario de suelo
subdividido en tres secciones diferentes desde el punto de vista cuantitativo. La
sección inferior representa la fase correspondiente a los sólidos minerales u
orgánicos, la sección intermedia la fase líquida del agua, y la sección superior la fase
gaseosa del aire.
77
Relaciones
volumétricas
Va
Relaciones
másicas
Aire
Ma = 0
Vh
Vw
Mw
Agua
Vt
Mt
Vs
Sólidos
Ms
Las masas de estos componentes están indicadas en la parte derecha del
esquema: la masa del aire Ma es despreciable, Mw es la masa del agua, Ms es la
masa de los sólidos, Mt es la masa total. Las masas se pueden convertir en pesos: Pa,
Pw, Ps y Pt (producto de las masas correspondiente por la aceleración de la
gravedad). Los volúmenes de los mismos componentes se indican a la izquierda del
diagrama: Va es el volumen del aire, Vw es el volumen de agua, Vh es el volumen de
huecos (Vh = Va + Vw), Vs es el volumen de sólidos, y Vt es el volumen total del
suelo.
La porosidad total n de un suelo es la fracción de roca o sedimento hueca (a
veces se suele expresar en porcentaje):
n=
Vh
Vt
El contenido en agua θ es la fracción volumétrica de suelo ocupada por el agua:
Vw
Vt
El grado de saturación S es la fracción volumétrica de huecos ocupados por el
θ=
agua:
S=
Vw
Vh
78
Se pueden igualmente definir: la densidad de las partículas sólidas ρs, la
densidad aparente seca ρsec, y la densidad aparente ρa:
ρs =
Ms
Vs
ρ sec =
ρa =
Ms
Vt
Mt
Vt
Igualmente se podrían definir en función de los pesos correpondientes Ps y
Pt: el peso específico de las partículas sólidas γs, el peso específico aparente seco
γsec, y el peso específico aparente γa.
Un parámetro relacionado es la denominada relación de huecos, e, el cual se
define como:
e=
Vh
Vs
Puesto que el volumen total es la suma del volumen de los huecos y del
volumen de sólidos, es posible relacionar el volumen de huecos e con la porosidad
total n:
e=
n
1− n
;
e
1+ e
n=
Otras relaciones de interés entre las cantidades volumétricas y másicas de las
diferentes fases del suelo son las siguientes:
S=
γ sec =
θ
n
γs
1+ e
;
;
n = 1−
ρ sec
ρs
⎛
⎝
γ a = γ sec ⎜1 +
Pw ⎞
⎟
Ps ⎠
La definición de porosidad total n no requiere que los huecos del sedimento o
roca estén conectados. Para ello es preciso definir otra magnitud denominada
porosidad efectiva que representaría el porcentaje de porosidad interconectada u
ocupada por el agua capaz de drenarse.
79
Material
Porosidad (%)
Sedimentos
Grava (gruesa)
24 – 36
Grava (fina)
25 – 38
Arena (gruesa)
31 – 46
Arena (fina)
26 – 53
Limo
34 – 61
Arcilla
34 – 60
Rocas Cristalinas
Rocas cristalinas fracturadas
0 – 10
Rocas cristalinas densas
0–5
Basalto
3 – 35
Granito meteorizado
34 – 57
Gabro meteorizado
42 – 45
Material
Porosidad (%)
Rocas Sedimentarias
Arenisca
5 – 30
Limolita
21 – 41
Caliza, Dolomía
0 – 40
Caliza karstificada
0 – 40
Pizarra
0 – 10
Rango de valores de la porosidad para distintos tipos de roca y sedimentos. Fuente: Domenico, F.A. y
Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.
Material
Anhidrita
Creta
Caliza, Dolomía
Arenisca
Pizarra
Sal
Granito
Roca cristalina fracturada
Porosidad total, n (%)
0.5 – 0.5
5 – 40
0 – 40
5 – 15
1 – 10
0.5
0.1
–
Porosidad efectiva, ne (%)
0.05 – 0.5
0.05 – 2
0.1 – 5
0.5 – 10
0.5 – 5
0.1
0.0005
0.00005 – 0.01
Rango de valores de porosidad total y efectiva para distintos tipos de roca. Fuente: Domenico, F.A. y
Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.
80