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Profesor C.G. Ramonell
Universidad Nacional del Litoral
FACULTAD DE INGENIERÍA
Y CIENCIAS HÍDRICAS
Cátedra de Geomorfología
Guía Nº 2
SEDIMENTOS Y ROCAS SEDIMENTARIAS
1.
El término sedimento hace referencia a una amplia variedad de materiales inconsolidados
que se producen en grandes cantidades en la superficie terrestre, cuya característica común es la de
haber sido (o estar siendo) transportados desde sus sitios de origen por los agentes que modelan la
superficie del planeta: ríos, corrientes litorales, glaciares, vientos, etc. La mayor parte de los
sedimentos procede de la destrucción natural de afloramientos de rocas de cualquier tipo (ígneas,
metamórficas e, incluso, sedimentarias), aunque también los hay de naturaleza orgánica. Al cabo de
una serie de procesos de larga duración, bastante disímiles entre sí y denominados colectivamente
procesos sedimentarios, un sedimento puede transformarse en una roca sedimentaria (o
sedimentita): un agregado coherente o consolidado (tan o menos tenaz que una metamorfita o una
roca ígnea) de diversos elementos, formados en principio en el exterior de la corteza terrestre.
2.
Algunos comentarios acerca del origen de los sedimentos y las sedimentitas son
imprescindibles para comprender sus atributos a los fines de este Trabajo Práctico y los restantes. En
primer lugar, hay que recordar que una roca expuesta en la superficie terrestre está sujeta a los
efectos de la meteorización, es decir, de su desintegración química y/o mecánica por causa del
“intemperismo”. Es sencillo imaginar, en el caso de las rocas ígneas y metamórficas por ejemplo, que
sus minerales se tornen inestables en las condiciones de afloramiento, ya que ellos fueron originados
en equilibrio con las grandes presiones y temperaturas del magmatismo o del metamorfismo: es como
mandar a un cocodrilo a vivir a la Antártida. El trabajo de la meteorización es hecho de muchas
maneras: el agua de lluvia no suele ser tan pura como creemos, sino que suele estar ligeramente
acidificada con ácidos como el carbónico (por el CO 2 contenido en el aire), el sulfúrico (a
consecuencia del SO2 producido en quemas de vegetales u otros carburantes sulfurosos), el nítrico
(por el N2O3 generado en tormentas eléctricas), etc., que alteran químicamente a los minerales de las
rocas. Por otro lado, cuando el agua meteórica que ha penetrado en las fisuras de los macizos
rocosos se congela (como ocurre diaria o cíclicamente en regiones de altas latitudes o altitudes),
genera presiones debido al cambio volumétrico incluido en el pasaje líquido/sólido, que son
suficientes para fragmentar mecánicamente a las rocas aflorantes.
3.
Los variados procesos de meteorización actuando sobre las rocas generarán tres productos
básicos: sales o sólidos disueltos, minerales estables a las nuevas condiciones de la intemperie
(como los minerales de arcilla, citados en la Guía de T.P. Nº 1), y fragmentos de rocas. Estos últimos
se conocen técnicamente como detritos o clastos, dos vocablos que incluyen indistintamente a
materiales muy conocidos por nosotros, como los granos de arena, de grava, “cantos rodados”,
“pedregullo”, etc. Aquí, los procesos sedimentarios se inician cuando estos elementos son
erosionados, es decir, capturados y transportados por los agentes exógenos, en la forma de
sedimentos químicos y detríticos, respectivamente. Existe, además, un tercer grupo de sedimentos,
cuyo origen está vinculado a la terminación de procesos biológicos, como la concentración de hojas
de vegetales en los suelos de bosques, de valvas de moluscos en zonas costeras, o de caparazones
de invertebrados microscópicos en el fondo de lagos o mares; ellos se llaman, genéricamente,
sedimentos organógenos.
4.
Los fragmentos de rocas liberados por la meteorización normalmente tienen mineralogías,
tamaños o geometrías diversas, considerando la especie rocosa que está siendo afectada (y sus
particularidades: fracturas, proporción y tamaños de minerales félsicos y máficos, etc.), y/o el proceso
dominante de meteorización. Así, un parámetro de descripción de los detritos es la composición
mineral o petrográfica de los mismos, ya que ellos pueden ser monominerales o poliminerales, en
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este caso, llamados fragmentos líticos o litoclastos (en oposición a los granos formados por una única
especie mineral, y a los bioclastos).
5.
Con relación a la textura de los sedimentos detríticos, los principales parámetros de
descripción son:
El tamaño o granulometría de los clastos, que se expresa en forma absoluta (en cm, mm o m), o
mediante las clases de tamaño que aparecen en la Tabla 1. La Figura 1, por ejemplo, muestra
detritos de las clases arena media, gruesa y muy gruesa (ver estos nombres en la Tabla 1). Sin
embargo, lo común en la naturaleza es que existan mezclas granulométricas del tipo de las
graficadas en la Figura 3, que hacen necesario usar algunos estadísticos representativos del conjunto
detrítico, como el tamaño medio o el dominante de los clastos. En tal sentido, los diagramas de la
Figura 2 ilustran sobre algunas nomenclaturas que se emplean para describir esas mezclas.
La selección o clasificación granulométrica, que evalúa el grado de uniformidad en el tamaño de
grano, como lo muestra la Figura 3. Los números que separan a las cinco categorías de clasificación
en ese esquema corresponden a las dimensiones del desvío estándar (i.e., el grado de apartamiento
en torno al tamaño medio).
La forma (o esfericidad) de los clastos, es decir, sus grados de semejanza/diferencia con una esfera.
La Figura 4 contiene los nombres descriptivos de esta propiedad de los detritos; los números entre
paréntesis dentro del cuadro separan campos de distinta esfericidad, considerando que una esfera
perfecta tiene un valor igual a 1.
La redondez de los clastos, o sea, el grado de curvatura de sus superficies, como se ilustra en la
Figura 5. Por su parte, la Figura 6 presenta diferentes clases posibles de esfericidad y redondez de
los detritos, de manera cuantitativa.
Los gráficos contenidos en las Figuras 1, 3, 5 y 6 serán usados como comparadores visuales ante las
muestras de sedimentos (o sedimentitas) clásticos que se verán en Clase.
Tabla 1. Límites estándar, nomenclatura y métodos de determinación de clases
granulométricas de sedimentos clásticos.
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Nota: Las unidades phi () fueron creadas para simplificar el tratamiento estadístico de las mediciones granulométricas,
considerando que los límites de las clases en la Tabla pueden ser expresadas como una potencia de 2. En tal sentido,  = log2 (tamaño en mm).
Figura 1.
Figura 2.
Figura 3.
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Figura 4.
Figura 5.
Figura 6.
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6.
Las propiedades mencionadas en los párrafos 4 y 5 suelen modificarse notoriamente durante
el transporte de los clastos, dependiendo de las características físicas del agente que lo produzca
(agua, hielo, viento), de la distancia del transporte (desde decenas a miles de metros, hasta varios
miles de kilómetros), del modo en que este es realizado (en suspensión dentro del fluído o en la base
del mismo, en contacto permanente o transitorio con el “piso” rocoso o sedimentario), de su
intensidad (grado de turbulencia), etc.
7.
Durante el transporte, los sedimentos detríticos pueden avanzar en forma individual y “en
equipo”. Todos nosotros hemos visto alguna vez una película donde la acción transcurre en un
desierto arenoso, poblado de una gran cantidad de dunas eólicas; precisamente, la Figura 7 contiene
un par de cortes de una de estas geoformas, ilustrando su migración hacia sotavento durante un
intervalo de tiempo dado, que puede ser de días, meses o años (nótese que el gráfico carece de
escala). En cualquiera de las ubicaciones de la duna (“A”… “d”… “H”), los granos de arena trepan la
superficie de barlovento en trayectorias de saltos (y rodando o reptando) hasta alcanzar su cresta, y
luego se desploman por la pendiente de sotavento en la forma de pequeñas avalanchas; en otras
palabras, cada clasto subió solo, y descendió como parte de un conjunto. Esta dinámica, que termina
desplazando a la duna en su totalidad, también da lugar a la aparición de la estructura en capas
inclinadas que se ve en el perfil “H”, donde cada capa representa un pulso de avance del cuerpo
dunario. Los ríos que transportan arenas también suelen tener dunas en sus fondos, por lo que el
sedimento del lecho estará organizado de una manera similar a la presentada en la Figura 7.
Figura 7.
En los bloques tridimensionales de la Figura 8 se muestran dos tipos de estructuras resultantes de la
migración de óndulas, que son morfologías de transporte como las dunas citadas, pero de
dimensiones más pequeñas, centimétricas. En los dos gráficos de esta figura son evidentes dos
niveles jerárquicos de estructuras: uno producido por la caída de los granos a través de las caras
empinadas de cada óndula (marcados con líneas finas), y otro resultante del avance y superposición
de varias de estas formas (marcado con líneas más gruesas). Estas jerarquías de estructuras
también existen en las dunas fluviales y eólicas. De hecho, la Figura 7 es un esquema didáctico muy
elemental: la Figura 9 ilustra las estructuras de mayor orden de una duna de desierto verdadera,
según un corte coincidente con su dirección de avance. En el párrafo 12 se volverá a tocar el tema de
las estructuras propias de los sedimentos y rocas sedimentarias.
Figura 8.
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Figura 9.
8.
Por más que los sedimentos químicos, clásticos y organógenos sean evacuados hacia zonas
más o menos distantes por uno o (sucesivamente) varios agentes exógenos, es poco frecuente que el
transporte se haga de una sola vez: lo común es que parte o la totalidad del sedimento “detenga su
marcha” en forma transitoria, durante intervalos de tiempo que suelen medirse en meses, años y
hasta miles de años. Sean transitorias o permanentes, estas “detenciones” del sedimento conducirán
a su acumulación en cuerpos de dimensiones variables, llamados depósitos sedimentarios.
9.
No deben confundirse los significados de los nuevos términos introducidos: el cuerpo de una
duna está compuesto por sedimentos, pero no es un depósito sedimentario ya que la duna misma es
una morfología o geoforma de transporte, desplazándose en la dirección del flujo. Por ejemplo, los
bancos e islas del cauce del Río Paraná son dos tipos de geoformas fluviales, pero de transporte y
acumulación sedimentaria, respectivamente. Cuando por diversas razones un banco deje de migrar
definitivamente, sus materiales pasarán a formar parte de un depósito sedimentario.
10.
El cese del transporte se denomina sedimentación, un proceso que puede ser netamente
químico (i.e., precipitación química de las sales disueltas al traspasar el límite de solubilidad de las
aguas que las contienen), mecánico (depositación o decantación gravitatoria de sedimentos detríticos
u organógenos), o químico-mecánico (i.e., floculación de minerales de arcilla en medios electrolíticos,
como el agua de mar u otras salmueras continentales). Por estas vías se originarán tres tipos
distintos de depósitos sedimentarios: químicos, detríticos y organógenos. Las costras salinas de
donde procede la sal de consumo doméstico (léanla en las etiquetas de la “sal de mesa” que hay en
sus casas), los cuerpos de arenas y arcillas en las islas del Río Paraná, y las concentraciones
mecánicas de valvas de mejillones y caparazones de caracoles en sitios anegados por ese río o el
Río Salado, son ejemplos más o menos familiares de los tres grupos de depósitos mencionados.
11.
Una característica común a los tres tipos de depósitos sedimentarios es su organización en
estratos: capas en las que el sedimento mantiene prácticamente constantes sus atributos físicos o
químicos. Esto es el resultado de que la sedimentación se produjo durante un intervalo de tiempo en
el cual las condiciones físicas y químicas del medio o el agente sedimentario permanecieron sin
modificaciones relevantes. Cuando esa situación cambia, se forma otro estrato, con propiedades
diferentes al anterior. El espesor de los estratos puede ser de varios metros, o tan pequeño como 1
mm; en estos casos se llaman laminaciones. Las superficies de contacto entre capas sucesivas se
denominan superficies de estratificación.
12.
En principio, la organización en estratos o láminas permite definir la estructura de un
sedimento o un depósito sedimentario. Estas estructuras pueden originarse durante el transporte
(como es el caso de las ilustradas en las Figuras 7, 8 y 9), o durante la acumulación química o
mecánica de los sedimentos, aunque también existen estructuras de origen orgánico, entre varias
otras. Precisamente, los textos específicos de Sedimentología describen una cantidad bastante
considerable de estructuras sedimentarias, y sus denominaciones técnicas se cuentan por decenas.
Este “refinamiento” se debe a que tales estructuras son muy útiles a los geólogos que analizan las
características genéticas de los materiales sedimentarios (sea con fines básicos o aplicados), pero a
los fines prácticos de la ingeniería la mayoría de ellas pierde valor. Para el Curso, las que más
interesa destacar son algunas estructuras propias (y muy comunes) de los sedimentos detríticos,
como las siguientes:
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Estratificación / Laminación plana paralela (horizontal): su nombre define por sí mismo la
característica básica de esta estructura. Las capas están organizadas como las hojas de un libro
apoyado sobre su lomo en una superficie horizontal.
Estratificación / Laminación entrecruzada: los límites de las sucesivas capas no son paralelos
entre sí, y tampoco yacen en posición horizontal, como es el caso de la estructura mostrada en la
Figura 9. Las superficies de estratificación pueden ser planas o curvas. Existen numerosas
estructuras semejantes a la entrecruzada que, estrictamente, no lo son (por ejemplo, las que
aparecen en la Figura 8).
Estratificación gradada: el tamaño de grano no es homogéneo dentro de la capa, y varía en forma
gradual desde su base hasta el techo, como se ilustra en la Figura 10. Los gráficos de esta figura
representan dos estructuras granodecrecientes (la estratificación gradada también puede ser inversa
o granocreciente, en vez de normal).
En el párrafo 7 se hizo referencia a la existencia de estructuras de diferente jerarquía. Así, una
estratificación gradada o una laminación plana paralela pueden aparecer en estratos horizontales o
cruzados, por ejemplo. Cuando en el interior de un estrato no se observa a simple vista ningún
ordenamiento textural o estructural, se dice que el material que lo compone posee estructura
masiva.
Figura 10.
13.
En la gran mayoría de los casos, los depósitos sedimentarios se encuentran en zonas
topográficamente deprimidas de la superficie terrestre, como en los fondos de valles de montaña, o,
principalmente, en las extensas áreas periféricas a ellas (por la sencilla razón de que los agentes de
transporte y sedimentación yacen o escurren hacia las partes bajas de la superficie terrestre). La
excepción más importante la hace el viento, que puede acumular polvos o arenas finas en zonas altas
de un relieve local, aunque en cantidades modestas, si se las compara con los sedimentos eólicos de
los terrenos bajos adyacentes. Con todo, existen áreas de la superficie terrestre caracterizadas por
recibir y atrapar sedimentos en intervalos de tiempo de millones a centenas de millones de años, que
se conocen con el nombre de cuencas sedimentarias. Estas poseen dimensiones variables: algunas
depresiones intermontanas de Sierras Pampeanas tienen unos 8000 km 2 de superficie, mientras que
la Cuenca Chaco-Paranaense actual ocupa una quinta parte de Sudamérica; desde luego, hay
cuencas más grandes que esta en los océanos.
14.
En las cuencas sedimentarias, los depósitos clásticos, químicos y organógenos se acumulan
en espesores mensurables en miles de metros, y el sedimento es transformado en roca sedimentaria,
a veces por simple compactación (debido a la presión litoestática ejercida por el sedimento
suprayacente), o por diagénesis. Este último es el nombre genérico de un conjunto de procesos que
un sedimento suele experimentar en las condiciones de soterramiento, tales como la transformación
de su composición mineral (una especie de “antesala” al metamorfismo), o la precipitación de sales
disueltas portadas por aguas subterráneas, mejor conocida como cementación. Por estos procesos
se originan los tres grupos mayores de rocas sedimentarias: las clásticas o detríticas, las químicas y
las organógenas.
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15.
Por su frecuencia de aparición en la superficie de los continentes, las rocas y sedimentos
detríticos constituyen el grupo más importante de los materiales sedimentarios, por lo que la mayor
parte del Trabajo Práctico será destinado al análisis de los mismos. En primer lugar, debe destacarse
que la subdivisión de las rocas clásticas se basa en el tamaño de los detritos que las componen: las
rocas formadas mayoritariamente por bloques (ver Tabla 1) se denominan aglomerados; las
compuestas principalmente por gravas, conglomerados; y las restantes, sucesivamente, areniscas,
limolitas y arcilitas.
Como en el caso de los sedimentos inconsolidados, la existencia de mezclas granulométricas en una
roca clástica dará lugar a denominaciones más diversas, del tipo de conglomerado arenoso, arenisca
conglomerádica, limolita guijosa, etc., etc. Con todo, es frecuente que los intersticios entre los clastos
de un estrato de gravas (o de un conglomerado) estén ocupados por detritos de menores
dimensiones (arenas, limos y/o arcillas), y no es necesario usar nombres compuestos para
describirlos; a ese conjunto detrítico de menor tamaño que suele aparecer entre los clastos de los
depósitos de gravas y de arenas (o en sus equivalentes consolidados) se le dá el nombre de matriz.
La Figura 11 es un comparador visual que permite estimar el porcentaje de matriz en un sedimento o
sedimentita (entre otras aplicaciones).
Figura 11.
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Además de la matriz, las rocas clásticas pueden (o no) poseer cemento: un precipitado químico que
actúa como ligante de la fracción detrítica, aumentando su resistencia a la disgregación mecánica, y
disminuyendo los espacios vacíos por los que podrían circular fluidos como el agua, el gas o el
petróleo. Existen tres tipos de cemento comunes: el calcáreo, el silíceo y el ferruginoso. La
diferenciación entre los tres es relativamente sencilla: el primero produce reacción al atacarlo con
ácido clorhídrico diluido; el segundo confiere gran tenacidad a la roca y, si su superficie es rayada con
un cuchillo, quedará la marca del polvo del acero; el cemento ferruginoso hace que la matriz aparezca
de color ocre amarillo u ocre rojo-pardusco (debe tenerse en cuenta, sin embargo, que los
compuestos oxidados de hierro tienen un poder de pigmentación muy fuerte, por lo que una arenisca
roja, por ejemplo, podría serlo debido a la alteración de minerales con hierro, y no a la presencia de
cemento ferruginoso).
Durante la litificación de un depósito de sedimentos clásticos, la diagénesis puede dar lugar a la
aparición de concreciones: masas de precipitados químicos aislados en el interior de los estratos, de
tamaños milimétricos a decimétricos, y formas diversas (tubulares, irregulares, tabulares, etc.).
Por otra parte, el grado de consolidación o coherencia en una roca clástica es muy variable, pudiendo
ser tan “duras” como una roca metamórfica o ígnea. Generalmente se usa el término friable cuando
una muestra de aquella puede romperse con la máxima presión ejercida por los dedos de la mano,
aunque este grado de coherencia es usado tanto para la descripción de las rocas como de los
sedimentos detríticos. La consolidación de una arenisca bien seleccionada y cementada por
carbonato de calcio, por ejemplo, puede ser similar a la de una limolita cuya transformación en roca
ocurrió por simple compactación.
Con relación a lo anterior, cabe destacar que las arcillas suelen ser muy cohesivas, aún poco tiempo
después de haber sedimentado. Esto se debe a la presencia de los minerales de arcilla silicatados
(caolinita, illita y montmorillonita), que poseen cargas eléctricas libres en sus superficies. Tal
característica influye, además, en otras propiedades del sedimento donde estos minerales existen en
cantidad, como la plasticidad a la capacidad de intercambio catiónico. Algunos comportamientos
mecánicos de una arcilla montmorillonítica serán evaluados durante el desarrollo del Trabajo Práctico.
16.
Sintetizando, la descripción de las sedimentitas y sedimentos clásticos incluye la mención de
la composición mineral/petrográfica explicada en el párrafo 4, de sus rasgos texturales (párrafo 5) y
estructurales (párrafo 12), así como la de las cualidades leídas en el párrafo 15, y las de porosidad y
permeabilidad (incluidas en el párrafo 18). En cuanto a la nomenclatura de estos materiales
geológicos, además de la elemental basada en el tamaño predominante de los clastos, son válidas
diferentes adjetivaciones; a modo de ejemplo, uno podría referirse a la misma arenisca, resaltando un
único atributo a la vez: arenisca lítica, arenisca de grano medio, arenisca laminada, arenisca friable,
arenisca bien seleccionada, etc. Hay denominaciones técnicas que sintetizan dos o tres propiedades
de este grupo de rocas, simultáneamente (p.e., arcosa, lutita, paraconglomerado), cuyo significado
puede ser encontrado en diccionarios geológicos o sedimentológicos, llegado el caso, además de los
libros de texto.
17.
A continuación, se describen algunas variedades frecuentes de rocas organógenas y
químicas, que se verán en Clase:
Diatomita: es una sedimentita muy liviana de color gris blanquecino, blanco o pardo amarillento,
formada por restos silíceos de algas unicelulares (diatomeas), sólo identificables al microscopio.
Turba: es una roca blanda (se corta bien con cuchillo o pala), esponjosa, compuesta por restos
parcialmente carbonizados de vegetales.
Coquina: su característica definitoria es la de estar formada, en gran parte o totalmente, por
fragmentos de valvas. Estrictamente, es una roca detrítica, ya que las valvas fueron transportadas y
sedimentadas como bioclastos. Los depósitos no consolidados de estos materiales se llaman
depósitos de conchilla.
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Caliza: es el nombre genérico de un grupo de sedimentitas cuya característica esencial es la de estar
compuesta por carbonato de calcio (en especial, calcita), principalmente. Así, hay calizas químicas,
organógenas y hasta clásticas, con texturas, estructuras y colores muy variados, aunque casi siempre
son muy tenaces. Una caliza química muy conocida es el travertino, por su uso como roca
ornamental: tiene color pardo blanquecino o amarillento, estructura bandeada paralela (a modo de
“laminaciones”) y, frecuentemente, oquedades visibles a simple vista (macroporos).
Dolomía: está formada mayoritariamente por cristales de dolomita (un carbonato de calcio y
magnesio).
Yeso: como se vio en el T. P. Nº 1, el yeso es un mineral, pero como suele aparecer formando
cuerpos de gran extensión en las partes más superficiales de la corteza terrestre, también se lo
cuenta entre las rocas (químicas, en este caso). Las propiedades de esta roca son las mismas que
las definidas para el mineral.
18.
Para finalizar, dos parámetros de descripción de gran importancia de las rocas sedimentarias
son la porosidad y la permeabilidad, ya que de ellas dependerá su comportamiento como acuíferos.
La porosidad de una roca es el porcentaje de su volumen no ocupado por materia sólida (i.e., el
porcentaje de vacíos o “huecos”), mientras que la permeabilidad es una medida de la facilidad con la
que un fluido atraviesa un cuerpo poroso. En la clase de Trabajos Prácticos nos limitaremos a
evaluaciones cualitativas de la porosidad (basadas en la explicación de la Figura 12), ya que esta
temática será vista en detalle en otras asignaturas de ambas Carreras de Ingeniería.
Figura 12. a) depósitos detríticos bien clasificados con alta porosidad; b) depósitos detríticos bien
clasificados con clastos porosos (aparece el máximo de porosidad); c) porosidad por disolución (en
calizas, dolomías o yeso); d) depósitos detríticos mal clasificados, con baja porosidad; e) depósitos
detríticos muy cementados, con baja porosidad; f) porosidad de fractura.
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