59514648 Apuntes de Sedimentologia

Apuntes de Sedimentología

“La ra za de l hombre

pe recerá , pe ro los o jos de los t r i l ob i tes son e te rnos en la roca y en med io de su so rp resa pa recen asombra rse de los g randes camb ios que s in embargo han a tes t iguado”

T .A . CONRAD

Apuntes de Sedimentología Por:

José Santana


CONTENIDO

TU1 UT TUINTRODUCCION UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

TU2 UT TUORIGEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

TU3 UT TUPARTICULAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

TU3.1 UT TUTAMAÑO DEL GRANO UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 TU3.2 UT TUCONTORNO DEL GRANO UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

TU3.2.1 UT TUForma UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 TU3.2.2 UT TURedondez UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

TU3.3 UT TUFABRICA UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 TU3.3.1 UT TUSelección o Cal ibrado UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

TU4 UT TUPOROSIDAD Y PERMEABILIDAD UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

TU4.1 UT TURELACIÓN ENTRE POROSIDAD, PERMEABILIDAD Y TEXTURA UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 TU4.1.1 UT TUEfecto del tamaño de grano sobre la porosidad y permeabi l idad UT . . . . . 12 TU4.1.2 UT TUEfecto de la selección o cal ibrado sobre la poros idad UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 TU4.1.3 UT TUEfecto de la forma del grano y la redondez sobre la poros idad UT . . . . . . . 13 TU4.1.4 UT TURelación entre fábr ica y poros idad UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

TU5 UT TUMADUREZ TEXTURAL Y COMPOSICIONAL UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

TU6 UT TUDESCRIPCIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

TU6.1 UT TUDESCRIBIENDO EL TAMAÑO DE GRANO UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 TU6.2 UT TUDESCRIBIENDO EL COLOR UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 TU6.3 UT TUDESCRIPCIÓN DE ARENAS Y ARENISCAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 TU6.4 UT TUDESCRIPCIÓN DE LODOLITAS Y L IMOLITAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17 TU6.5 UT TUDESCRIPCION DE CALIZAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

TU6.5.1 UT TUClasi f icación de Folk UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18 TU6.5.2 UT TUClasi f icación de Dunham UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 TU6.5.3 UT TUAlgunos ejemplos que i lustran la c las i f icación de rocas carbonatadas UT20

TU6.6 UT TUABREVIATURAS USADAS PARA LA DESCRIPCION DE MUESTRAS UT. . . . . . . . . . . . . 22 TU6.7 UT TUDIAGRAMAS PARA CLASIFICACION COMPOSICIONAL UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28 TU6.8 UT TUIMÁGENES PARA ESTIMAR PORCENTAJE Y REDONDEZ UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

TU7 UT TUPRINCIPALES TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

TU7.1 UT TUROCAS SILISICLASTICAS UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 TU7.1.1 UT TUConglomerados y brechas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 TU7.1.2 UT TUAreniscas UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30 TU7.1.3 UT TULimol itas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 TU7.1.4 UT TURocas arc i l losas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 TU7.1.5 UT TURocas carbonatadas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

TU8 UT TUAMBIENTES SEDIMENTARIOS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34

TU8.1 UT TUMEDIOS SEDIMENTARIOS Y FACIES UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34

TU9 UT TUDIAGNOSIS DE MEDIOS DE DEPOSITO UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36


TU9.1 UT TUGEOMETRÍA UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 TU9.2 UT TULITOLOGIA UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36 TU9.3 UT TUESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

TU9.3.1 UT TUEstructuras sedimentar ias pre-depósito UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38 TU9.3.2 UT TUEstructuras sedimentar ias s in-depósito UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38 TU9.3.3 UT TUEstructuras sedimentar ias post-depósito UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

TU9.4 UT TUCOMO SE FORMAN ALGUNAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . 41 TU9.4.1 UT TUEstructuras Químicas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 TU9.4.2 UT TUEstructuras Biogénicas UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43 TU9.4.3 UT TUEstructuras Deformacionales UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45 TU9.4.4 UT TUEstructuras de Flujo de Corr iente UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

TU9.5 UT TUDISTRIBUCIÓN DE PALEOCORRIENTES UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48 TU9.6 UT TUFOSILES UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

TU10 UT TUREFERENCIAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52


INDICE DE FIGURAS

TUFIG. 1. ESCALA DE TAMAÑO DE GRANOS Y PARTÍCULAS . UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

TUFIG. 2. ESCALA DE REDONDEZ UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

TUFIG. 3. IMÁGENES DE CALIBRADO O SELECCIÓN UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

TUFIG. 4. MADUREZ TEXTURAL Y COMPOSICIONAL. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

TUFIG.5. DIAGRAMA PARA CLASIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS SEGÚN SU TAMAÑO DE GRANO. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

TUFIG.6. MUDSTONE UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

TUFIG. 7. WACKESTONE DE BIVALVOS. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

TUFIG.8. PACKSTONE DE OOLITOS UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

TUFIG.9. PACKSTONE DE PELETS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

TUFIG.6. DIAGRAMAS PARA LA CLASIFICACIÓN DE ARENITAS Y ARENITAS LODOSAS (WACAS).. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31

TUFIG 7. RELACIÓN ENTRE MEDIOS SEDIMENTARIOS Y FACIES SEDIMENTARIAS. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34

TUFIG 8. TURBOGLIFOS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38

TUFIG. 9. ESTRATIFICACIÓN CRUZADA. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

TUFIG.10. ONDULITAS O RIZADURAS. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

TUFIG. 11. ESTRATIFICACIÓN CONVOLUTA. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

TUFIG.12. ESTILOLITO UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41

TUFIG. 13. CONCRECIÓN UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

TUFIG. 14. OOLITOS UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

TUFIG.15. MOLDES DE CRISTALES POR PROCESO DE DISOLUCIÓN. UT . . . . . . . . . . . 43

TUFIG.16. MADRIGUERAS. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

TUFIG.17.ESTROMATOLITO. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

TUFIG. 18. ESTRUCTURAS DE ESCAPE. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44


TUFIG.19. ARRECIFE UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

TUFIG.20. ESTRATIFICACIÓN CONVOLUTA. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

TUFIG. 21. ESTRUCTURA “EN LLAMA”. UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

TUFIG.22. ESTRUCTURAS DE CARGA UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

TUFIG.23. LAMINACIÓN PARALELA. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

TUFIG.24. RIZADURAS DE CORRIENTE. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

TUFIG.25. ESTRATIFICACIÓN CRUZADA. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

TUFIG.26. ESTRATIFICACIÓN GRADADA. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

TUFIG.27. BLOQUEDIAGRAMA DE DIRECCIÓN DE FLUJO UT. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

TUFIG.28. ONDULITAS O RIZADURAS ASIMÉTRICAS UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

TUFIG.29. BARRAS TRANSVERSALES CON RIZADURAS AL TOPE UT. . . . . . . . . . . . . . . . . 49

TUFIG.30. FÓSILES EN EXCELENTE ESTADO DE PRESERVACIÓN. UT . . . . . . . . . . . . . . . 50


INDICE DE TABLAS

TUTABLA 1. METODOLOGÍA USADA POR BP PARA DESCRIPCIÓN DE MUESTRAS DE ZANJA. UT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

TUTABLA 2. CLASIFICACIÓN DE FOLK PARA ROCAS CARBONATADAS UT . . . . . . . . . 19

TUTABLA 3. CLASIFICACIÓN DE DUNHAM PARA ROCAS CARBONATADAS UT . . . . 20

TUTABLA 4. CLASIFICACIÓN DE MEDIOS DE DEPÓSITO. UUUT . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35


Geó logo: José Santana MP:553 CPG Pág ina 7 de 52

1 INTRODUCCION Muchas veces la barahúnda de la Industr ia del petróleo nos ale ja de la academia y de los conceptos puros de la ciencia en nuestro paso por las Facultades de Ciencias de la Tierra. Nos volvemos muy r íg idos amparados en el “pract ic ismo” del manejo cer tero de unos pocos términos y vocablos acomodados entre el odioso híbr ido de las lenguas. A menudo se tornan monótonas las descr ipciones de los r ip ios de una perforación y denominamos a las rocas con general idades a veces absurdas de “arenas” y “arc i l las” dejando de lado los conceptos básicos y la abismal d i ferencia entre lo inconsol idado y lo consol idado. Es por eso que quise desempolvar los l ibros, los apuntes y los ar t ículos para plasmar en estas notas como “Apuntes de Sedimentología” lo más básico de las caracter ís t icas de las rocas sedimentar ias, s in entrar en profundizaciones que corresponden a la tarea de los especial is tas. Sin embargo estos apuntes pers iguen encajarse dentro de los parámetros del método cientí f ico mediante la observación objet iva producir una interpretación concreta y coherente. Es así, como pongo a consideración y al cr i ter io de los lectores especial izados estos apartes extraídos de la l i teratura cientí f ica con algún aporte de la exper iencia personal , para ver si logra enr iquecer aún más el t rabajo de los que nos dedicamos a arrancar la información de las muestras que provienen de las entrañas de un hueco que busca afanosamente ese precioso l íquido l lamado petróleo. Dic iembre de 2004



2 ORIGEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS Todas las rocas sedimentar ias se or ig inan por depositac ión de sedimentos a t ravés de agentes como el agua, v iento o hie lo. Son el producto de una compleja ser ie de eventos geológicos que comienza con la formación de la roca fuente debido a intrus iones, metamorf ismo, vulcanismo o tectonismo. Poster iormente ocurren los procesos f ís icos, químicos y b io lógicos que determinan el producto sedimentar io f inal . La meteorización al tera la roca fuente aportando las part ículas residuales resistentes, como si l icatos y fragmentos de roca, y la formación de minerales secundar ios como los minerales de arc i l la y óxidos de hierro. Luego estas part ículas son removidas por la erosión y sufren transporte por el agua, v iento o hie lo y son l levadas hasta las cuencas de depósi to. Junto con estos detr i tos, pueden ser depositados residuos de plantas que pudieron ser t ransportados desde el cont inente o haberse or ig inado en la cuenca. Después de la deposi tación de las part ículas sedimentar ias, químicas y b io lógicas viene el proceso de enterramiento que causa la d iagénesis que conduce a la d isolución y destrucción de var ios const i tuyentes, generación de nuevos minerales en el sedimento y f inalmente la consol idación y l i t i f icación convir t iéndose en una roca sedimentar ia. Todos los anter iores procesos const i tuyen el c ic lo sedimentar io que puede resumirse así: Meteor ización, erosión, t ransporte, depositac ión, l i t i f icación, levantamiento y nuevamente meteor ización. Estos procesos generan cuatro c lases fundamentales de const i tuyentes los cuales conforman las rocas sedimentar ias, estos son: Part ículas s i l ic ic lást icas terr ígenas (cuarzo, fe ldespato, etc.) . Const i tuyentes químicos y bioquímicos. Const i tuyentes carbonosos (Húmicos, saprol í t icos, b i tuminosos). Const i tuyentes aut igénicos (Feldespatos, cuarzo, glauconita, etc.) . Dependiendo de la re lat iva abundancia de estos const i tuyentes se reconocen 3 t ipos fundamentales de rocas sedimentar ias. Si l ic ic lást icas. Químicas o Bioquímicas. Carbonáceas.



3 PARTICULAS SEDIMENTARIAS Un sedimento es por def in ic ión una colección de part ículas suel tas e inconsol idadas. Cualquier estudio sedimentológico comienza con la descr ipción de las propiedades f ís icas de los depósitos en cuest ión. La caracter ís t ica más importante de las rocas s i l ic ic lást icas es la textura. La textura de las rocas sedimentar ias afecta propiedades der ivadas como la porosidad y la permeabi l idad. Por tanto las caracterís t icas texturales de las rocas sedimentar ias t ienen una incidencia directa en los registros de conduct iv idad, densidad y sónico de gran interés en la industr ia del petróleo. La textura sedimentar ia encierra tres propiedades fundamentales de las rocas sedimentar ias: Tamaño del grano, contorno del grano y fábrica . 3.1 TAMAÑO DEL GRANO El tamaño es la propiedad más notable de una part ícula sedimentar ia. Si es fác i l entender el concepto de tamaño de grano, es más fác i l encontrar como medir esta caracterís t ica. Existe la escala de Wentworth para separar los tamaños arc i l la , l imo, arena y grava donde las f racciones arena y grava son subdiv id idas en c inco y cuatro fracciones respect ivamente. Los métodos de medic ión convencionales son por tamizado y sedimentación; en el campo ut i l izamos escalas comparat ivas. Podemos incluso recurr i r a l ingenio personal para constru ir nuestras propias escalas de comparación val iéndonos de otros ar tefactos ta les como la mina de lápiz, la punta del punzón que ut i l izamos para examinar la muestra de zanja o un juego de alambres previamente cal ibrados. Con exper iencia, los geólogos, pueden determinar visualmente los tamaños de las part ículas pr incipalmente el rango de la arena; con una lupa binocular de buen aumento puede determinarse el tamaño l imo; a lgunos recurren a métodos como sent ir la textura granular o plást ica entre los dientes para di ferenciar entre los tamaños de l imo y arc i l la. La escala de Wentworth muestra la correspondencia de tamaños de las part ículas en agregados inconsol idados y sedimentos l i t i f icados. 3.2 CONTORNO DEL GRANO Encierra todos los aspectos de la morfología externa de las part ículas que incluyen forma, redondez y micro rel ieve superf ic ia l .

3.2.1 Forma T iene que ver con el grosor sobre todo la morfología o conf iguración de las part ículas (esfer ic idad). Para esto se t ienen en cuenta los tres ejes de la part ícula: Largo, ancho y espesor.



Fig. 1. Escala de tamaño de granos y partículas según Wentworth (1922). Para efectos de la forma de las part ículas, Zingg (1935) determinó cuatro c lases: Esfér ica, ovalada (discoidal o tabular) , laminar y elongada. La forma de las part ículas depende de la roca de or igen y de la h is tor ia subsiguiente. Así, par t ículas der ivadas de esquistos o pizarras tenderán a ser tabulares o laminares, en tanto que rocas como cuarc i ta pueden generar part ículas esfér icas o subesfér icas.

3.2.2 Redondez Es la medida de la angular idad de esquinas, bordes y vér t ices. El micro rel ieve superf ic ia l se ref iere a las micro estructuras como rayaduras o raspaduras y pequeños or i f ic ios que aparecen superf ic ia lmente en los granos. Muchos estudios muestran que la esfer ic idad y la redondez de las part ículas se incrementa desde el área de or igen.

Fig. 2. Escala de redondez (Powers, 1953), modificada por Folk (1965).



3.3 FABRICA Este término se ref iere a las propiedades de empaquetamiento y or ientación de los granos. El empaquetamiento es una función del tamaño y la forma de los granos y de los procesos f ís icos y químicos post-deposi tacionales que se real izan para lograr la compactación del sedimento. La or ientación es pr incipalmente una función de los procesos f ís icos y e l ambiente de depósito; poster iormente la or ientación de los granos puede ser modi f icada por la act iv idad de organismos (bioturbación o bioperturbación). Generalmente las part ículas se or ientan con su eje pr incipal en la dirección de f lu jo de la corr iente y con una suave inc l inación aguas arr iba.

3.3.1 Selección o Calibrado Es una medida de dispersión de la frecuencia de distr ibución del tamaño de los granos en una roca sedimentar ia. Está determinado por la forma, redondez, gravedad especí f ica y composic ión mineral .

Fig. 3. Imágenes para evaluar el calibrado o selección de partículas o granos de una sedimentita.

4 POROSIDAD Y PERMEABILIDAD Estas dos propiedades son der ivadas en parte por caracter ís t icas texturales de tamaño de grano, forma, empaquetamiento y ordenación. La porosidad es def inida como la re lac ión de espacios vacíos al volumen tota l de la roca. Se def ine también como el volumen total de poros o espacios vacíos en una roca. En términos de su or igen, la porosidad puede ser pr imar ia (depositac ional) o secundar ia (post-depositac ional) . La pr imar ia puede ser de tres t ipos:



Intergranular: Son los poros entre granos. Este es un t ipo de porosidad muy importante. Esta presente in ic ia lmente en la mayoría de todas las rocas sedimentar ias. La porosidad intergranular generalmente se reduce progresivamente por d iagénesis en muchos carbonatos, pero es el t ipo de porosidad dominante en las areniscas. Intragranular: Los poros dentro de los granos, como huecos en los fós i les. En las areniscas calcáreas, part icularmente aquel las de or igen esqueletal , la porosidad pr imar ia puede estar presente dentro de los granos detr í t icos. Por e jemplo, cavidades de moluscos, amonitas, corales, br iozoos y microfósi les pueden ser c las i f icados como porosidad pr imaria Intragranular . Intercristal ina: Poros entre cr is ta les formados en la roca (cementos calcáreos, ferruginosos). La porosidad secundaria puede inc lu ir : Porosidad causada por la disolución de cemento o de const i tuyentes poco estables ( fe ldespatos, f ragmentos de roca, fós i les, etc.) . Aunque la porosidad Intercr ista l ina es estr ic tamente pr imar ia, en el caso de dolomitas recr is tal izadas; estas rocas algunas veces son importantes reservor ios de hidrocarburos. Generalmente la porosidad secundaria es caracter íst ica de rocas carbonatadas en donde se han disuelto componentes como ool i tos, pelets, o restos de esqueletos. Porosidad por fracturas. La porosidad puede ser est imada en forma cual i tat iva con la ayuda de la lupa, pobre (<4%), moderada (4-10%), buena (10-15%), muy buena (>15%). La permeabi l idad es la faci l idad de un medio para transportar un f lu ido. Es el volumen de poros interconectados. 4.1 RELACIÓN ENTRE POROSIDAD, PERMEABILIDAD Y

TEXTURA Algunos trabajos muestran que la porosidad de los sedimentos depende de estas c inco var iables: tamaño de grano, selección, esfer ic idad, redondez y fábr ica.

4.1.1 Efecto del tamaño de grano sobre la porosidad y permeabilidad Teór icamente la porosidad es independiente del tamaño del grano. Una masa de esferas de selección uni forme y fábr ica, t ienen la misma porosidad s in importar e l tamaño de las esferas. Sin embargo, estas condiciones ideales no se encuentran en la naturaleza. Exper imentos en sedimentos recientes muestran que la porosidad decrece con el aumento en el tamaño de grano, excepto en arenas de r ío, en donde se presentó la re lac ión inversa. Esta relac ión empír ica que la porosidad aumenta con la d isminución del tamaño de grano, no se cumple para sedimentos l i t i f icados, en donde la porosidad aumenta ostensib lemente con el aumento en el tamaño de grano.

4.1.2 Efecto de la selección o calibrado sobre la porosidad



Var ios estudios demuestran que la porosidad aumenta con el cal ibrado de los granos. La razón de esta re lac ión se debe a que una areniscas bien seleccionada t iene una proporción de detr i tos mucho mayor que la cantidad de matr iz . Una arenisca pobremente seleccionada t iene una baja proporción de detr i tos con respecto a la matr iz , como consecuencia, los granos f inos de la matr iz b loquean tanto los poros como la comunicación entre el los, afectando de esta manera la porosidad y la permeabi l idad.

4.1.3 Efecto de la forma del grano y la redondez sobre la porosidad Pocos trabajos han abordado este tema por lo dispendioso y largo del t iempo que toma medir estos parámetros. Indudablemente la forma y la redondez del grano afectan la porosidad intergranular. Fraser (1935) concluyó que sedimentos compuestos de granos esfér icos t ienen porosidad más baja que aquel los de granos subesfér icos. Atr ibuyó esto al hecho que las part ículas más esfér icas t ienen la tendencia a caer en una fábr ica o empaquetamiento más apretado.

4.1.4 Relación entre fábrica y porosidad La manera como las part ículas están dispuestas en un sedimento se conoce como fábr ica. Dos elementos intervienen en la fábr ica de un sedimento, la or ientación de los granos y el empaquetamiento de los mismos. Aunque estos factores están l igados a la porosidad pr imar ia, la compactación post-depositac ional así como la reor ientación de los granos de arena que forman el armazón, pueden tener poca inf luencia en la porosidad de sedimentos l i t i f icados.



5 MADUREZ TEXTURAL Y COMPOSICIONAL Cuando se habla de madurez textural se hace referencia a las caracter ís t icas texturales. De acuerdo con Folk (1951) esta madurez encierra tres propiedades texturales en las areniscas. Cantidad de arc i l la en la roca Selección o cal ibrado de los granos Redondeamiento de los granos El s iguiente diagrama resume los cuatro estados de madurez textural propuesto por Folk: Inmadura, submadura, madura y supermadura. La madurez composicional se ref iere a la cantidad de const i tuyentes fác i lmente destru ib les, como los fe ldespatos, f ragmentos de rocas blandas como las lodol i tas, vulcani tas, anf íboles, p iroxenos, micas, etc. El porcentaje de cuarzo marca la di ferencia entre rocas inmaduras, submaduras y maduras, s iendo un elemento de fáci l reconocimiento en muestra macroscópica. La s iguiente tabla muestra las caracter ís t icas de madurez textural y composic ional. Algunos autores pref ieren unir las dos para dar una cal i f icación general de la roca en términos de madurez.

Fig. 4. Madurez textural y composicional.



6 DESCRIPCIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS El procedimiento que a cont inuación se presenta, es el empleado para descr ibir muestras de zanja en pozos petroleros. La misma metodología puede emplearse cuando se descr ibe muestras de af loramiento o de núcleos. 6.1 DESCRIBIENDO EL TAMAÑO DE GRANO Recordemos que la descr ipción que hagamos de la muestra dice mucho de la roca. Por e jemplo cuando estamos descr ib iendo el tamaño de grano en una muestra de af loramiento o una muestra de r ip io de pozo, es muy importante determinar la relación de las fracciones grava: arena: lodo . Muchas veces tenemos una muestra con var ias fracciones de tamaños de part ículas y podría resul tar una c las i f icación textural a lgo así como, Arenisca lodosa con gui jos.

Fig.5. Diagrama triangular para clasificación de rocas sedimentarias según su tamaño de grano. De Compton 1962. 6.2 DESCRIBIENDO EL COLOR El color no solamente nos permite nombrar una roca, e j . Arc i l lo l i ta negra, s i no que nos puede proporcionar ciertas c laves para determinar e l ambiente de depósi to en el cual se formó. El color , especialmente en las lodol i tas, ref le ja e l contenido mineralógico y orgánico. Especialmente este t ipo de rocas t ienen un espectro muy ampl io de colores, desde casi b lancas hasta gr ises y negras, además de var iadas gamas de verde, v ioleta, naranja, ro jo y hasta azules. Por eso debemos ser muy objet ivos en la descr ipc ión del color y para el lo se recomienda el uso de la Carta de Colores de la Sociedad Geológica Americana.



Aunque el color muchas veces nos indica algún ambiente sedimentar io específ ico, se debe ut i l izar este elemento con mucho cuidado. Por ejemplo las sedimenti tas ro jas que ref lejan condic iones de oxidación seguramente en un ambiente ár ido con mucho oxígeno; o los ambiente reductores profundos que dan a las rocas los colores oscuros gr ises y negros debido a la gran cant idad de mater ia orgánica. Si b ien lo anter ior es c ier to, también es cierto que algunas veces el color puede ser introducido poster iormente y no ref le ja nada acerca del ambiente de depósi to en el cual se or ig inó la roca. La descr ipc ión del color debe ser objet iva y para el lo ut i l izamos la comparación con la tabla de colores. Por lo anter ior es aconsejable y conveniente escr ib ir entre paréntesis el código del color que estamos descr ib iendo. Por e jemplo: Lodol i ta de color gr is c laro (N5). Cuando somos subjet ivos en la descr ipción del color podemos causar c ier ta confusión, pues algunas veces usamos nombres di ferentes para el mismo color. Por ejemplo, pardo, marrón y café; es aquí cuando es importante el uso del código del color . Si descr ib imos el color pardo amar i l lento pál ido, para algunas personas no es muy preciso el término pardo, a lo mejor pref iere ut i l izar e l término marrón; a lgunos otros se sent irán más cómodos descr ibiendo como color café. Esta confusión la obviamos si además escr ibimos el código del color , como en la s iguiente descr ipción: Pardo amar i l lento (5Y 5/4) . Con esta indicación tan precisa, podemos remit i rnos a la Carta de Colores y saber que color es el que se está descr ibiendo. 6.3 DESCRIPCIÓN DE ARENAS Y ARENISCAS Composición: Cuarzosa, arcosa, l í t ica Color: Negro, gr is , pardo c laro. Consolidación: Quebradiza, consol idada, fr iable, dura, suel ta, b landa. Forma de la fractura del corte: Angular , b locosa Textura general: Heterogénea, homogénea, cr is ta l ina, vesicular , amorfa Textura: Lodo soportada, grano soportada, granular GRANOS: Tipo de grano: Cuarzo, l í t icos Tamaño de grano: Muy f ino, f ino, mediano.. . . Color del grano: Blanco, translúcido, transparente, amar i l lo Redondez del grano: Angular , subangular , redondeada Esfericidad del grano: Esfér ico, subesfér ico, alongado Selección del grano: Bien seleccionado, regular , pobre Cementación: Bien cementado, s i l íceo, calcáreo Minerales accesorios: TR de pir i ta, g lauconi ta, RTR micro mica Porosidad visible: Buena porosidad vis ib le, Intercr ista l ina, intergranular Manifestaciones: Manchamiento, f luorescencia natural , cor te, f luorescencia del corte.



6.4 DESCRIPCIÓN DE LODOLITAS Y LIMOLITAS Color: negro, pardo, pardo ro j izo, gr is c laro, pardo oscuro Consolidación: dura, p lást ica, blanda, y consol idada, quebradiza Fractura: angular , b locosa, concoidea, f ís i l , ast i l losa Textura: amorfa, homogénea, heterogénea, laminada Contenido de sí l ice: l igeramente s i l iceo, ocasional con cuarzo f ino Contenido de carbonato: calcáneo, dolomít ico, l igeramente calcáneo Hinchamiento: no hinchable, l igeramente hinchable Accesorios: Glauconita, micas, p ir i ta Manifestaciones: más hinchamiento, 6.5 DESCRIPCION DE CALIZAS Composición: Dolomít ica, arc i l losa, anhidr í t ica Color: Blanca, azul blancuzco, pardo gr isáceo, pardo c laro Consolidación: Dura, b landa, suelta, quebradiza, f r iable Fractura: angular , b locosa, concoidea, f ís i l , ast i l losa Textura: Packestone, mudstone, wackestone, grainstone, boundstone Accesorios: Glauconita, micas, p ir i ta Porosidad: Porosidad vis ib le pobre, Intercr is ta l ina, intergranular, f racturas Oolitos: Esfér icos, subesfér icos, (especif ique rango de los tamaños) La s iguiente tabla muestra el procedimiento estándar ut i l izado por BPAmoco para la descr ipción de muestras de zanja.



Tabla 1. Metodología usada por BP para descripción de muestras de zanja.

6.5.1 Clasificación de Folk La c las i f icación la cual es usada en el laborator io se muestra en la tabla de abajo. Esta div ide los carbonatos en dos grupos. Rocas Aloquímicas que son aquel las que cont ienen granos traídos de otra parte( i .e s imi lar a los granos detr í t icos de las rocas c lást icas) . Rocas Ortoquímicas que son aquel las en las cuales el carbonato ha cr is ta l izado en el lugar. Las aloquímicas t ienen granos que consisten de mater ial fos i l í fero, ool i tos, pelets o intrac lastos. Estos están embebidos en una matr iz de carbonato microcr ista l ino (calc i ta o dolomita) , l lamada micr i ta; o cr is ta les vis ib les de carbonato l lamado espar i ta. La espar i ta es carbonato granular t ransparente que se ha formado por la recr is ta l ización de la micr i ta, o por cr is ta l ización dentro de espacios vacíos preexistentes durante la d iagénesis.



Tabla 2. Clasificación de Folk para Rocas carbonatadas. Esta clasificación es más empleada para muestras en secciones delgadas.

6.5.2 Clasificación de Dunham La clasi f icación de Dunham se basa en el concepto del soporte de los granos. La c las i f icación div ide los carbonatos en dos grupos; aquel los cuyos componentes or iginales no fueron formados juntos durante el depósito y aquel los cuyos componentes or ig inales se formaron en el lugar y consisten de intercrecimientos de mater ia l esqueletal . El úl t imo grupo se l lama Bounstones(simi lar a los bio l i th i te de Folk) . El pr imer grupo es a su vez div idido dependiendo s i los granos son lodosoportados o granosoportados. Si la roca consiste de menos del 10% de granos se l lama mudstone. Si es lodosoportada con granos mayor del 10% se denomina wackestone. Si la roca es granosoportada y estos t ienen pequeñas cantidades de lodo interst ic ial , se l lama packstone. Si no hay lodo entre los granos tenemos un grainstone.



Tabla 3. Clasificación de Dunham para Rocas carbonatadas. Su utilización se aplica más en muestras de mano o campo.

6.5.3 Algunos ejemplos que ilustran la clasificación de rocas carbonatadas

Veremos a cont inuación algunas fotograf ías que i lustran ejemplares de rocas carbonatadas, comúnmente l lamadas cal izas, y una denominación de acuerdo con las clas i f icaciones de Folk y de Dunham. Recordemos que la c las i f icación de Folk es más ut i l izada para muestra de laborator io en tanto que la de Dunham es una c las i f icación textural más ut i l izada para muestras macroscópicas.

Fig.6. La fotografía corresponde a una roca con matriz micrítica y granos en un porcentaje menor del 10%. En la clasificación de Folk es una micrita y en términos de Dunham es un mudstone.



Fig. 7. Roca con matriz micrítica y aloquímicos de fragmentos fósiles. Corresponde a una Biomicrita en términos de Folk y a un Wackestone en términos de Dunham. Si logramos identificar los aloquímicos podemos ser más precisos y decir por ejemplo, Wackestone de bivalvos.

Fig.8. Roca formada predominantemente por oolitos y cemento esparítico entre los granos. Podemos clasificarla como Oosparita (Folk) o Packstone de oolitos(Dunham).



Fig.9. Roca donde los aloquímicos son pelets(note que no tienen estructura interna y son en su gran mayoría opacos, seguramente compuestos principalmente de micrita). El cemento entre los granos es esparita. La clasificación es, Pelsparita o Packstone de pelets,de conformidad con las clasificaciones de Folk y Dunham respectivamente. 6.6 ABREVIATURAS USADAS PARA LA DESCRIPCION DE

MUESTRAS Abbreviat ion Word Abbreviat ion Word A BRT

below rotary table abund abundant

bturb b ioturbated

al t a l ternate ( ing

bf Buff

amorph amorphous amsl above mean sea level

C

amt amount CALC calc i te ang angular cvg caving ANHY anhydr i te c coarse anhy anhydr i t ic calc calcareous ant ic l ant ic l ine ( a l ) CARB carbonaceous rock apr apparent cem cement (-ed, - ing) approx approximate chky chalky argi l argi l laceous chlor chlor i t ic ark arkose ( ic ) CHT chert asb above sea bed chty cherty asphalt ( ic) asph CL c lay assoc associated c ly c layey av average C coal



AV apparent v iscosi ty c lss colour less cm centimetre c ln c lean B c lr c lear cob cobble bnd band (-ed) col colour bbl barrel conc concentrated bsmt basement

conch conchoidal

bd bed (-ded, -ding) CONG conglomerate bent bentoni te consol consol idated btm bottom contam contamination (-ed) bdst boundstone cont contor ted brgt br ight

crumb crumbly

bf buff xbd cross bedded BHT bottom hole x ln crystal (- l ine) temperature c tgs cutt ings BHCIP bot tom hole c losed- in pressure BHFP bottom hole f lowing D pressure b ioc l b ioc last ( - ic) DB cement dump baler b i t b i tumen (ous ) DC dr i l l col lar BKB below Kel ly Bushing decr decrease bldr boulder dns dense blk b lack d iscont d iscontinuous blky b locky dk dark blu b lue dm decimetre BOP blow out preventor d issem disseminated bopd barrels of o i l per day dol dolomit ic bpd barrels pr day DOL dolomite E H hack hackly earth earthy HAL hal i te ECD equivalent c i rculat ing density

hd hard

equiv equivalent haem hemati te ( ic) est est imate HP hydrostat ic EVAP evapor i te pressure mm evap evapori t ic heterog heterogeneous ext extremely homog homogeneous EXTR extrusive hor iz hor izontal HC hydrocarbon F I f r fa i r



FBHFP Final BHFP in. Inch (es)FBHCIP Final BHCIP incr increase F faul t inc l inc lus ion f f ine intbd interbed (-

ded ) FCL ferrocrome intergran intergranular l ignousulphonate interxln intercrystal l ine feld fe ldspar INTR intrus ive fen fenestral intracl intraclast (- ic) ferrug ferruginous

intragran in tragranular

fe - s tained i ronstained

i r reg i r regular

f is f issi le i ronstained fe-stainedf lag f laggy IBHCIP In i t ia l

BHCIP f lk f lake, f laky IBHFP In i t ia l

BHFP fm format ion IG igneous foss fossi l ( - i ferous) i l l i t i l l i te ( ic ) FP format ion pressure imperm impermeable frac fracture f rag f ragment K f req freq f r ia f r iable kaol kaol in i te ( ic ) f t feet KCL potassium chlor ide FZ faul t zone KOP kick-off point G L gd good lam laminated glauc glauconi te (- ic) lent ic lent icular GOC gas-oi l contact LIGN l igni te GOR gas-oi l rat io l ig l igni t ic gpm gal lons per minute l im l imoni te(- ic gen general ly l i th l i th ic grad grading l i th ic l l i th ic last ( - ic ) g grains (-ed) l i thol l i thology(- ical) gran granule ( ar ) loc local GRAV gravel lse loose GL ground level e levat ion LST

l imestone grd ( l ) graded (gradat ional) l t l ight grst grainstone grn green M gy grey GYP gypsum M mi l l ion gyp gypsi ferous m. metre m medium



mang manganiferous Q mass massive mbr member QTZ quartz mtx matr ix qtz quartzose MD measured depth MDST mudstone ( l i thology) R mdst mudstone ( texture) METAM metamorphic red Red mic mica (-ceous) rexln recrystal l ine microxln microcrystal l ine ROP rate of penetrat ion microfos microfossi leferous rnd rounded

(ness) mm mi l l imetre rk rock mlky mi lky rk frag rock fragments mnr minor RTE rotary table

elevat ion mod moderate montmori l montmori l loni te S mot mott led SND sand N sdy sandy SST sandstone nod nodule (ar) SH shale SICP shut in casing

pressure O SIDPP shut in dr i l l p ipe pressure ool ool i t ic , ool i th s id s ider i te occ occasional s i l ic s i l iceous olv o l ive SLT s i l t op opaque SLTST s i l ts tone orng orange s l s l ight (- ly) org organic sft sof t or th orthoclase soln solut ion OWC oi l -water contact sort sorted ( ing) spl int spl intery P strmg s treaming SPM strokes per minute pkst packstone styl s ty lo l i te ( ic) p las plast ic sb sub pl ty p laty SS subsea pel pel let (y) SBT surface to bi t t ime perm permeable syncl syncl ine PHOS phosphate rock phos phosphat ic T pk pink tab tabular p lag plagioclase TD total depth



p poor tk th ick por porous (-porosi ty) tn thin poss possible t r t race ppg ponds per gal lon t ransp transparent predom predominant t ransl t ranslucent pres present TVD true vert ical depth prob probable text texture purp purple PV plast ic v iscosi ty U PVT pressure, volume, temperat. relat ionships

u (unc) unconformity

pyr pyr i te (- ic ) unconsol unconsol idated unsort unsorted V X v very x l crystal var icol var icoloured xln crystal l ine vesic vesicular xbd cross

bedded ( ing) v io l v io let v is v is ib le Y vug vuggy y year W yel yel low YP yie ld point wk weak w wi th w/o wi thout wh whi te WHCIP wel l heat c losed- in

pressure WHFP wel l head f lowing pressure wkst wackestone WL water loss DRILLING AND TESTING TERMS Below rotary table BRT in Pressure Below Kel ly bushing BKB Ini t ia l Bottom Hole Flowing IBHFP Rotary table elevat ion RTE Pressure Above mean sea level amsl Final Bottom Hole Flowing FBHFP Above seabed asb Pressure Sub sea SS Wel l-head Closed- in Pressure WHCIP Ground level e levat ion GL Wel l-head Flowing Pressure WHFP



True vert ical depth TVD Hydrostat ic Pressure HP Measured depth MD Total depth TD Ferrochromelignosulphonate FCL Rate of penetrat ion ROP Dri l l s tem test DST Kick of f point KOP Format ion interval test FIT Dr i l l p ipe DP Barrel bbl Dr i l l Col lar DC Barrels per minute bpm Cement Dump Baler DB Barrels per day bpd Blow out preventor BOP Barrels of o i l per day bopd Shut in dr i l l p ipe pressure SIDPP Bottom hole temperature BHT Shut in casing pressure SICP Format ion pressure FP Cutt ings ctgs Gas-oi l contact GOC Fluorescence f luor Oi l -water contact OWC Water loss WL Gas-oi l rat io GOR Strokes per minute SPM Pressure, volume, temperature PVT Surface to bi t t ime SBT (relat ionships for o i l & gas) Surface to bi t s trokes SBS Ini t ia l Bottom Hole Closed in IBHCIP Pounds per gal lon (mud densi ty) ppg Pressure Gal lons per minute gpm Final Bottom Hole Closed FBHCIP Apparent viscosi ty AV Plast ic v iscosi ty PV Equivalent Circulat ing Densi ty ECD Yield point YP Potassium chlor ide KCl



6.7 DIAGRAMAS PARA CLASIFICACION COMPOSICIONAL



6.8 IMÁGENES PARA ESTIMAR PORCENTAJE Y REDONDEZ



7 PRINCIPALES TIPOS DE ROCAS SEDIMENTARIAS 7.1 ROCAS SILISICLASTICAS

7.1.1 Conglomerados y brechas Son rocas const i tu idas de fragmentos de rocas y minerales cuyo tamaño supera los 2 mm. de diámetro. Si d ichos fragmentos se presentan bien redondeados se denominan conglomerados y, s i los contornos de los const i tuyentes son angulosos reciben el nombre brechas. Pueden ser conglomerados o brechas de gui jarros, gui jos, o de gránulos. Esta rocas están const i tu idas por un armazón y un mater ia l aglut inante. El armazón está formado por mater ia les gruesos (gui jos, gránulos, etc.) y e l mater ia l aglut inante puede ser precipi tado en la misma cuenca (aut igénico) y se denominan cemento del cual puede ser s i l iceo, calcáreo, o ferruginoso; también puede estar const i tu ido por mater iales tamaño arena, arc i l la , l imo que ha s ido transportado desde fuera de la cuenca (alogénico) o formado también en la cuenca, que recibe el nombre matr iz . Cuando el armazón está intacto y presenta un mater ia l cementante se denominan ortoconglomerados. Si e l armazón se presenta fragmentado y exceso de Matr iz se denomina paraconglomerados.

7.1.2 Areniscas La areniscas son rocas consol idadas const i tu idas por un armazón formado por part ículas de tamaño arena que va desde un 1/16 hasta 2 mi l ímetros y poros dejados entre las part ículas que pueden estar total o parc ia lmente rel lenos por un precip i tado químico denominado cemento o por un mater ia l f ino denominado matr iz . Este contenido de matr iz es def in i t ivo en la determinación de una arenisca como madura o (menos de 15%) o cómo areniscas madura (matr iz mayor de 15%). El armazón de las areniscas puede ser descr i to en términos de su geometr ía y composic ión. La geometr ía se ref iere al tamaño, selección, forma, redondez y texturas superf ic ia les de los granos y en especial con su empaquetamiento y or ientación. El cuarzo es el mineral dominante en la mayoría las areniscas; en algunas puede estar presente en más del 90%. Composic ionalmente las areniscas se c lasi f ican con base en su contenido de cuarzo, fe ldespato, y fragmentos de roca. Dependiendo de la ocurrencia de estos componentes tendremos cuarzo areni tas, areniscas feldespáticas, areniscas l í t icas, areniscas l igeramente l í t icas, etc. El contenido de matr iz def ine si las areniscas son l igeramente lodosas, o areniscas lodosas.



Fig.6. Diagramas triangulares para la clasificación de arenitas y arenitas lodosas (wacas). Modificado de Dott (1964) y Raymond (1995).

7.1.3 Limolitas Son rocas const i tu idas por part ículas con diámetros comprendidos entre 0.062 y 0.005 mm. El const i tuyente esencial es el cuarzo y en menor proporc ión los fe ldespatos, fragmentos de roca, micas etc. . Es decir semejante a una arenisca, con la di ferencia del tamaño del grano que trae como consecuencia la d i f icul tad en la ident i f icación al microscopio. Las l imol i tas puras no son frecuentes ya que comúnmente presentan una fracción arci l losa, por tanto, comúnmente gradan a lodol i tas l imosas.

7.1.4 Rocas arcillosas Son las rocas más abundantes en la columna geológica const i tuyendo cerca del 50%. Consiste de detr i tos cuyo diámetro es menor de 0.005 mm. El estudio de estas rocas se basa pr incipalmente en anál is is químicos, Rayos X, microscopía electrónica, etc. Para su descr ipc ión de muestras de zanja es aconsejable emplear e l término lodol i ta ya que con esto nos refer imos solamente a una caracter ís t ica textural . El término lut i ta fue introducido por Grabau (1904) como lutyte, equivalente al término gr iego pel i ta. Se ha dado mal uso en su apl icación al hacer lo equivalente al término inglés shale, ya que este se ref iere a una caracter ís t ica determinante de las lodol i tas, la f is i l idad o f is ib i l idad.

7.1.5 Rocas carbonatadas Agrupa todas las rocas que en su composic ión presentan más del 50% de carbonatos. Debido a la divers idad de los const i tuyentes, a los di ferentes orígenes y a los procesos de reemplazamiento y recr is ta l ización que sufre, su estudio es complejo y son var ias las clasi f icaciones que se han propuesto. La más aceptada es la c las i f icación de Folk (1974) y la c las i f icación de Dunham (1962) más ut i l izada como una c las i f icación macroscópica. Existen var ios métodos para el estudio c lasi f icación de las cal izas entre el los el grabado, pel le jos en acetato, y la más importante y necesar ia, las secciones delegadas.



La clasi f icación de Folk considera tres componentes básicos:

• Lodo calcáreo o micr i ta • Espari ta en forma de cemento • a loquímicos.

El lodo calcáreo o micr i ta comprende tamaños de 1 a 4 micrones en diámetro y generalmente translúcido a casi opaco en sección delgada. Alguna micr i ta es resultado de precip i tac ión química en aguas salobres, cál idas y someras. La calci ta esparí t ica se presenta cr is tales mayores de 10 micras y a lcanza tamaños mayores de 1 mm ocurre como cemento entre granos. Los const i tuyentes aloquímicos son aquel los formados por precip i tac ión química dentro de la cuenca de depósito pero que en su mayor parte pueden haber sufr ido algún transporte poster ior o no. Hay cuatro t ipos importantes: intraclastos, oolitos, fósiles y pelets Los intrac lastos son pedazos de sedimentos calcáreos débi lmente consol idados y más ant iguos, que han s ido rotos y redepositados por corr ientes, sus tamaños varían desde arena f ina hasta gravas o bloques Los Ool i tos presentan un diámetro entre 0.1 y 1.0 mi l ímetros con estructura concéntr ica o radia l . Se or ig inan alrededor de un núcleo frecuentemente de fragmentos de pequeños fósi les, bol i tas, pelets fecales, granos de cuarzo etc. . Los fósi les son importantes const i tuyentes de muchas cal izas. Los más comunes son algas, foraminíferos, espícula de esponjas, corales, pelecípodos, gasterópodos, etc. Los pelets son bol i tas bien redondeadas y seleccionadas cuyos diámetros osci lan entre 0.03 y 0.2 mi l ímetros y probablemente representan mater ia fecal de gusanos u otros invertebrados. Casi todas las cal izas contienen más de un t ipo de mater ia l a loquímico y están cementados por espari ta o unidos con micr i ta como matr iz . La adecuada combinación de estos const i tuyentes nos dará la clas i f icación f inal composic ional . Ut i l izando los tres parámetros mencionados micr i ta, espari ta y a loquímicos se obt ienen tres t ipos de rocas calcáreas. Rocas esparí t icas aloquímicas, rocas micr í t icas a loquímicas y Rocas micr í t icas o microcr istal inas. En los dos pr imeros t ipos f igurará el pref i jo intra, oo, bio, o pel según el a loquímico presente seguido del suf i jo espar i ta o micr i ta. Texturalmente existe una c las i f icación según los tamaños de los aloquímicos muy semejante a la ut i l izada para rocas c lást icas; s i e l promedio de los aloquímicos es mayor de 1 mm se denomina calc irudi ta; s i está entre 1 mm y



0.0625 la denominación es calcarenita. Si el carbonato es dolomít ico los nombres serán dolorudi ta, doloareni ta, dolut i ta. F inalmente las cal izas pueden contener terr ígenos (cuarzo, fe ldespato) en di ferentes porcentajes y tamaños. Si el contenido es menor del 10% la roca se considera pura químicamente y no se menciona en la c las i f icación, cuando el contenido osci la entre 10 y 50% debe ser mencionado en la c las i f icación y son rocas químicamente impuras. Según esto tendremos por e jemplo biopelmicr i ta arci l losa, biopelspar i ta arenosa, etc.


G

8 AMBIENTES SEDIMENTARIOS Existen muchos textos en la l i teratura geológica que abordan con detal le este tema; inc luso hay verdaderos tratados para un ambiente sedimentar io específ ico. Por tanto en este capítu lo trataremos solamente caracterís t icas generales de los ambientes sedimentar ios ant iguos. Su importancia radica en que podamos sacar de la descr ipc ión de una muestra de zanja, y mejor aun, de la descr ipc ión de un núcleo toda la mejor información posib le que sea de gran ayuda en estudios poster iores. 8.1 MEDIOS SEDIMENTARIOS Y FACIES Un medio sedimentar io es una parte de la superf ic ie terrestre que se di ferencia de otras adyacentes por sus caracter ís t icas f ís icas, químicas y bio lógicas. Estos parámetros incluyen la fauna y f lora del medio, su geología y geomorfología, c l ima y t iempo atmosfér ico; profundidad, temperatura sal in idad y sis tema de corr ientes en caso de ser un medio subacuát ico. Todas las anter iores var iables están estrechamente unidas en equi l ibr io dinámico, de ta l manera que un cambio en una sola de el las provoca un cambio en todas las demás. Una facies sedimentar ia es una masa de roca sedimentar ia que puede ser def inida y separada de otras por su geometr ía, l i to logía, estructuras sedimentar ias, d is tr ibución de paleocorr ientes y fósi les. La comparación de rocas sedimentar ias de di ferentes edades en todo el Mundo con sedimentos actuales, sugiere que aquel los depósitos pueden relac ionarse con los medios de depósito actuales. Al igual que sus equivalentes actuales, no hay dos facies sedimentar ias idénticas y los cambios graduales de una a otra son frecuentes. Una fac ies es el producto de un medio de depósito, e l problema está en que, aunque ref le jan el medio de depósito, también heredan rasgos de fases anter iores de erosión y no depósi to. El s iguiente diagrama resume el concepto entre medio sedimentar io y fac ies. F

Proceso

SED

Fís ico Químico Bio lóg ico

eó logo: José Santana

ig 7. Relación ent

MEDIO IMENTARIO

MP:553 CPG

re medios sedim

Eros ivo No-deposi to Depósi to

entarios y faci

FACIES

P

es sedimentari

Geometr ía L i to log ía Est ructuras sed imentar ias Pa leocorr ientes Fós i les

CAUSA
EFECTO
ág ina 34 de 52

as.


Geó log

Es muy importante dist inguir entre un medio sedimentar io y una facies sedimentar ia. Cuando se estudian medios sedimentar ios ant iguos, es mejor c las i f icar los en fac ies sobre una base puramente descr ipt iva y no dar les nombres ambientales. Por ejemplo debemos hablar de fac ies de arenas de canal con cantos en vez de facies f luv ia les. La interpretación viene después con base en los elementos puramente descr ipt ivos que hemos hecho de las caracter íst icas observadas en las rocas. Se han hecho muchos intentos en c las i f icar tanto los medios sedimentar ios actuales como las fac ies sedimentar ias ant iguas. En estos apuntes he tomado una clasi f icación muy general de Sel ley 1978, que hace referencia solamente a aquel los ambientes que han generado grandes volúmenes de sedimentos ant iguos. Como todas las clasi f icaciones t iene def ic iencias e incongruencias, como lo anota el propio autor. Por e jemplo un del ta puede formarse tanto en los lagos como en el mar; un arreci fe aparece en aguas dulces y en aguas mar inas y una turbid i ta es un proceso más que un ambiente, que aunque t íp icamente mar ino puede darse en muchas otras si tuaciones. Tabla
Continental
o: J

4.

Marino

Transición (costas)

osé Santana MP:

Clasificació

Fluv ia l Lacust reEól ico

553 CPG

n de medi

Entre lazado Meandr i forme

Lobulados(Del tas ) L inea les

os de dep

Clást icos Mix tos carbonatos yc lás t icos Carbonatos

Arreci fes P la ta forma Turb id i ta Pe lág ico

Pág ina 35 de 52

ósito.



9 DIAGNOSIS DE MEDIOS DE DEPOSITO La diagnosis de un medio sedimentar io debe basarse en la evaluación crí t ica de todas las l íneas de evidencia. Sin embargo lo común es que no se encuentren disponibles todos los datos deseables. Tal es el caso de la información que se obt iene de un pozo, aquí solamente podemos ut i l izar de la mejor manera posible los hechos que se descubran. Muchas veces, como en el caso de af loramientos, hay una gran cantidad de datos a ut i l izar, pero muy pocos son cr í t icos en la interpretación. Por tanto en cada caso part icular , las l íneas de evidencia tendrán mayor o menor importancia. Así, un arreci fe podrá ser reconocido solamente por datos l i to lógicos y paleontológicos, en tanto que para reconocer un del ta, podemos ident i f icar lo por su geometr ía y su secuencia ver t ical granulométr ica y estructuras sedimentar ias. Cinco parámetros def inen una fac ies y permiten anal izar los di ferentes medios sedimentar ios: • Geometr ía • L i to logía • Estructuras sedimentar ias • Distr ibución de paleocorr ientes • Fósi les 9.1 GEOMETRÍA La forma general de una facies sedimentar ia es función de la topograf ía existente antes del depósi to, la geomorfología del medio de depósi to y la h istor ia poster ior al depósito. Así la geometr ía de un cuerpo de arenas dependerá en gran medida del estado geomórf ico y de los procesos que actuaron previamente a la depositac ión, pero estos nos puede dar pocos datos acerca de su or igen. La geometr ía or ig inal ha s ido modi f icada por la erosión post-depósi to y la deformación tectónica, por tanto la geometr ía resultante no podrá ser usada como cr i ter io de diagnóst ico. Solamente cuando la forma contemporánea con el depósito de un determinado ambiente sedimentar io se haya conservado, podrá ser un cr i ter io vál ido de diagnosis. La geometr ía de una facies sedimentar ia puede ser determinada fác i lmente en un af loramiento, pero desafor tunadamente no ocurre lo mismo cuando se trata de local izar un reservor io petrol í fero; aquí la geometr ía es muy importante y resul ta muy di f íc i l de determinar. Debemos entonces ut i l izar otras técnicas para determinar e l ambiente de depósito y así predecir poster iormente la geometr ía de la fac ies que t iene interés económico. 9.2 LITOLOGIA La l i to logía de una facies sedimentar ia es uno de los parámetros más fáci les de observar y t iene gran importancia en cuanto al medio de depósi to. Lo anter ior es más aproximado para los carbonatos que para las areniscas porque se depositan en su lugar de or igen o muy cerca. La l i to logía de las areniscas da menos indicaciones de su medio de depósito porque el sedimento se introduce desde el exter ior y hereda caracter ís t icas extrañas debidas a su histor ia previa de transporte y rocas de or igen. Muchas cal izas pueden ser atr ibuidas a un medio,



con solo anal izar un pequeño fragmento o una sección delgada y comparar la con depósitos recientes. Se han hecho muchos intentos en ut i l izar la textura de un sedimento para determinar su ambiente de depósi to. Si tomamos por e jemplo solamente el tamaño de los granos y part ículas para deducir el régimen energét ico bajo el cual fueron depositados, podemos decir que entre mayor sea el tamaño de loa granos mayor fue la energía del medio de transporte, y que entre mejor sea su selección más prolongado fue el t ransporte. Sin embargo este concepto debe ser tomado con mucha precaución, porque por más fuerte que sea una corr iente, esta no podrá transportar tamaños mayores a los disponibles en el área fuente, y s i los mater ia les presentes al l í son bien seleccionados, la corr iente transportará part ículas bien seleccionadas así su recorr ido sea corto. La geoquímica t iene un aporte muy importante en la determinación no solo del medio de sedimentación, s ino también la roca madre, e l c l ima que la al teró y la h istor ia d iagenética. Muchos estudios de arc i l las han demostrado que ningún mineral de arci l la es específ ico de un ambiente incluso en términos como marino y no marino. Sin embargo la mayoría indican que la i l l i ta y la montmori l loni ta, son más caracter ís t icos de rocas marinas y la caol in i ta de depósitos continentales. Se creía que la g lauconi ta era de or igen exclusivamente marino y que era tan inestable que no soportaba transporte y removi l ización. Este cr i ter io no es infa l ib le ya que se ha encontrado glauconi ta detr í t ica en depósi tos f luvia les. Sin embargo la glauconi ta es un indicador út i l en la determinación de medios mar inos. 9.3 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Las estructuras sedimentar ias son indicadores muy importantes del medio de depósito. A di ferencia de la l i to logía y de los fós i les, s iempre se generan " in s i tu" y nunca puede traerse del exter ior . Las estructuras sedimentar ias son fác i les de estudiar en af loramientos donde la exposic ión sea buena, pero en las invest igaciones subterráneas, sólo las más pequeñas pueden encontrarse ocasionalmente en los núcleos. Se ha descr i to un enorme número de estructuras sedimentar ias en la l i teratura geológica. Algunos autores han compi lado at las de estructuras sedimentar ias. En los úl t imos años, la interpretación de estructuras sedimentar ias ha avanzado mucho en el campo exper imental y en los medios sedimentar ias actuales. Las estructuras sedimentar ias pueden darnos pruebas de s i un ambiente es acuoso o subaéreo. Dan también indicaciones sobre la profundidad y el nivel energét ico del medio y de la velocidad, hidrául ica y dirección de las corr ientes que lo atravesaron. La mayor parte de las estructuras sedimentar ias pueden clasi f icarse arbi t rar iamente dentro de las categorías de, pre, s in, y post-depósito.



9.3.1 Estructuras sedimentarias pre-depósito Las estructuras pre-depósito, son aquel las que ocurren en el basamento de una capa antes de que se deposite. Son por tanto estructuras de erosión que no se deben confundir con fenómenos post-depósito de formación en la base de la capa como los moldes de carga( loadcasts) . Las estructuras pre-depósito incluyen los canales, marcas de escurr idura (scour marks) , turbogl i fos ( f lutes) , surcos (grooves), y marcas de objetos ( tool markings) y una buena cantidad de otro fenómenos erosivos. A pesar de un considerable trabajo exper imental , no se conocen bien las condic iones hidrául icas bajo las que se forman. Aun pesar de esto, dan val iosas indicaciones de la dirección de f lu jo de las corr ientes que las or iginaron.

Fig 8. Turboglifos

9.3.2 Estructuras sedimentarias sin-depósito Las estructuras formadas durante el depósito inc luyen la estrat i f icación planar, estrat i f icación cruzada, laminación y micro laminación cruzada (ondulaciones). Cuando una capa de arena se ve somet ida a una corr iente de velocidad ascendente, se desarrol lan diversas conf iguraciones en una secuencia regular . Cada configuración or ig ina una estructura sedimentar ias di ferente. El momento en que una conf iguración pasa a otra es una función de muchas var iables, como velocidad, temperatura y v iscosidad del f lu ido y la velocidad de caída (que más o menos corresponde al tamaño de grano) de las part ículas de sedimento. Estas var iables han s ido agrupadas en el concepto de régimen de f lu jo, que expresa la suma total de estos parámetros. El valor pr inc ipal del concepto de régimen de f lu jo que indica como capas del mismo tamaño de grano no t ienen por qué haber s ido depositadas por corr ientes de igual velocidad. Así, una arena con micro laminación cruzada fue depositada por una corr iente de velocidad menor que la que depositó una arena con estrat i f icación planar de tamaño de grano equivalente. Por la misma razón dos



capa de tamaño de grano di ferente pueden no haber s ido depositadas por corr ientes de velocidad di ferente. Una arena f ina con estrat i f icación parale la y una arena media con estrat i f icación cruzada pueden haber sido depositadas por corr ientes de igual velocidad. A pesar de la val iosa comprensión que el concepto de régimen de f lu jo ha dado a las estructuras sedimentar ias s in-depósito, sólo ayudan indirectamente al anál is is de medios. La razón es que las condic iones generadas por e l f lu jo confinado de agua en una masa dinámica de sedimentos ocurren en muchas s i tuaciones di ferentes, como r íos, estuar ios, dis tr ibuidores del tá icos, canales mareales y otros. La estrat i f icación cruzada es una estructuras sedimentar ias común, var iable morfológicamente y b ien estudiada. Podemos aprender mucho sobre el proceso que formó la estrat i f icación cruzada, pero, como muy pocos procesos están restr ingidos a un solo ambiente, este conocimiento t iene un valor l imitado. La mega estrat i f icación obl icua eól ica puede ser la excepción a esta regla.

Fig. 9. Estratificación cruzada. La micro laminación cruzada, s in embargo, es más út i l como indicador de medios. Existen cr i ter ios morfológicos para dist inguir ondul i tas (r ipples) debidas a di ferentes procesos que a veces son especí f icos de un medio.

Fig.10. Ondulitas o rizaduras.



9.3.3 Estructuras sedimentarias post-depósito Las estructuras que se desarrol lan en los medios después de su depósi to son tan diversas y complejas como la formadas durante el . Así mismo han or ig inado una respetable bib l iograf ía en los l ibros de geología y en las revistas. Otra vez el t rabajo exper imental y e l examen de depósitos actuales han incrementado nuestro conocimiento de la deformación de los sedimentos blandos. Básicamente podemos dist inguir dos grupos genét icos pr incipales de estas estructuras. Uno consiste esencialmente en la reor ientación vert ical de la estrat i f icación, mientras que el segundo muestra una redistr ibución la teral de la estructura. El pr imer t ipo inc luye los moldes de carga ( loadcasts) y pseudo nódulos, en los que capas de arena se hunden en el lodo subyacente así como las laminaciones retorc idas (convolute laminat ion) y las estructuras de f lu idi f icación (quicksand structure) que consiste en contors iones dentro de capas al ternantes de arena f ina arc i l losa y arena l impia. Los estudios exper imentales han mostrado que hay una ser ie de mecanismos inic ia les generadores de estas estructuras en sedimentos no consol idados. Entre el los, terremotos, turbulencias en la corr iente impresión hidrostát ica de los f lu idos connatos. Estos procesos pueden operar en toda una ser ie de si tuaciones geológicas, por lo que son de poco s igni f icado en cuanto al anál is is del medio. El segundo grupo de estructuras sedimentar ias post-depósito son las debidas a movimientos laterales del sedimento, opuestas a la reorganización predominantemente vert ical representada por e l t ipo anter ior . Entre el las se encuentran avalanchas y desl izamientos consistentes en pl iegues recumbentes y fa l las pre-contemporáneas de la sedimentación que indican un transporte lateral del sedimento a gran escala. Estos fenómenos ocurren cuando la sedimentación rápida o la erosión crea taludes incl inados que, de vez en cuando, l legan a ser tan inestables que colapsan y arrastran depósito superf ic ia les ta lud abajo. Estas caídas pueden ocurr i r espontáneamente o bien ser provocadas por terremotos, tormentas y estampida de rebaños de dinosaur ios. Las estructuras sedimentar ias de deformación debidas a desplazamiento lateral pueden darse en muchas si tuaciones geológicas, desde or i l las de r íos a ta ludes abisales. Sin embargo, los desl izamientos a gran escala parecen ser t íp icos de ta ludes del tá icos y cañones y abanicos submarinos.

Fig. 11. Estratificación convoluta.



9.4 COMO SE FORMAN ALGUNAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Veíamos en la sección anter ior la re lac ión espacio- t iempo en la formación de las estructuras sedimentar ias. Las estructuras sedimentar ias pueden tener el s iguiente or igen: • Estructuras químicas • Estructuras biogénicas • Estructuras deformacionales • Estructuras de f lu jo de corr iente

9.4.1 Estructuras Químicas Estas estructuras pueden ref lejar el ambiente de formación. Son formadas por procesos químicos ta les como, oxidación-reducción, precip i tac ión, evaporación, etc. Algunos ejemplos son: • Est i lo l i tos • Concreciones • Ool i tos • Moldes de cr is ta les 9.4.1.1 Estilolitos Son superf ic ies i r regulares de color oscuro, l íneas que marcan superf ic ies expuestas en rocas carbonatadas, pues raramente se encuentran en otro t ipo de roca sedimentar ia. Su or igen se atr ibuye a solución después que la roca se ha formado, las superf ic ies oscuras son de mater iales insolubles.

Fig.12. Estilolito



9.4.1.2 Concreciones Son masas redondeadas o i r regulares que se forman por precip i tac ión del cemento alrededor de un núcleo que puede ser un fósi l , part ículas o granos de composic ión di ferente.

Fig. 13. Concreción 9.4.1.3 Oolitos Son pequeños granos esfér icos de capas concéntr icas. Se forman en aguas mar inas cál idas agi tadas suavemente por e l o leaje que hace que el carbonato se precip i te uni formemente alrededor de un grano de arena o de un fragmento de concha.

Fig. 14. Oolitos



9.4.1.4 Moldes de Cristales Estas estructuras se forman cuando se disuelven cr ista les, por e jemplo de sal , y seguidamente el espacio vacío es re l lenado de lodo o arena.

Fig.15. Moldes de Cristales por proceso de disolución.

9.4.2 Estructuras Biogénicas Se forman por la act iv idad de organismos en el sedimento. Algunos ejemplos son los s iguientes: • Trazas Fósi les • Estromatol i tos • Estructuras de Escape • Arreci fes 9.4.2.1 Trazas Fósiles Son huel las, p is tas, madr igueras, tubos, etc. , dejados por la act iv idad de organismos.

Fig.16. La figura de la izquierda ilustra intricadas madrigueras. Las madrigueras pueden ser tubos o depresiones irregulares a cilíndricas causadas por organismos excavadores. La foto de la derecha muestra un tipo de bioperturbación causado por un organismo que ha dejado expuesta su madriguera en la interfase agua-sedimento.



9.4.2.2 Estromatolitos Son acumulaciones f inamente laminadas (mayores de 10 cm. De diámetro), causadas cuando las algas durante su crecimiento atrapan carbonato dentro de sus delgadas láminas.

Fig.17.Estromatolito. 9.4.2.3 Estructuras de Escape Son estructuras de huecos, columnas o tubos que cortan la estrat i f icación, y son rel lenas de sedimento después que ha escapado el agua o algún organismo que ha s ido atrapado por una nueva capa de sedimento.

Fig. 18. Estructuras de escape.

9.4.2.4 Arrecifes T ienen forma de domo o elongadas pudiendo ser masivas o bandeadas, formadas por organismos que biogénicamente precipi tan mater ia l de carbonato.

Fig.19. Arrecife



9.4.3 Estructuras Deformacionales Estas estructuras se forman cuando el sedimento blando al tamente saturado en agua, sufre una deformación antes de l i t i f icarse. Algunos ejemolos son los s iguientes: • Estrat i f icación Convoluta • Estructuras en l lama • Calcos de carga 9.4.3.1 Estratif icación Convoluta Se denomina así este t ipo de estructuras (convolute bedding), en donde las capas aparecen fuertemente contorsionadas, p legadas y d is turbadas.

Fig.20. Estratificación convoluta. 9.4.3.2 Estructuras en Llama Se denominan así por su apar iencia de una l lama al v iento. Son laminaciones de arci l la o l imo deformadas y curvadas, de ta l manera que las terminaciones punt iagudas que se proyectan dentro de la capa suprayacente adquieren esta forma part icular.

Fig. 21. En la figura se observa perfectamente el porque se le denomina a esta estructura “en llama”.



9.4.3.3 Moldes o Calcos de Carga Son bulbos o protuberancias que se forman durante la compactación. Estas depresiones comienzan a l lenarse con sedimento y s i la superf ic ie es lodosa, las marcas de carga se conservan.

Fig.22. Se observa las estructuras de carga y en forma de llama, relacionadas como consecuencia una de la otra.

9.4.4 Estructuras de Flujo de Corriente Existen muchas formas superf ic iales causadas por e l f lu jo de una corr iente. Generalmente estas formas ref le jan formas internas en las capas. Algunos ejemplos de estas estructuras son los s iguientes: • Laminación parale la • Ondul i tas o Rizaduras • Estrat i f icación Cruzada • Estrat i f icación Gradada 9.4.4.1 Laminación Paralela Se denomina así porque los contactos entre las laminas son aproximadamente parale los. Puede ser e l resul tado de depositac ión en suspensión, depositac ión en un medio de baja energía, o por un f lu jo laminar sobre una superf ic ie plana.

Fig.23. Laminación paralela.



9.4.4.2 Rizaduras Se forman cuando se incrementa la energía del f lu jo de una corr iente. Pueden ser causadas por el v iento o el agua. Puede ser as imétr icas s i e l f lu jo es unidireccional en este caso la cara de menor pendiente de la r izadura se encuentra en el sent ido opuesto a la dirección de f lu jo. Si e l f lu jo es en dos direcciones como el caso de una playa, las ondulas o r izaduras generadas t ienen sus lados simétr icos.

Fig.24. Rizaduras de corriente. 9.4.4.3 Estratif icación Cruzada Debido a que las r izaduras van migrando, la cont inua erosión del lado más suave(stoss s ide) y la depositac ión en el lado abrupto( leeward side) da como resul tado la estrat i f icación cruzada.

Fig.25. Estratificación cruzada causada por migración de rizaduras.



9.4.4.4 Estratif icación Gradada Cuando una corr iente pierde energía, es decir , pasa de un régimen de energía al to a uno bajo, las part ículas más grandes y pesadas son las pr imeras en depositarse, seguidas por part ículas cada vez más pequeñas y l iv ianas, dando lugar a una estrat i f icación gradada.

Fig.26. Estratificación gradada. 9.5 DISTRIBUCIÓN DE PALEOCORRIENTES De los c inco parámetros que def inen una fac ies sedimentar ia, este es el único que no es un cr i ter io de observación, ya que determinar las paleocorr ientes de una facies sedimentar ia impl ica no solo la descr ipción s ino la interpretación de datos. Sin embargo como compensación está el hecho de que, como las paleocorr ientes se deducen de estructuras sedimentar ias, ref le jan con clar idad el medio de depósito y no pueden heredar caracter ís t icas de fuera del lugar exacto del depósi to.

Fig.27. El bloquediagrama muestra la dirección de flujo que forma una rizadura asimétrica de cresta recta(vista de tope), la estratificación cruzada planar(vista de lado)y la estratificación en artesas(vista frontal). El anál is is de paleocorr ientes requieren los s iguientes pasos: • Medida de la or ientación de las estructuras sedimentar ias re levantes (p.ej .

d irección de la inc l inación de la estrat i f icación cruzada, eje de canales, etc.)

FLUJO



• Deducción de las dirección de paleocorr ientes en cada punto de muestreo. • Preparación del mapa regional de paleocorr ientes. • Integración del mapa de paleocorr ientes con otros medios de anál is is que

fac ies para determinar medio y la paleogeografía. En algunos medios las paleocorr ientes pueden indicar paleopendientes (p.ej . en r íos) en otros, no (p. e j . depósi tos eól icos).

Fig.28. Ondulitas o rizaduras asimétricas. La cara con la pendiente más abrupta está a la derecha, indicando la dirección de flujo. La metodología y apl icaciones del anál is is de paleocorr ientes han s ido revisados por Potter y Pett i john (1963). Muchos autores han advert ido que se debe poner gran cuidado en la deducción de direcciones de paleocorr ientes debido tanto a la compleja re lación entre estructuras y corr ientes como a la naturaleza var iable y d iversas de las corr ientes en sí mismas. A pesar de todo se ha puesto de mani f iesto en medios sedimentar ias actuales una estrecha correlación entre el s is tema de corr ientes y la or ientación local y regional de las estructuras sedimentar ias. Asimismo, Sel ly (1968) ha suger ido que parece exist i r un número de distr ibuciones de paleocorr ientes que se han encontrado una y otra vez en rocas de di ferentes edades de todo el Mundo. Cada una de el las puede def in irse mediante el vector de paleocorr iente en estaciones indiv iduales de muestreo y por sus relaciones a escala regional .

Fig.29.En la foto de la izquierda se observan barras transversales con rizaduras al tope. En la foto de la derecha note la laminación cruzada planar causada por la progradación en el frente de las rizaduras (foresets). La dirección de flujo es hacia la izquierda.



Parece por tanto, que, aunque debe ser interpretado con mucho cuidado, el anál is is de paleocorr ientes es una técnica importante para reconocer medios ant iguos y su paleogeografía. Este tratamiento quedan muy restr ingido en estudio en pozos, aunque existen algunas apl icaciones con éxi to de datos medidos de buzamientos en anál is is de paleocorr ientes. 9.6 FOSILES Los fós i les son el ú l t imo, aunque no el menos importante, de los c inco parámetros que def inen una facies. Ha sido s iempre uno de los métodos más importantes para ident i f icar e l medio de depósito de un sedimento. La forma en que vivían los fós i les, se comportaban unos con respecto a los otros, e inf luenciaban y eran inf luenciados por el medio, const i tuyen el objeto de la paleoecología. Se deben hacer dos suposiciones para ut i l izar los fós i les para identi f icar e l medio de depósi to del sedimento en que se encuentran: • Que el fós i l v ivía en el lugar donde fue enterrado. • Que se puede deducir e l hábi tat del fósi l a part i r de su morfología o del

estudio de sus descendientes actuales (s i existen).

Fig.30. Fósiles en excelente estado de preservación. Estos son dos problemas importantes que debemos tener en cuenta al ut i l izar los fós i les como indicadores de medios. No siempre es fác i l estar seguro de que una cr iatura determinada y viv ió dentro del sedimento en que se encuentra o sobre el . Muchos fósi les se encuentran conservados en un medio determinado no porque v iv iesen en el , s ino porque l legaron hasta al l í por accidente y el medio



era tan host i l que los mató. Pensemos en todos los animales que mueren ahogados en un r ío y son arrastrados hasta el mar. El segundo problema, e l de deducir el hábitat del fósi l , es otro muy constante y ha sido discut ido " in extenso" en la l i teratura cientí f ica. Consideremos un caso s imple: se ha indicado que los osos viven actualmente desde los polos al Ecuador; s i actualmente sólo viv iesen osos polares, los huesos de osos podrían emplearse como indicadores de c l imas glacia les. Aunque los párrafos anter iores parecen dar una imagen demasiado oscura sobre el empleo de los fósi les como indicadores de medios, debemos decir que son una de las técnicas más val iosas de las que disponemos. De entre todos los fósi les que se pueden ut i l izar en el anál is is de medios, dos de los más importantes son los microfósi les y las huel las. Los microfósi les t ienen la gran ventaja sobre los macrofósi les de que se pueden recuperar de los r ip ios de los Pozos y que un pequeño volumen de roca puede contener un número suf ic iente de individuos para hacer estudios estadíst icos. La huel las const i tuyen una de las categorías de fós i les peor comprendidas. Tienen la gran ventaja de que, indudablemente, aparecen “ in s i tu” . Aunque frecuentemente se desconocen los animales que or ig inaron la huel las, numerosos estudios, tanto en sedimentos actuales como antiguos, han demostrado que diversas asociaciones de huel las son específ icas de un medio y que han cambiado poco a través de los t iempos geológicos. Si se ut i l izan con cuidado, estos y otros grupos fósi les pueden indicar muchos parámetros ambientales, ta les como profundidad, temperatura, sal in idad, turbulencia de las corr ientes y c l ima.



10 REFERENCIAS BP Amoco, 1997. Manual de Procedimientos. Chi l l ingar, G., and Terry, R., 1955. Compar ison Chart for Est imat ing percentage composi t ion. Journal of Sedimentary Petrology, v. 25, n.3, p. 229-234. Folk, R. L., 1951. Stages of textural matur i ty in sedimentary rocks: Journal of Sedimentary Petrology, v. 21, p. 127-130. _________, 1954. The dist inct ion between grain s ize and mineral composi t ion in sedimentary rock nomenclature, v. 62, n. 4, p. 344-359. Powers, M., 1953. A new roundness scale for sedimentary part ic les. Journal of Sedimentary Petrology, v. 23, n. 2, p. 117-119. Sel ley, R.C.,1978. Ancient Sedimentary Environments. Chapman and Hal l , London. 287pp. __________, 1982. An Introduct ion to Sedimentology (2 P

n dP Edi t ion) . Academic

Press Inc, London. 417pp. The Geological Society of Amer ica, 1991. Rock Color Chart . Wentworth, C. K., 1922. A scale of grade and c lass terms for c last ic sediments: Journal of Geology, v. 30, p. 377-392.

LINKS ASOCIACION VENEZOLANA DE SEDIMENTOLOGOS. http:/ /www.avs.org.ve BUREAU OF ECONOMIC GEOLOGY. Universidad de Texas en Aust in. http:/ /www.beg.utexas.edu/indassoc/rcrl /rckfabpublic/ips01.htm MUSEO VIRTUAL. Facul tad de Minas de la Universidad de Atacama, Chi le. http:/ /plata.uda.cl /minas/apuntes/geologia/ museovirtual/mvgeo000.htm OXFORD BROOKES UNIVERSITY. Página de Sedimentología. http:/ /www.brookes.ac.uk/geology/8313/8313welc.html SEDIMENTARY STRUCTURES. Curso de Estructuras sedimentar ias de la Universidad de Columbia Br i tánica. http:/ /www.science.ubc.ca/~geol202/sed/sil i /sedstructures.html THE VIRTUAL GEOMORPHOLOGY. Educación y Libros Vir tuales. http:/ /main.amu.edu.pl/~sgp/gw/gw.htm

59514648 Apuntes de Sedimentologia

Documents

Transcript of 59514648 Apuntes de Sedimentologia