Capitulo 2 - Sedimentos siliciclásticos I: Areniscas, conglomerados y brechas.
2.1 Introducción
Los sedimentos siliciclásticos
son un grupo diverso de rocas, del rango de lutitas de clasto fino, también areniscas
hasta conglomerados y brechas de clasto grueso. Los sedimentos están compuestos
generalmente de granos (clastos) derivados de rocas ígneas, metamórficas y
sedimentarias pre-existentes. Los granos clásticos son liberados a través de
procesos de desgaste mecánico y químico, y luego transportados a un sitio de
deposición por una variedad de mecanismos, incluidos el viento, glaciares,
corrientes de ríos, olas, corrientes de mareas, flujos de escombros y
corrientes de turbidez. Los conglomerados son originados principalmente por
guijarros y peñascos, estos pueden ser de una amplia variedad de rocas. Las
areniscas también contienen fragmentos de rocas, pero la mayoría de los clastos
son cristales individuales, principalmente de cuarzo y feldespato, en diversos
grados de abrasión. Los productos más finos de la descomposición de la roca original,
que se forma durante el desgaste están compuesto fundamentalmente de mineral de
arcilla, predominando en lutitas y formando la matriz para algunas areniscas y
conglomerados. El
área fuente es generalmente tierra alta, regiones montañosas sometidas a
levantamiento, pero los detritos pueden ser también suministrados por la
erosión en tierra baja, y en la zona costera. La composición de los sedimentos
también se ve afectado por la distancia de transporte del sedimento y por
procesos diagenéticos.
Dos importantes características
de los sedimentos siliciclásticos son sus estructuras y texturas sedimentarias. Para estudiar la composición de las areniscas, la
textura, diagénesis y porosidad, se usa rutinariamente las secciones
delgadas.
2.2 Texturas sedimentarias
Estudios de la textura sedimentaria implican consideraciones de tamaño de clasto
y parámetros de tamaño de clasto, morfología del clasto, textura superficial
del clasto y fabrica del sedimento. En base a estas cualidades de la textura, un
sedimento puede ser considerado en términos de su madurez textural. La textura
de una roca clástica es un amplio reflejo de los procesos deposicionales.
2.2.1 Parámetros y tamaño de clastos
El elemento descriptivo básico de toda roca sedimentaria es el tamaño de
clasto. Se han propuesto una serie de escalas de tamaño de clasto, pero hay una
que es ampliamente usada y aceptada la de J. A. Udden. La escala de tamaño de clastos
de Udden-Wentworth divide los sedimentos
dentro de siete grados: arcilla, limo, arena, gránulos, guijarros, mataténas y peñascos,
y subdivisiones de arena dentro de cinco clases y limo dentro de cuatro. Esta
escala ha sido modificada y extendida por Blair & McPherson (1999) para dar
más detalles en los grados gruesos. El significado de los términos para sedimentos/rocas
sedimentarias, son arena/arenisca, limo/limolita, arcilla/arcillita que resulta
evidente. La grava se aplica a los sedimentos sueltos de la categoría granulo a
peñasco, y megagrava para sedimentos más gruesos aún, aunque estos suelen tener
cantidades significativas de matriz fina. El termino rudita o rocas rudáceas es
usado para gravas/megagravas endurecidas, incluidos los conglomerados y
brechas, y megaconglomerados y megabrechas.
Usando como unidades los milímetros, la escala Udden-Wentworth es
geométrica (es decir: 1, 2, 4, 8, 16). W.C. Krumbein introdujo una escala
aritmética (es decir: 1, 2, 3, 4, 5) de fi unidades (ф), donde fi es la
transformación logarítmica de la escala Udden-Wentworth: ф = -log₂d, donde d es
el tamaño de clasto en milímetros. También son usadas las unidades psi (ᴪ),
equivalente al negativo de fi. Para todo trabajo serio se utiliza el tamaño de clasto
del sedimento en la escala de fi ya que esta tiene elaborado cálculos
matemáticos mucho más fácil. Para el trabajo detallado, los intervalos de clase
en el campo de la arena son tomados en cuatro intervalos de fi.
Con areniscas pobremente cementadas y arenas mal
consolidadas, el tamizado es la técnica más popular. Los métodos de
sedimentación, que miden la velocidad de asentamiento de los clastos por causa
de un cauce de agua, pueden ser usados por categorías de arcilla hasta arena. Para
limolitas y areniscas (y calizas) bien cementadas, tiene que ser usadas laminas
delgadas, medidos con cientos de tamaños de clastos usando una retícula ocular
y un punto mostrador.
Una vez obtenida la distribución del tamaño de clasto a continuación el
sedimento puede ser caracterizado por varios parámetros: promedio del tamaño de
clasto, moda, mediana del tamaño de clasto, clasificación y asimetría. Un
parámetro adicional, curtosis, tiene un pequeño significado geológico.
Cuando la distribución del tamaño de clasto es perfectamente normal y
simétrica, entonces los valores de la mediana, promedio y moda son iguales.
Tendencias del tamaño de clasto sobre áreas grandes pueden ser usadas para
inferir la dirección de la dispersión del sedimento, con tamaños de clasto
decreciendo en sentido opuesto desde el área de origen. Como ocurren cambios
corrientes abajo en sistemas fluvial y deltaico, y en turbiditas en profundas
cuencas marinas. Los tamaños del sedimento decrecen mayoritariamente en
relación al transporte selectivo del sedimento, en lugar de la abrasión (Hoey & Bluck, 1999; Rice, 1999).
Con conglomerados, es útil medir el tamaño máximo de clasto, junto con el
espesor del cauce, mientras la relación entre estos dos parámetros cambia con
el proceso deposicional, sobre todo la competencia del flujo. En el ambiente fluvial, por ejemplo, mudflow y
stream-food los conglomerados muestran generalmente una correlación positiva
entre tamaño máximo guijarro y espesor del cauce, mientras que en braided stream
de conglomerados no lo hace.
La clasificación es una medida de desviación estándar, es decir extender la
distribución del tamaño de clasto. Este es uno de los parámetros más útil ya
que da una indicación de la eficacia del medio deposicional en clasificar los clastos
de las diferentes categorías. Los términos usados para describir los valores de
clasificación son de Folk & Ward (1957) la fórmula es:
Diámetro inferior a 0,35 --------------- Muy bien seleccionado
0,35 – 0,50
--------------- Bien seleccionado
0,50 – 0,71
--------------- Moderadamente
bien seleccionado
0,71 – 1,00
--------------- Moderadamente seleccionado
1,00 – 2,00
--------------- Pobremente seleccionado
Mayor a 2,00
--------------- Muy pobremente
seleccionado
La clasificación de los sedimentos está determinada por distintos factores.
Primero está la pregunta del área fuente del sedimento: si un granito está
proporcionando sedimento, los tamaños del clasto podrían ser absolutamente
diferentes de aquellos que son abastecidos por sedimentos retrabajados de una arenisca.
El segundo factor es el mismo tamaño de clasto: la clasificación depende en el
tamaño de clasto en los sedimentos gruesos, gravas y conglomerados, y los
sedimentos finos, limo y arcilla, generalmente son más pobremente clasificados
que los sedimentos tamaño arena, los cuales son transportados más fácilmente y
por lo tanto clasificados por el viento y el agua. El tercer factor, que es
donde la clasificación es usada para la interpretación, es el mecanismo
deposicional. Los sedimentos que son depositados rápidamente, tal como cauces
de tormenta, o cuando son depositados desde flujos viscosos, tal como mud
flows, son generalmente pobremente clasificados; los sedimentos que tiene que
ser retrabajados por el viento o el agua, los depósitos arenosos del desiertos,
las playas y las plataformas marinas poco profundas, por ejemplo, son mucho mejor clasificadas.
La oblicuidad es la medida de la distribución de la simetría y visualmente
es mejor visto desde la curva de frecuencia suavizada. Si la
distribución tiene una “cola” gruesa, es decir exceso de material grueso,
entonces el sedimento dice que es sesgada negativa; si esta es “cola” fina,
entonces la oblicuidad es positiva. Si la distribución es simétrica, entonces
esta no es oblicua. Los términos para la oblicuidad (Sk) derivado desde Folk
& Ward (1957) la fórmula es:
Sk mayor que +0,30
---------------- Fuertemente sesgada a clastos finos
+0,30 a +0,10
---------------- sesgada a clastos finos
+0,10 a -0,10
---------------- Casi simétrica
-0,10 a -0,30
---------------- sesgada a clastos gruesos
Mayor que -0,30
---------------- Fuertemente sesgada a clastos gruesos
Aparte de ser un término de descripción útil para una muestra de sedimento,
la oblicuidad es también un reflejo de los procesos deposicionales. Las playas
de arena, por ejemplo, tienden a tener una oblicuidad negativa ya que los
componentes finos son transportados a la salida de la persistente acción de
olas. Los ríos de arena son usualmente sesgados positivamente, ya que muchos clastos tamaño limo y arcilla no son removidos por las corrientes, pero son atrapados entre clastos
mayores. Algunas dunas de arena desérticas tienen una oblicuidad negativa pero
es más complicado en el área fuente ya que está relacionado el efecto del
viento con el tamaño grueso del sedimento. Clastos de arena muy fina a media son
sopladas del área fuente para formar las dunas. Algunas arenas gruesas también
son sopladas en el campo de duna, pero muchos de los sedimentos finos (limo)
son soplados eficientemente en el sistema completo. En general, los sedimentos
llegan más sesgados negativamente (clastos finos) a lo largo del camino de
transporte de estos sedimentos, mientras el sedimento de origen (retrasado)
llega más sesgado positivamente y relativamente grueso.
Interpretación y uso del análisis de tamaño de clasto
El análisis de tamaño de clasto son procedimiento de rutina en muchos
estudios sedimentarios para caracterizar los sedimentos o rocas y
obtener información sobre su mecanismo deposicional y el ambiente deposicional.
El análisis de tamaño de clasto puede ser usado para distinguir entre
sedimentos de diferentes ambientes y facies y obtener información sobre el
proceso deposicional y las condiciones del flujo. Los diagramas de dispersión son comúnmente usados, como tambien la clasificación trazada contra la oblicuidad. Sobre esta
base, es posible distinguir entre playas, duna y ríos de arena. El solo
análisis de tamaño de clasto de areniscas no debería usarse en la
interpretación de ambientes, pero en conjunto con estudios de estructuras
sedimentarias estos pueden ser usados en la descripción y análisis de facies. El origen puede ser bien
deposicional y por tanto un resultado para interpretar el ambiente, pero una
matriz de clasto fino también puede infiltrarse, producto de la descomposición
de clastos y una precipitación diagenética. Haciendo difícil la interpretación
del análisis de tamaño de clasto en términos de los procesos deposicionales,
varios procesos diferentes puede bien haber operado en un solo ambiente, y
procesos similares toman lugar en diferentes ambientes.
2.2.2 Morfología del clasto
Tres aspectos de la morfología del clasto son la forma, esfericidad y
redondeamiento. La forma de un clasto es medida por varias relaciones entre el
eje largo (L), intermedio (I) y corto (S). La forma es más
efectiva trazada en un diagrama triangular. La esfericidad es una medida de cuan cercanamente esta la
forma de los clastos enfocado al de una esfera. El redondeamiento tiene que ver
con las curvaturas de las esquinas de un clasto y seis categorías que van desde
muy angular a bien redondeado son usualmente distinguidas. Para
la interpretación de ambientes, el redondeamiento es más significativo que la
esfericidad o la forma.
La morfología de los clastos depende de muchos factores; inicialmente la
mineralogía, naturaleza de la roca de origen y el grado de meteorización, quiere
decir el grado de abrasión durante el transporte, y luego en la disolución
durante la diagénesis. La forma de los clastos de cuarzo en una arenisca
depende de su origen. Si deriva directamente desde una roca de cuarzo
cristalina tienden a ser altamente no esférica y angular, con ensenadas y
fracturas. Si deriva desde sedimentos preexistentes, entonces si fue depositado
por viento, los clastos pueden ser esféricos y muy bien redondeados; si
proviene de un sedimento de cuarzo cementado, podría ser moderadamente angular.
En una forma muy general, el grado de redondez incrementa con la duración del
transporte y el retrabajo. La playa y desiertos de arena, por ejemplo, son
típicamente mejor redondeados que los de ríos o outwash glacial de arenas.
2.2.3 Textura superficial de los clastos
La superficie de la arena y clastos gruesos comúnmente tiene una apariencia
distintiva. Con guijarros provenientes de depósitos
glaciares, las estrías son comunes en la superficie. Crescentric impact marks
ocurren en los guijarros dentro de playas y canales de ríos. Clastos de arena de
playa muestran por minutos marcas de percusión en forma de v; la superficie de
la arena del desierto poseen “placas hacia arriba”, y la arena de depósitos
glaciales tiene patrones de fractura
concoidal y estrías paralelas. Si es usado en
conjunción con el tamaño de clasto y forma, esto
puede proveer información de soporte útil.
2.2.4 Fábrica del clasto
El término de fábrica para clastos en rocas sedimentarias se refiere a su
orientación y empaquetamiento, y a la naturaleza de los contactos entre ellos.
En muchas areniscas y conglomerados los clastos de arena y guijarros son
alineados con el largo de sus ejes y la misma dirección. Esta orientación
principal es una fábrica primaria de la roca (a menos que la roca haya sido
deformada tectónicamente) y tambien producido por la interacción de los medios
de flujos deposicionales (por ejemplo, viento, hielo, agua) con los sedimentos.
En sedimentos glaciales, la
orientación de los clastos es comúnmente paralela a la dirección del movimiento
del hielo. La imbricación puede en consecuencia ser usada en
estudios de paleoflujos. Los clastos alargados en areniscas
también pueden mostrar ambas corrientes, paralela y normal de
orientación principal, aunque en muchas areniscas la orientación paralela
parece prevalente. La orientación de los clastos puede ser usada como un
indicador de paleocorriente, particularmente si la estructura sedimentaria es
pobremente desarrollada. Estas son técnicas paleomagnéticas
para medir la anisotropía (Hounslow, 1987). Aparte de los clastos
detríticos y guijarros, los fósiles alargados tales como plant debris, belemnites y
graptolites pueden mostrar orientaciones preferenciales.
El empaquetamiento de los clastos del sedimento es una consideración
importante debido a los efectos de porosidad y permeabilidad. El
empaquetamiento depende en gran parte del tamaño de clasto, forma y
clasificación. Arenas de playa y duna actuales, están compuestos de buena
clasificación y clastos redondeados, tienen porosidad desde 25 a 65%. Los sedimentos pobremente
clasificados tienen un empaquetamiento cerrado y así una porosidad baja a
través de rango mayores de tamaño de clasto y el relleno de los espacios porosos entre los clastos grandes y clastos finos. La densidad de empaquetamiento o
fracción de clastos puede ser calculada, expresando el volumen de clasto como
un porcentaje del volumen total de la roca.
Los tipos comunes de contactos de clastos son: point contacts donde los clastos
se tocan entre ellos (dando al sedimento una fábrica de clasto soportado),
concavo-convex contacs donde un grano es penetrado por otro, y sutured contacs
donde aquí los clastos se interpenetran mutuamente. En adicción, cuando
hay una cantidad de matriz, los clastos pueden no estar en contacto, pero
“flotan” en la matriz (es decir, los clastos están matriz soportado). La relación
entre clasto/matriz separa a los ortoconglomerados (clasto soportado) de los
paraconglomerados (matriz soportado).
La fábrica de los sedimentos es otro aspecto de la textura de sedimentos
que puede dar información útil en los procesos deposicionales. En los
conglomerados, los guijarros flotando en una matriz son características comunes
en los depósitos debris flow (debrites) y till y tillitas glaciares. Este contrastes con los conglomerados de canales de ríos,
stream flood y origen de playa, donde los guijarros están en contacto (clasto
soportado), y tienen una matriz pequeña. Como con
muchos aspectos de texturas sedimentarias, los estudios de fábrica podrían ser
con el tiempo considerados con las estructuras sedimentarias.
2.2.5 Madurez textural
Los sedimentos texturalmente inmaduros son aquellos que contienen mucha
matriz, pobremente seleccionado y clastos angulares; los sedimentos maduros son
aquellos donde hay una pequeña matriz, moderado a bien seleccionado y clastos
subredondeados a redondeados; areniscas texturalmente supermadura son aquellas
sin matriz, muy bien seleccionado y clastos bien redondeados. La porosidad
primaria y la permeabilidad aumentan con el incremento de la madurez textural,
debido a que mayor madurez el sedimento contiene, menos matriz y posee más
espacios de poros.
La madurez textural en areniscas es en gran parte un reflejo de los
procesos deposicionales, aunque esto puede ser modificado por procesos
diagenéticos. Donde estos tienen una actividad de corriente mínima, los sedimentos generalmente son texturalmente inmaduros; en
actividades continuas de corrientes o vientos el resultado es una arenisca más
madura. Ejemplos de sedimentos texturalmente inmaduros incluyen muchos depósitos
fluviales y glaciales; sedimentos supermaduros son tipificados por areniscas
del desierto, playa y ambiente marino somero.
Bibliografía
- Tucker, M. E. (2009). Sedimentary petrology: an introduction to the origin of sedimentary rocks. John Wiley & Sons.
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