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APUNTES DE GEOLOGIA GENERAL

TEXTO DEL ING. EDISON NAVARRETE

PROFESOR DE GEOLOGÍA GENERAL

FICT - ESPOL

CAPITULO # 1

INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA GENERAL

CONCEPTO DE GEOLOGÍA

Etimología de la palabra Geología: Gea = Tierra Logos = Tratado, Estudio

“Geología es la ciencia que se encarga del estudio de la Tierra”.

“Geología es la ciencia que concierne a la Tierra y los materiales de los que está constituida, los procesos que los formaron durante el tiempo geológico y el modelado de su superficie en el pasado y en el presente”.

CONCEPTO DE GEOLOGÍA GENERAL

En relación con el objetivo del estudio de esta materia, establecido para la Carrera de Ingeniería en Petróleo de la Facultad de Ingeniería en Ciencias de la Tierra de la Escuela Superior Politécnica del Litoral, el concepto es el siguiente:

“Geología General es la parte de la Geología que estudia los materiales terrestres, los procesos que los formaron y distorsionaron y los tipos de estructuras importantes en la constitución y generación de los hidrocarburos, y las nociones de su entrampamiento y exploración”.

RAMAS EN LAS QUE SE DIVIDE LA GEOLOGÍA

Geología Física. Geología Histórica. Geología Estructural. Estratigrafía. Sedimentología. Tectónica. Geoquímica. Geofísica. Petrología Sedimentaria. Petrología Ígnea. Petrología Metamórfica. Petrografía. Mineralogía. Mineralogía Óptica. Hidrogeología. Geología Regional. Geología de Campo. Fotogeología. Geomorfología. Geología del Petróleo. Geología de Exploración..............................

“Geología Física es la parte de la Geología que estudia la constitución y propiedades de los materiales que componen la tierra, su distribución a través del globo, los procesos que los formaron y alteraron, la manera en que han sido transportados y distorsionados y la naturaleza y evolución del paisaje”.

BREVE HISTORIA DEL PENSAMIENTO GEOLÓGICO

En la época que floreció el pensamiento clásico, base de la civilización occidental, se tenían ideas, algunas de ellas muy claras, con respecto a las ciencias naturales y, por ende, a las ciencias de la tierra. Entre esas ideas se tienen las de:

Aristóteles (384 - 322 AC), el gran filósofo griego, sostenía que la materia puede ser dividida en cuatro elementos: aire, fuego, tierra y agua.

Strabon (63 AC -?), otro filósofo griego, reconoció que el mar había una vez cubierto la tierra.

Plinio el mayor (23 - 79 DC), gran naturalista romano, escribió voluminosamente en todos los aspectos de las ciencias naturales. Irónicamente murió de forma prematura, durante la erupción del Vesubio que sepultó a Pompeya y Herculano. Publicó 37 volúmenes de historia natural.

La Edad Media retardó la adquisición del conocimiento científico, aunque existieron excepciones en el caso de temas relacionados a las ciencias de la tierra, como con el poeta Boccaccio, el sabio árabe Avicena y algunos otros.

El siglo XV marca el inicio de una nueva corriente de pensamiento en el conocimiento de la cultura occidental, denominada Renacimiento, que significó un cambio drástico en las artes y ciencias y en la manera de enfrentar la vida, lo que se continuó en los siguientes siglos. Estos avances constituyen la base de la cultura occidental moderna y, en cuanto a las ciencias de la tierra, se pueden destacar:

Leonardo da Vinci (1.452 - 1.519), quien reconoció el verdadero origen de los fósiles como restos de organismos marinos que se habían acumulado en el fondo de mares antiguos, al norte de Italia.

George Bauer (1.494 - 1.555), un alemán que escribió en latín bajo el nombre de Georgius Agricola, publicó seis libros sobre aspectos geológicos. Los dos más conocidos, De Natura Fossilium (1.546) y De Re Metalica (póstumo, 1.556), dieron los fundamentos para los campos de la Mineralogía y la Geología Minera.

Nicolás Steno (1.638 - 1.687), un danés que estudió Medicina, fue uno de los más destacados geólogos de su tiempo, patentando el principio de superposición de capas.

Muchos de los sabios que llevaron a cabo estudios de la tierra en los siglos XVII y XVIII eran teólogos que esperaban encontrar pruebas del Diluvio Universal en los estratos de la corteza terrestre. Pero los más liberales fueron juzgados por la iglesia:

George Buffon (1.707 - 1.788), el primer gran naturalista que presentó un trabajo coherente sobre la teoría de la tierra, fue obligado a retractarse de sus puntos de vista ante la Facultad de Teología de la Sorbona.

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James Hutton (1.726 - 1.797), educado en Medicina en Edimburgo, París y Leiden, fue el primero en dar un conocimiento moderno de la Geología en su libro Teoría de la Tierra. Fundó la Escuela Plutonista, que se opuso en sus ideas a la Escuela Neptunista comandada por Abraham Gottlob Werner (1.749 - 1.817) en Freiberg (Alemania), que proponía que las rocas habían sido formadas en agua, aún el granito y el basalto. Hutton, como líder del otro grupo, probó que estas rocas se habían formado a partir de un estado incandescente. Pero, sobre todo, Hutton estableció el Principio de Uniformismo, que dice: “el presente es la clave del pasado”.

La lógica de la Geología de Hutton era tan lúcida que ganó muchos seguidores y colaboradores. Uno de los más entusiastas fue John Playfair (1748 - 1819), quien realizó el libro Ilustraciones de la Teoría Huttoniana de la Tierra, publicado en 1.802.

Georges Cuvier (1.769 - 1.832) hizo estudios en fósiles de vertebrados y, al ver la gran diferencia que se presentaba entre fósiles de estratos sucesivos, pensó que de tiempo en tiempo ocurrían grandes catástrofes que prácticamente acababan con toda la vida del planeta. A esta corriente de pensamiento geológico se la denominó Catastrofismo. Es considerado también como el padre de la Paleontología Moderna.

Charles Lyell (1.797 - 1.875) hizo más que ningún otro para desaparecer el Catastrofismo y, a través de sus viajes por toda Europa y Norteamérica, escribió dos libros, hoy clásicos de las ciencias de la tierra: Principios de Geología y Elementos de la Geología.

Charles Darwin (1.809 - 1.882), cuyo libro El Origen de las Especies es reconocido como una de las mayores contribuciones a la ciencia actual, junto con Lyell se encargaron, el uno en el mundo biológico y el otro en el mundo físico, de terminar con el fantasma del Catastrofismo.

El pensamiento geológico moderno y su práctica empezó con Hutton, lo promocionó Playfair y lo finalizó Lyell. Pero no hay que dejar del todo a un lado el pensamiento catastrofista.

William Smith (1.769 - 1.839), ingeniero de caminos inglés, le dio aplicación práctica a la Geología por medio de la Estratigrafía Aplicada. En el año de 1.815 publica un Mapa geológico de Inglaterra, Gales y parte de Escocia que se convierte en el primer mapa geológico. También es el primero que realiza una columna litológica y un corte geológico.

Alfred Wegener (1.880 - 1.930), meteorólogo alemán, para el año de 1.915 publica su libro El Origen de los Continentes y Océanos, donde da a conocer mediante evidencias lo que corresponde a las ideas actuales de Deriva Continental y Despliegue del Fondo Oceánico.

ESCALA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

TABLA RESUMIDA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

CAPITULO # 2

LA TIERRA DINÁMICA

INTRODUCCIÓN

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EL UNIVERSO

Etimológicamente, la palabra Universo proviene de la palabra latina Universus, que significa conjunto de las cosas existentes. Los astrónomos consideran dos unidades de medida:

• La Unidad astronómica, que corresponde a la distancia entre el sol y la tierra o, dicho de otra manera, 155’000.000 Km.,

• El Año Luz, que corresponde a la distancia que recorre la luz en un año a una velocidad de 300.000 Km/seg, es decir aproximadamente 9,46 x 1012 Km.

El año luz es una unidad necesaria para medir distancias en el Universo debido a que nuestras unidades convencionales resultan muy pequeñas. La estrella más cercana al Sistema Solar, Alfa Centauro, se encuentra a 4,3 años-luz, es decir que, cuando se mira esta estrella, se están en realidad observando ondas de luz que se generaron hace 4,3 años.

Los griegos creían que el Universo era una esfera hueca en cuya superficie interna estaban fijas las estrellas; esta esfera rotaba alrededor de un eje inclinado que tenía como centro estacionario la Tierra. Esta idea, denominada Geocentrismo, se mantuvo hasta que Copérnico (1.473 - 1.543) propuso la idea revolucionaria de que la Tierra rotaba alrededor del sol, conocida ésta como Heliocentrismo.

Con el desarrollo del telescopio fue posible darse cuenta que objetos que a simple vista parecían estrellas, en realidad estaban constituidos por billones de estrellas. Tales grupos de estrellas se denominan Galaxias y tienen muy diversas formas (espirales, elípticas, irregulares). El Sistema Solar se encuentra ubicado en uno de los brazos externos de una galaxia espiral conocida como Vía Láctea (Milky Way).

Hasta 1.923 se creía que la Vía Láctea constituía todo el Universo, pero ese año el astrónomo E. P. Hubble (1.889 - 1.953) descubrió que existían otras galaxias. La Vía Láctea tiene alrededor de 100.000 millones de estrellas, cada una con una separación promedio de 5 años-luz; tiene, además, un diámetro de cerca de 100.000 años-luz, y nuestro sol se encuentra a aproximadamente 30.000 años-luz del centro de la galaxia.

Si se observa a través del telescopio del Monte Palomar, es posible distinguir alrededor de 1.000 millones de galaxias, las cuales se encuentran a distancias entre 180.000 y 2’000.000 años-luz de la Tierra y tienen tamaños entre 2.000 y 120.000 años-luz. Las galaxias más cercanas a la nuestra son las Nubes de Magallanes, que se encuentran a 180.000 años-luz. La Galaxia Andrómeda se encuentra a 2’000.000 años-luz de la Tierra.

TEORÍAS SOBRE EL ORIGEN DEL UNIVERSO

El examen espectral de galaxias distantes indica que éstas se están alejando de nuestra galaxia, razón por la que se produce un desplazamiento de las líneas espectrales hacia el rojo; este efecto corresponde a un efecto Doppler y se le conoce

como desplazamiento hacia el rojo, causado por el aparente ensanchamiento de la longitud de las ondas de luz a medida que la fuente de luz se aleja.

E. P. Hubble calculó que la distancia entre la Vía Láctea y otras galaxias es proporcional a la velocidad de alejamiento; es decir, las galaxias más distantes parecen estarse alejando a mayor velocidad que las más cercanas. Esto se interpreta como evidencia de que el Universo se encuentra en expansión, cuestión que es una de las cosas más intrigantes, aparte de su incomprensible tamaño.

El concepto de Expansión del Universo nos permite estimar una edad mínima del mismo, correspondiente, según ciertos investigadores, a 18.000 m.a. George Gamow y otros piensan que la expansión fue el resultado de una Gran Explosión (Big Bang). Esta teoría considera que la materia del Universo estuvo alguna vez contenida en una masa relativamente pequeña y de increíble densidad, en la cual los protones y electrones se encontraban combinados con los neutrones. La expansión de esta masa debe haber producido temperaturas superiores a 1.000 millones de grados centígrados, a la vez que se creó el espacio, el tiempo y la materia. A medida que la bola de fuego se expandió, los neutrones formaron protones y electrones; la mayor parte del He (1/4 de la masa del Universo) se formó posiblemente en esta época.

Hay otros investigadores que proponen un Universo pulsante con expansiones y contracciones. Otros proponen un Universo estático.

EVOLUCIÓN DE LAS ESTRELLAS

Los astrónomos han estudiado mucho las estrellas y han llegado a determinar que su color varía de blanco azulado a rojo y que ese color es función de su temperatura.

El Diagrama H-R (Herzprung-Russell) representa la gráfica de la luminosidad vs. la temperatura superficial de las estrellas. La mayoría de las estrellas caen dentro del campo del diagrama denominado secuencia principal. Este diagrama puede usarse para ilustrar la Evolución Estelar.

Se cree que las estrellas comienzan como masas de gas y polvo (nebulosas) que giran y se contraen lentamente debido a la fuerza de gravedad creada por la rotación. A medida que el gas y el polvo se contraen, el He se comienza a formar como resultado de la fusión del H cuando el interior de una estrella alcanza una temperatura de 10 millones de grados centígrados y una densidad de 100 g/cm3. La conversión de H en He provee la energía que poseen las estrellas de la secuencia principal, donde se encuentra nuestro sol.

Cuando mucho del H se ha convertido en He, el núcleo de la estrella se contrae, transformando energía gravitacional en calor, lo que causa que el núcleo se ponga más caliente. Esto hace que las capas más externas de la estrella se expandan con un decrecimiento de la temperatura superficial y hace que la estrella cambie su color a rojo; a una estrella en esta etapa se la conoce como gigante roja. Cuando la temperatura del núcleo alcanza 100 millones de grados centígrados el He se fusiona y

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se convierte en C, O, Mg y Si; con una posterior contracción y calentamiento se formarán Ni y Fe. Todos los elementos generados en esta etapa son componentes importantes de la corteza, manto y núcleo terrestres.

A partir de la etapa de gigante roja, la estrella puede seguir varios caminos. Si tiene una masa aproximada a nuestro sol, puede explotar y convertirse en una Nova, y cuando las reacciones cesen y se enfríe y contraiga se convierte en una enana blanca, que se cree consiste en una masa de electrones y gases ionizados y unidos íntimamente. Si la masa es mucho mayor que la de nuestro sol, puede explotar violentamente, convirtiéndose en una Supernova. Se ha sugerido que, con la materia expulsada en esta etapa, se pueden formar otras estrellas, y que los elementos más pesados que el Fe se producen durante o inmediatamente antes de la explosión. El resto de una supernova puede colapsar en una masa de neutrones extremamente densa de unas cuantas decenas de miles de Km. de diámetro, conocida como estrella neutrón. Existen identificaciones de cuerpos que dan pulsos de energía cortos y son conocidos como pulsares; se cree son estrellas neutrones con una rápida rotación.

En 1.963, Maarten Schmidt descubrió una nueva clase de objetos parecidos a estrellas que emitían grandes cantidades de energía en forma de ondas de radio, a los que se llamó fuentes de ondas de radio casi estelares o “quásares”. Los quásares están más distantes que cualquier galaxia conocida, a distancias grandes que se encuentran entre 7.000 y 8.000 millones de años luz, correspondientes a los núcleos extremadamente luminosos de galaxias no observables debido a la distancia a la que se encuentran. Existen también galaxias estudiadas por Carl Seyfert, caracterizadas por poseer núcleos altamente luminosos, denominadas Galaxias Seyfert. Se ha sugerido que estas galaxias serían una etapa intermedia entre las galaxias normales y las Quásares. También se ha sugerido que la enorme cantidad de energía soltada por los quásares y las galaxias Seyfert es debida a la ocurrencia de numerosas novas y supernovas en el núcleo de las mismas.

Evidentemente, la mayoría de los elementos pesados se crearon en una etapa temprana de formación de las galaxias; quizás durante esta etapa nuestra galaxia haya aparecido como un quásar para un observador lejano. Entonces, la Vía Láctea y quizás muchas otras galaxias se hayan originado como quásares.

EL SISTEMA SOLAR

El sistema solar ocupa sólo una minúscula fracción de la Vía Láctea y se encuentra presidido por una estrella luminosa, perteneciente a la secuencia principal, denominada SOL, alrededor de la cual se encuentran otros numerosos cuerpos: planetas, satélites, asteroides, cometas y meteoritos.

Debido a una simplicidad matemática, los astrónomos han tomado el centro del sol como centro del sistema solar; pero en verdad, el centro de masa del sistema solar o baricentro no corresponde al centro del sol, tal como lo demostró Isaac Newton. Por lo tanto, también el sol describe una órbita elíptica alrededor de este baricentro, que en su extremo más lejano no supera un diámetro del sol y en el más cercano se encuentra

incluido dentro de él. Haciendo esta consideración, el sol posee el 50 % del momento angular del sistema solar y los planetas el otro 50 %.

EL SOL

Se puede considerar al sol como una esfera con un diámetro ecuatorial de 1’392.000 Km. Su eje de rotación está inclinado 7º con el plano de la eclíptica; las zonas ecuatoriales rotan más rápido (27 días) que las zonas polares (34 días). Su distancia a la tierra es de 150’000.000 Km. y su masa es 332.000 veces la masa de la tierra. Cerca del 98 % del sol consiste en H y He (78 % H y 20 % He) y el 2 % restante incluye O, C, N, Ne y Si. No existe una verdadera zonación debido a su carácter gaseoso, pero se puede distinguir la Fotósfera, su parte visible, a continuación la Cromósfera y finalmente la Corona. En general, se considera que la temperatura del Núcleo supera los 15’000.000ºC.

Se le calcula una edad aproximada de 4.700 m.a. y su masa se ha consumido a medida que se ha convertido en energía (H en He). Se considera que este consumo comprende 109 veces la masa de la tierra, 1,5 veces la masa de todos los planetas del sistema solar y solo el 0,03 % de la masa original del sol. Se calcula que para consumir toda su masa se necesitarían 10.000 m.a. más.

Parte de la energía generada corresponde a corrientes de partículas subatómicas, protones y electrones que se denominan viento solar. La intensidad de esta energía electromagnética irradiada disminuye con el cuadrado de la distancia.

LOS PLANETAS

Etimológicamente la palabra Planeta proviene del griego y significa "errante". Orbitando dentro del campo gravitacional del sol existen 9 planetas, 7 de los cuales están orbitados a su vez por una o más lunas o satélites naturales.

Las órbitas de los planetas no son circulares, sino elípticas, lo que fue probado por Johann Kepler (1.571 - 1.630). Vistos desde arriba de sus órbitas, todos los planetas las describen en sentido contra-reloj. Debido a estas órbitas elípticas, los planetas experimentan variaciones periódicas en sus distancias al sol y entre sí mismos.

Dos factores importantes relacionados con el sol y los planetas son:

La fuerza de gravedad, La intensidad de radiación.

La primera afecta las mareas, la proporción de giro y podría controlar de cierta manera la actividad volcánica y los sismos, mientras que la segunda afecta los contrastes de temperatura entre estaciones y el clima total.

Los cuatro planetas internos, Mercurio, Venus, Tierra y Marte, están compuestos por materiales rocosos similares a los de la Tierra, debido a lo cual se denominan Planetas terrestres. Entre los cinco planetas externos restantes, los cuatro primeros son

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gaseosos y se denominan Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno y en conjunto se los llama Planetas jovianos, debido a que están presididos por el mayor planeta, Júpiter; el último planeta, denominado Plutón, tiene una naturaleza rocosa y es más parecido a los planetas internos.

Convirtiendo el tamaño del sistema solar a una escala comprensible podríamos tomar al sol como del tamaño de una naranja; entonces, la Tierra sería un grano de arena circulando en una órbita a 10 m de distancia; Júpiter, once veces más grande que la tierra, sería del tamaño de una semilla de grosella, orbitando a una distancia de 67 m (una cuadra); Saturno, otra semilla de grosella a dos cuadras del sol; Plutón, otro grano de arena a una distancia de 10 cuadras; y las estrellas más cercanas, otras naranjas a más de 1.600 Km. de distancia.

• MERCURIO es el más pequeño de los planetas del sistema solar, con aproximadamente 4.844 Km. de diámetro, y el más cercano al sol, cerca de 58’000.000 Km., es decir 0,4 UA. No posee atmósfera y su densidad es 5,4 g/cm3. La órbita alrededor del sol la realiza en aproximadamente 88 días terrestres. La vida tal como se la conoce en la tierra es imposible en Mercurio, debido a la falta de atmósfera. La superficie está compuesta por cráteres.

• VENUS es el segundo planeta, su tamaño es parecido al de la tierra (12.109 Km. de diámetro), con una distancia al sol de 108’000.000 Km., es decir 0,7 UA. Posee una atmósfera muy densa compuesta por 90 a 95 % de CO2 que le otorga una presión atmosférica aplastante, con nubes que contienen ácido sulfúrico y una temperatura superficial de 500 ºC, que le dan condiciones hostiles para la vida tal como la conocemos. La densidad es 5,1 g/cm3 y la órbita alrededor del sol la realiza en 225 días, siendo el año tan largo como el día, es decir que realiza un giro sobre su eje en el mismo tiempo que realiza su órbita alrededor del sol. La superficie de Venus está oculta debido a su densa atmósfera; sin embargo, mediante radar se han detectado montañas de 3.000 m de altura.

• MARTE es el cuarto planeta, con menor tamaño que la Tierra y con un diámetro de 6.782 Km.; su distancia al sol es 228’000.000 Km. (alrededor de 1,5 UA). Posee una atmósfera muy tenue que contiene 14 veces más CO2 que la de la Tierra y la mayor parte del resto nitrógeno; esta atmósfera podría ser no dañina para la vida vegetal, pero parece que la presión baja de la superficie constituye otro problema.

Las temperaturas varían entre 21ºC al mediodía y -70ºC en la noche. En general, su superficie es completamente seca; la poca agua que existe se encuentra concentrada en los casquetes polares. La superficie marciana se ve sometida frecuentemente a tormentas de polvo. La densidad es 2,97 g/cm3 y la órbita alrededor del sol la realiza en aproximadamente 687 días terrestres (alrededor de 1,9 años). APUNTES DE

Entre Marte y Júpiter existe un cinturón de asteroides con diámetros entre 1,5 y 750 Km., los más grandes, de los cuales se han catalogado alrededor de 1.500. Estos asteroides ocupan una órbita, y se supone corresponden a un planeta que explotó o a

materia que nunca llegó a formar un planeta. Algunos de estos asteroides poseen nombres propios.

• JÚPITER es el quinto planeta y el de mayor tamaño, con un diámetro de 142.492 Km., cuya masa representa casi 2/3 de la masa de todos los planetas reunidos y es 300 veces mayor a la de la Tierra. Su distancia al sol es 778’000.000 Km. (alrededor de 5,2 UA). Posee doce satélites. La densidad es 1,22 g/cm3, constituyendo una gran masa gaseosa que gira sobre su propio eje a una velocidad tan grande que completa una vuelta en aproximadamente 2 horas. La órbita alrededor del sol la completa en casi 4.332 días terrestres (alrededor de 12 años). Tiene una atmósfera de gran espesor, constituida por metano y amoníaco y cantidades considerables de H y He. La densidad aumenta hacia el interior del planeta y es probable que su núcleo sea de H sólido. Las nubes de varios colores forman bandas que envuelven al planeta y quizás su rasgo más extraordinario sea una gran mancha roja de 48.000 Km. de diámetro. Esta mancha roja puede constituir una tormenta que se mueve y se seguirá moviendo por mucho tiempo, ya que no parece existir una superficie sólida que la aplaque.

• SATURNO es el sexto planeta y el más pintoresco de todos, con una serie de anillos constituidos por finas partículas de hielo, los cuales son visibles con telescopio y no tienen más de unos cuantos centímetros de espesor. Es el segundo planeta en tamaño, con un diámetro de aproximadamente 120.057 Km. (9,5 veces el de la tierra) y una distancia al sol de 1.433’000.000 Km. (alrededor de 9,6 UA). Posee 9 satélites y una atmósfera muy parecida a la joviana. La densidad es 0,68 g/cm3, es decir menor que la del agua, lo que lo hace el menos denso del sistema solar. La órbita de este planeta alrededor del sol dura 10.826 días terrestres (alrededor de 29,5 años).

• URANO es el séptimo planeta y el cuarto en tamaño, con un diámetro de 48.924 Km. Su distancia al sol es 2.881’000.000 Km. (alrededor de 19,3 UA). Posee también un sistema de anillos y 5 satélites. Es intensamente frío y está rodeado por una atmósfera de gases venenosos. Su densidad es 1,68 g/cm3y su órbita alrededor del sol la realiza en 30.676 días terrestres (alrededor de 84 años).

• NEPTUNO es el octavo planeta y el tercero en tamaño, con un diámetro de 50.212 Km. Su distancia al sol es 4.502’000.000 Km. (alrededor de 30 UA). Posee también anillos y satélites. Su densidad es 1,51 g/cm3 y su órbita alrededor del sol se cumple en 59.911 días terrestres (alrededor de 164 años).

• PLUTÓN es el planeta más externo conocido del sistema solar; sus características principales se encuentran todavía en etapa de estudio: debido a su lejanía aún se desconocen muchos datos acerca de él. Su diámetro es 6.424 Km. y su distancia al sol es 5.958’000.000 Km. (alrededor de 40 UA). Este no es un planeta gaseoso y es más parecido a los planetas terrestres, no hay datos acerca de su atmósfera y es extremadamente frío. Posee 2 satélites naturales. Su densidad es 4 g/cm3 y su órbita alrededor del sol la cumple en 90.824 días terrestres, es decir alrededor de 249 años.

EL SISTEMA TIERRA-LUNA

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La Tierra y su satélite natural, la Luna, orbitan en dos formas:

• Alrededor de su centro de masa común (baricentro Tierra-Luna);

• Alrededor del baricentro del sistema solar, o lo que es lo mismo, alrededor del sol.

La Tierra y la Luna orbitan en un período de 29,5 días (29 días, 12 horas, 44 minutos, 2,8 segundos). Este baricentro es un punto que siempre yace dentro de la Tierra, pero cuya profundidad varía de acuerdo a los cambios de distancia entre Tierra y Luna.

El baricentro Tierra-Luna traza una órbita elíptica alrededor del baricentro del sistema solar en 365,2564 días.

LA LUNA

Se encuentra a una distancia de 382.171 Km. de la Tierra, posee un diámetro de 3.460 Km. y una masa que es 0,012 veces la de la Tierra. Su densidad es 3,36 g/cm3, la temperatura máxima de la superficie es 100ºC y el período de rotación sobre su propio eje es de 27,3 días terrestres, razón por la cual siempre permanece oculta una de sus caras.

Uno de los momentos más dramáticos en la historia de la ciencia ocurrió el 20 de Julio de 1.969, cuando el astronauta Neil A. Armstrong (1.930 - ) se convirtió en la primera persona que puso su pie sobre la Luna, después de un viaje de cerca de 3 días.

La Luna no posee atmósfera y su gravedad es 0,17 veces la de la Tierra. Debido a la falta de atmósfera no posee en su superficie agua, glaciares o viento, por lo que sufre poca erosión, causada solo por termoclastismo o por el desplazamiento de regolita por las pendientes.

La Luna tuvo probablemente una atmósfera en su historia primitiva, pero debido a su gravedad y a la alta volatilidad de los gases originales, esta atmósfera escapó al espacio. Sin esta protección y sin un campo magnético, su superficie está expuesta a las inclemencias del viento solar, rayos X de alta energía y rayos UV, rayos cósmicos de baja energía y micrometeoritos (partículas de polvo que golpean la superficie a la velocidad de 112.000 Km/h).

La superficie lunar está dominada por depresiones circulares. Se han formado grandes debates en torno a estas depresiones y acerca de su origen volcánico o por impacto. Evidentemente existen muchas depresiones que se deben a impactos de meteoritos y se ha propuesto nombrar a estas como astroblemas, para diferenciarlas de los verdaderos cráteres volcánicos.

Los cráteres y astroblemas lunares existen en todos los tamaños, con diámetros que van desde unas cuantas decenas de metros hasta varios cientos de kilómetros. En el caso de los astroblemas, la variación en la morfología parece ser función del tamaño y la época del cuerpo impactante y del espesor de la litósfera lunar.

Otras características morfológicas incluyen los domos, los trazos sinuosos y las fosas lineares. Los domos indican hinchamiento de la superficie que acompaña a la actividad volcánica. Los trazos pueden deberse a flujos de lava que formaron túneles y cuyos topes colapsaron. Las fosas pueden indicar algún movimiento cortical.

Todas las rocas recogidas por las misiones Apolo han sido de origen ígneo y se pueden clasificar en tres categorías:

• Basaltos,

• Noritas (variedad de gabro) KREEP (K=potasio, REE=tierras raras, P=fósforo),

• Anortositas.

Los denominados Maria (mares en las observaciones lunares de Galileo) están compuestos de basaltos y las áreas montañosas están compuestas por noritas kreep y anortositas. Parece que los basaltos y las noritas fueron producidos por fusión parcial en el interior lunar, mientras que las anortositas fueron producto de fraccionamiento cristalino, lo cual ocurre cuando el magma empieza a cristalizar y se forma una roca laminada de cristales densos que se hunden al fondo o de cristales livianos que flotan en el tope. Si es que ocurrió este proceso, es posible que en un principio la superficie total de la Luna estuviera cubierta de una capa de lava.

La regolita es producto del bombardeo de la superficie lunar por rayos cósmicos, viento solar, micrometeoritos y meteoritos. También existe brecha lunar compuesta de pedazos de roca ígnea y regolita cementados por el enorme calor y presión producidos por el impacto de meteoritos.

El probable interior lunar está compuesto por:

• Corteza (regolita + basalto + feldespato) 0 - 65 Km.,

• Litósfera (rígida) 65 - 1.000 Km.,

• Astenósfera (parcialmente fundida) 1.000 - 1.400 Km.,

• Núcleo (hierro sólido) 1.400 - 1.738 Km.

LOS GRANDES RASGOS DE LA TIERRA

DIMENSIONES TOTALES

La Tierra no es una esfera, sino un esferoide ovalado. Esta forma se debe a la rotación de la Tierra alrededor de su eje que causa un abombamiento pequeño en el Ecuador y un aplanamiento en los polos, por lo que el diámetro ecuatorial es 12.756 Km. y el diámetro polar es 12.714 Km.

La masa de la Tierra es 5,976 x 1027g y su volumen es 1,083 x 1027

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cm3, por lo tanto la densidad terrestre es 5,517 g/cm3. Debido a que las densidades de las rocas de la superficie son < 5,517 (en promedio 2,7 g/cm3 en los continentes y 3 g/cm3 en los fondos oceánicos), se debe pensar que la densidad del interior terrestre es > 5,517.

ZONAS DEL INTERIOR TERRESTRE

Basados en los datos geofísicos, se dice que la Tierra está dividida en:

• NÚCLEO

Interno 6.378 - 5162 Km.

Externo 5.162 - 2.903 Km.

• MANTO

Inferior 2.903 - 700 Km.

Superior 700 - 400 Km. bajo los continentes y 250 Km. bajo los océanos

• ASTENÓSFERA (zona superior del manto superior)

400 Km. - 150 a 110 Km. bajo los continentes

250 Km. - 100 Km. bajo los océanos

• LITÓSFERA

Continental 150 a 110 Km. hasta la superficie

Oceánica 100 Km. hasta la superficie

• CORTEZA (zona superior de la litósfera)

Continental 50 a 25 Km. hasta la superficie

Oceánica 10 a 5 Km. hasta la superficie.

LA MAGNETÓSFERA

Es la zona de influencia del campo magnético de la Tierra que se cree es generado en el núcleo, desde donde se originan el flujo de líneas magnéticas con el polo positivo hacia el Norte y el negativo hacia el Sur. El comportamiento magnético de este campo es complejo, notándose las siguientes características:

• Los polos magnéticos no se alinean con los polos geográficos, ya que el Norte magnético se encuentra desplazado 11,4º del Norte geográfico; a este efecto se le denomina declinación magnética

• El polo Norte magnético deriva lentamente de un lugar geográfico a otro.

• La intensidad varía: ha menguado un 6 % en los últimos 150 años.

• Más aún, se ha descubierto que periódicamente su polaridad sufre reversiones en el tiempo geológico.

LA IONÓSFERA

Es una zona dentro de la cual reaccionan las partículas cargadas de la radiación cósmica y del viento solar. Esta zona cambia de posición a medida que la Tierra rota. Al reaccionar la radiación cósmica y el viento solar con el campo magnético que lo deforma, algunas de las partículas son atrapadas dentro del campo magnético para formar cinturones de radiación de Van Allen. La situación eléctrica de la ionósfera podría afectar el clima en la atmósfera.

EL GRADIENTE GEOTÉRMICO

Es el incremento de temperatura hacia el interior terrestre. La proporción promedio de aumento se estima en 1ºC/30 m. Se cree que en parte este gradiente es debido a los minerales radioactivos que poseen las rocas y se sabe que aumenta notablemente en las zonas con actividad tectónica.

LA ATMÓSFERA

El término atmósfera deriva de dos voces griegas: atmos = vapor y sphaera = esfera.

Por lo tanto, el término se refiere a la envoltura gaseosa que rodea a la Tierra. La atmósfera está compuesta por 4/5 de nitrógeno y la mayoría del 1/5 restante es oxígeno en estado libre. Entre los elementos trazas, el CO2 es de gran importancia debido a su capacidad de regulador de temperatura que crea el “efecto de invernadero”.

La energía solar reacciona con la parte superior de la atmósfera para formar ozono (gas con tres átomos de oxígeno), que a su vez sirve de protección para los rayos UV.

También la atmósfera contiene cantidades variables de vapor de agua.

LA BIOSFERA

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Es aquella parte de la Tierra donde existe vida. Debido a que la mayoría de los organismos requieren agua y luz del sol para vivir, la biósfera se encuentra limitada a las regiones donde existen estos elementos. El rango máximo de la biósfera es de aproximadamente 20 Km., con organismos distribuidos desde las profundidades oceánicas hasta los picos montañosos más altos.

LOS GRANDES RASGOS GEOLÓGICOS DEL EXTERIOR TERRESTRE

La corteza se encuentra dividida en dos grupos principales de rasgos geológicos de primer orden: las masas continentales y las cuencas oceánicas y océanos.

LAS MASAS CONTINENTALES

También denominadas continentes. Constituyen cerca del 29,2 % de la superficie terrestre con un promedio de altura de 800 m.

Los continentes pueden analizarse mejor organizándolos en grandes regiones naturales, dentro de las cuales la morfología superficial y las clases de rocas forman asociaciones consistentes conocidas como provincias fisiográficas. Las principales provincias fisiográficas son:

• MONTAÑAS, son masas de tierra que presentan 400 m de altura o más que su entorno. Los grandes cinturones montañosos se denominan cordilleras. Existen además términos relacionados como: sierra, sistema montañoso, cadena montañosa, etc.

• PLANICIES, son rasgos llanos, por lo que se los denomina también como llanuras, que presentan poca variación de altura entre los puntos más bajos y más altos, es decir, poca variación de relieve. Generalmente están constituidas por sedimentos.

• MESETAS, son áreas altas con poca variación de relieve, constituidas por estratos horizontales o por capas de rocas volcánicas.

• ESCUDOS o CRATONES, son áreas bajas cuyas rocas se han formado por la unión de numerosas cadenas montañosas antiguas. La corteza continental es generalmente gruesa y rígida en estas áreas y están constituidas por las rocas más viejas y complejas de la superficie terrestre. Son zonas tectónicamente estables.

LAS CUENCAS OCEÁNICAS Y LOS OCEANOS

El agua cubre alrededor del 71 % de la superficie terrestre en forma de océanos, mares internos, lagos, lagunas, pantanos, ríos, etc. Las cuencas oceánicas, es decir, las zonas de la superficie terrestre cubiertas por las grandes masas de agua salada denominadas océanos, abarcan aproximadamente el 60 % de la superficie terrestre.

La Hidrósfera es el nombre colectivo del agua sobre y cerca de la superficie terrestre en un estado líquido o sólido.

Debido a los grandes avances que han existido en las últimas décadas en cuanto a Oceanografía, se ha podido dilucidar estructuras morfológicas muy complejas que existen en las cuencas oceánicas, las mismas que se han colocado sobre mapas sintéticos. Estas estructuras son

• DORSALES MIDOCEÁNICAS o CADENAS MONTAÑOSAS MIDOCEÁNICAS, son verdaderos sistemas montañosos volcánicos que existen en la mitad de las cuencas oceánicas y se extienden a través de alrededor de 60.000 Km. Ciertas cumbres montañosas logran sobresalir de la superficie de los océanos y constituyen conjuntos de islas o islas individuales.

• ZONAS DE FRACTURAS, son grandes sistemas lineares de fracturas que se presentan en las cuencas oceánicas y ciertas llegan hasta los continentes.

• ARCOS VOLCANICOS INSULARES, son cadenas de islas volcánicas que bordean ciertos continentes.

• FOSAS o TRINCHERAS OCEANICAS, son grandes fosas o trincheras regulares y profundas que bordean ciertos continentes y arcos insulares.

PLACAS LITOSFÉRICAS Y TECTÓNICA DE PLACAS

CONCEPTOS

Mucha de la evidencia recogida en los estudios magnéticos, oceanográficos y sismológicos globales emprendidos en las décadas de los '50, '60 y '70 y estudios en muchas otras disciplinas, ha sido unida recientemente para formular una nueva teoría geológica, conocida como Tectónica de Placas.

Las placas litosféricas son secciones separadas de la litósfera terrestre que accionan unas contra otras.

La palabra Tectónica proviene etimológicamente de la palabra griega Tekton que significa carpintero, constructor.

La Teoría de TECTONICA DE PLACAS, por lo tanto, explica y describe el origen y funcionamiento de las distintas construcciones y características morfológicas de la litósfera y superficie terrestres como resultado del movimiento de las placas litosféricas.

EVIDENCIAS

Las evidencias que apoyan esta teoría provienen de muchas disciplinas del conocimiento humano; muchas de ellas fueron dadas a conocer por Alfred Wegener en su libro El Origen de los Continentes y Océanos (1.915). Las principales se originan en la Paleontología, la Paleoclimatología, la Geología Estructural, la Petrografía, la Radiometría, la Sismología, la Oceanografía, la Magnetometría, la Cartografía, la Sedimentología, la Estratigrafía, entre otras.

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Las evidencias que más han contribuido en las últimas décadas al establecimiento de la Teoría de Tectónica de Placas son, como ya se lo dijo más arriba: la Oceanografía, la Magnetometría y la Sismología.

La Sismología o estudio de los terremotos, se ha expandido casi tan rápido como la Oceanografía. Los sismólogos han estado mapeando los sitios de terremotos desde la década de los '50, representándolos como puntos en mapas del mundo; como efecto se ha obtenido un patrón interesante, donde casi todos los sismos ocurren a lo largo de dorsales midoceánicas o bajo las fosas oceánicas. A medida que el patrón se hizo más claro en la década de los '60, se propuso la idea de placas litosféricas que podían moverse y cuyos límites estaban constituidos por las regiones de concentración de sismos, es decir, dorsales midoceánicas y fosas oceánicas. En estos límites las placas accionaban unas contra otras.

NATURALEZA Y TIPOS DE LÍMITES DE PLACAS

Las placas litosféricas en que se divide la litósfera a nivel mundial son alrededor de 20 y poseen distinta naturaleza, reconociéndose dos tipos:

• Placas oceánicas: son placas constituidas por litósfera oceánica solamente.

• Placas continentales-oceánicas: son placas constituidas por litósfera continental y oceánica. Generalmente la litósfera continental es más importante, por lo que en la mayoría de las ocasiones se las nombra sólo como placas continentales.

Los dos tipos de placas accionan de manera diferente entre ellas y se reconocen en la actualidad tres tipos de límites de placas:

• Divergente, cuando las dos placas se alejan o divergen.

• Convergente, cuando las dos placas se acercan o convergen.

• Transcurrente, cuando las dos placas se deslizan lateralmente o transcurren.

TIPOS DE ACCIÓN DE LAS PLACAS Y RESULTADOS

A continuación se van a exponer los principales tipos de acción de placas de diferente naturaleza y los rasgos y fenómenos geológicos que se dan como resultado de esta acción, con ejemplos de cada caso:

PRIMER CASO

• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA OCEÁNICA.

• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN (descenso y consumo de una placa con respecto a otra).

• Rasgos geológicos resultantes: ARCO VOLCÁNICO INSULAR y FOSA OCEÁNICA.

• Ejemplo: Archipiélago y Fosa del Japón.

SEGUNDO CASO

• Acción: DIVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA OCEÁNICA.

• Fenómeno resultante: OBDUCCIÓN (ascenso de material volcánico desde la Astenósfera, creando nueva litósfera oceánica).

• Rasgo geológico resultante: DORSAL MIDOCEANICA

• Ejemplo: Dorsal medioceánica del Atlántico.

TERCER CASO

• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA OCEÁNICA CON PLACA CONTINENTAL.

• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN.

• Rasgos geológicos resultantes: ARCO VOLCÁNICO CONTINENTAL Y FOSA OCEÁNICA

• Ejemplo: Cadena montañosa de Los Andes y la Fosa Sudamericana.

CUARTO CASO

• Acción: CONVERGENCIA DE PLACA CONTINENTAL CON PLACA CONTINENTAL.

• Fenómeno resultante: SUBDUCCIÓN.

• Rasgo geológico resultante: ARCO CONTINENTAL.

• Ejemplo: Los Himalayas.

QUINTO CASO

• Acción: DIVERGENCIA DE PLACA CONTINENTAL CON PLACA CONTINENTAL.

• Fenómeno resultante: OBDUCCION.

• Rasgo geológico resultante: RIFT (zona de fractura continental).

• Ejemplo: Rift Africano.

SEXTO CASO

• Acción: TRANSCURRENCIA DE PLACAS.

• Rasgo geológico resultante: ZONA DE FRACTURA.

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• Ejemplo: Falla de San Andrés.

SEPTIMO CASO (ESPECIAL)

• Acción: DERIVA DE UNA PLACA OCEÁNICA SOBRE UN PUNTO FIJO DE

SALIDA DE MAGMA DESDE LA ASTENÓSFERA.

• Fenómeno: PUNTO CALIENTE.

• Rasgo geológico resultante: Archipiélago volcánico cuyas islas aumentan en edad paulatinamente a medida que se alejan del “punto caliente”.

• Ejemplo: Archipiélago de Hawaii.

CAPITULO # 3

MATERIALES TERRESTRES

INTRODUCCIÓN

GENERALIDADES

La Corteza constituye la parte superior de la Litósfera y está dividida, en forma general, en dos secciones: corteza continental y corteza oceánica.

La corteza continental se encuentra compuesta en la potente parte superior por un tipo de material conocido como SIAL (silicatos de Aluminio), constituido esencialmente por un tipo de roca ígnea denominada granito (d = 2,7), y en la delgada parte inferior por un tipo de material conocido como SIMA (silicatos de Magnesio), constituido esencialmente por un tipo de roca ígnea denominada basalto (d = 3,0).

La corteza oceánica se encuentra constituida solamente por una delgada capa de SIMA.

Las rocas graníticas no afloran en todas partes de la superficie terrestre continental, porque están cubiertas por otros tipos de rocas y por suelos, mientras que las rocas basálticas de los fondos marinos están cubiertas por cerca de 1 Km. de lodos y limos inorgánicos y orgánicos.

La base de la corteza terrestre está marcada por una discontinuidad importante que se ha detectado por medios geofísicos y que tiene que ver con un cambio de la densidad de las rocas del resto de la litósfera con respecto a las de la corteza. Esta discontinuidad se denomina como Moho o Discontinuidad-M, en memoria al apellido del científico que la descubrió, Mohorovisic.

CONCEPTOS

Los filósofos antiguos creían en la existencia de 4 elementos fundamentales en toda la naturaleza: tierra, agua, aire y fuego. Con la aparición de la química se dio al traste con esta idea mítica de la materia.

ELEMENTO es una sustancia que no puede ser separada en formas más simples de la materia por medios químicos ordinarios.

Actualmente se conocen alrededor de 105 elementos, de los cuales cerca de 90 se presentan en la naturaleza. Los 12 primeros en orden de abundancia son: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, C, H, Cl y S, constituyendo en conjunto > 99 % de la corteza terrestre.

Sin embargo, solo los 8 primeros elementos (O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg) ocurren en cantidades > 2 % cada uno.

Los elementos se presentan generalmente unidos a otros y raramente solos en la corteza

ELEMENTO NATIVO es aquel elemento que ocurre solo y no en combinación con uno u otros elementos.

Ejemplos de elementos nativos son Au, Ag, Cu, y C (como grafito y diamante).

COMPUESTO es una sustancia constituida por dos o más elementos combinados químicamente en una proporción definida.

Se deduce del concepto anterior que los compuestos tienen una fórmula química definida. Existen numerosos compuestos naturales en la corteza terrestre, como la Halita (sal común), el Cuarzo, etc. El aire no es un compuesto, sino una mezcla de elementos y compuestos que no ocurren en las mismas proporciones siempre, es decir que el aire no se puede representar por una fórmula química.

CRISTAL es un poliedro geométrico que se presenta limitado por caras planas y pulidas.

El cristal es la forma sólida geométrica precisa de un mineral. No siempre se pueden observar los cristales bien desarrollados, salvo en el caso de condiciones ideales de cristalización. Cada especie mineral consiste de un arreglo geométrico distinto o red de sus constituyentes atómicos y este arreglo interno tridimensional controla la forma externa del cristal.

CELDA UNIDAD es la unidad tridimensional más pequeña, en la cual la composición química y la estructura cristalina de un mineral pueden observarse. Está constituida por un arreglo regular de iones que se mantienen juntos mediante fuerzas eléctricas.

Los iones (átomos con cargas eléctricas) de los elementos pueden considerarse como pequeñas esferas con diferentes radios y cargas diferentes. La carga eléctrica de los iones se conoce como valencia y el tamaño se lo expresa mediante el radio iónico.

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Existen tres celdas unidades básicas:

• Cúbica o arreglo cúbico.

• Hexagonal o arreglo hexagonal.

• Tetraédrica o arreglo tetraédrico.

Se puede decir que las celdas unidades son los bloques con los que están construidas las paredes del edificio cristalino, sin dejar virtualmente ningún espacio entre ellas. El arreglo iónico sistemático forma una red cristalina y esta red determina la mayoría de las propiedades de un mineral.

MINERAL

CONCEPTO

Mineral es un sólido cristalino formado por procesos inorgánicos y naturales.

CARACTERISTICAS

De acuerdo al concepto, una sustancia para ser considerada un mineral debe poseer las siguientes características:

• Sólido

• Estructura interna ordenada

• Composición química definida (varía solo dentro de estrechos límites)

• Inorgánico

• Natural

(*) Mineraloide es una sustancia sólida natural que no tiene estructura cristalina.

PROPIEDADES FISICAS

Las propiedades físicas de los minerales son constantes, o cuando mucho, variables dentro de límites bien definidos. Existen propiedades físicas de dos tipos: mecánicas y ópticas.

Las propiedades físicas mecánicas (PFM) se determinan aplicando un esfuerzo mecánico al mineral y las propiedades físicas ópticas (PFO) se determinan mediante la incidencia de un rayo luminoso sobre el mineral.

El Hábito y el Sistema Cristalino, que se describen a continuación, no se consideran como propiedades físicas, sino como un aspecto morfológico de los minerales.

HABITO

Es la forma y tamaño de un cristal o agregado de cristales. Se puede decir que las caras de un cristal perfectamente formado constituyen su hábito, pero también se incluyen en este término malformaciones características de cristales, distribuciones de tamaños en agregados y muchas otras características distintivas.

Es más fácil de determinar que el sistema cristalino y las siguientes son las calidades más comunes:

• Isométrico con aspecto individual de cubo;

• tabular (laminar) con aspecto individual de tabla o lámina;

• Prismático (acicular) con aspecto individual de prisma o aguja;

• granular con aspecto de agregado de granos; APUNTES DE GEOLOGIA GENERAL

• botroidal (mamelar) con aspecto de agregados en forma de copas invertidas;

• Dendrítico con aspecto de agregados con formas de ramas de árboles;

• Reniforme con aspecto de agregados con forma de riñones;

• Drusa con aspecto de agregados con crecimiento radial.

SISTEMA CRISTALINO

Es un sistema que agrupa a los cristales bajo ciertas leyes de simetría, las cuales son parte del estudio de una disciplina denominada Cristalografía. Existen 32 clases de simetría que pueden ser expresadas mediante fórmulas y se agrupan en 6 sistemas. Esta característica de tipo morfológico es una excelente ayuda para la identificación de un mineral pero es difícil de determinar macroscópicamente, a menos que exista un cristal con el tamaño suficiente para analizar la simetría. Un espécimen mineral que se presenta como un cristal bien desarrollado (macroscópico) puede identificarse mediante la medida de los ángulos interfaciales y determinando las formas y orientaciones espaciales de las caras cristalinas. Si no existen estas caras en el espécimen (microscópico), la forma geométrica y el sistema cristalino pueden conocerse mediante técnicas de rayos X, donde los rayos X, al atravesar la celda unidad, son deflactados por los iones, dando un patrón característico sobre una película fotográfica.

Los cristalografistas reconocen seis sistemas cristalinos:

• CÚBICO representado en su forma más simple por un cubo, donde seis caras cuadradas se encuentran en ángulos rectos.

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• HEXAGONAL representado en su forma más simple por un prisma hexagonal, que tiene sus bases constituidas por hexágonos y los 6 lados cuadrados o rectángulos, iguales y paralelos de dos en dos.

• TETRAGONAL representado en su forma más simple por un prisma tetragonal, el cual está constituido por 2 caras cuadradas y 4 caras rectangulares que se encuentran en ángulos rectos.

• ORTORRÓMBICO representado en su forma más simple por un prisma ortorrómbico, donde todos los lados son rectángulos y todos se encuentran en ángulos rectos.

• MONOCLÍNICO representado en su forma más simple por un cuerpo monoclínico, que consiste en tres pares de lados, de los cuales 2 pares son rectángulos y 1 par son paralelogramos.

• TRICLÍNICO representado en su forma más simple por un cuerpo triclínico, que consiste de 3 pares de paralelogramos.

EXFOLIACION (CLIVAJE) (PFM)

Es la propiedad física que posee un mineral por medio de la cual se rompe a lo largo de superficies planas. Estos planos están relacionados con los arreglos internos de los iones constituyentes. Para determinar esta propiedad se debe aplicar al mineral un esfuerzo de rotura y las superficies de rotura deben de ser planas y paralelas en una misma dirección.

De acuerdo a la orientación de los planos en el espacio, la exfoliación puede ser:

• En 1 dirección,

• En 2 direcciones,

• En 3 direcciones.

De acuerdo a la calidad de los planos de exfoliación puede ser:

• Perfecta,

• Buena,

• regular.

FRACTURA (PFM)

Esta propiedad se presenta cuando el mineral se rompe a lo largo de superficies irregulares. Para determinarla se debe aplicar un esfuerzo de rotura. Hay ciertos minerales que poseen fracturas diagnósticas.

La fractura puede tener las siguientes calidades:

• Concoidea cuando se presentan planos cóncavos y convexos,

• Fibrosa cuando el aspecto de los planos es fibroso,

• Ganchuda cuando los planos de rotura poseen ganchos,

• Irregular cuando los planos de rotura poseen una forma irregular,

• Astillosa cuando los planos de rotura tienen aspecto de astillas de madera.

TENACIDAD (PFM)

Es la resistencia que ofrecen los minerales cuando se les aplica esfuerzos de rotura, dobladura o corte.

Existen varias calidades de tenacidad:

• Dúctil cuando el mineral se transforma en hilo,

• Maleable cuando el mineral se transforma en lámina,

• Elástico cuando el mineral soporta el esfuerzo y regresa a su estado original,

• Flexible cuando el mineral se deforma permanentemente debido al esfuerzo,

• Séctil cuando el mineral se corta como un queso,

• Frágil cuando el mineral se transforma en pedazos.

BRILLO (PFO)

Es la apariencia de la superficie fresca de un mineral, que varía según la intensidad de la luz reflejada. Existen dos calidades generales de brillo:

• Metálico cuando el mineral tiene apariencia de metal,

• No metálico cuando la apariencia es diferente a la del metal, pudiéndose tener las siguientes categorías: adamantino, bléndeo o resinoso, córneo, graso, nacarado, sedoso, vítreo, terroso.

COLOR (PFO)

Es la apariencia de la superficie fresca de un mineral a la longitud de onda de la luz reflejada. Las calidades de esta propiedad están dadas basándose en los nombres de los colores que existen. No se considera una propiedad diagnóstica debido a que el

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mismo mineral puede presentar diferente color de acuerdo a las impurezas que contiene.

RAYA (PFO)

Es el color del polvo fino del mineral sobre una placa de porcelana. Esta propiedad puede ser diferente al color y es más diagnóstica que el mismo debido a que la raya posee el mismo color aún cuando el mineral contiene impurezas.

DIAFANIDAD (PFO)

Es la apariencia que presenta un mineral en luz transmitida. Las calidades más comunes son:

• opaco cuando no se transmite luz a través del mineral,

• No opaco cuando se transmite luz a través del mineral y pueden presentarse dos categorías: translúcido (cuando se transmite luz por las esquinas y bordes del mineral) y transparente (cuando se transmite luz a través de todo el mineral).

DUREZA (PFM)

Es la resistencia de la superficie tersa de un mineral a la abrasión o, lo que es lo mismo, a ser rayada. Esta propiedad está controlada por el arreglo iónico interno de los elementos y por el tipo de enlaces. También se reconoce que la dureza es una propiedad vectorial, ya que dentro de un mismo mineral no es la misma en todas las direcciones.

Se abrevia en los libros con la letra H de la palabra hardness en inglés.

Existe una escala de dureza hecha por el minerólogo Friedrich Mohs (1.773 - 1.839) que es denominada, en honor a su inventor, la Escala de Dureza de Mohs. Esta escala está representada por especies minerales que se numeran del 1 al 10 y constituyen una jerarquía cualitativa y no cuantitativa. La escala es la siguiente:

1 = TALCO

2 = YESO

3 = CALCITA

4 = FLUORITA

5 = APATITO

6 = ORTOCLASA

7 = CUARZO

8 = TOPACIO

9 = CORINDON (SAFIRO, RUBI)

10 = DIAMANTE.

Existe una escala da dureza práctica donde:

2,5 = uña

3 = moneda

5 = cuchilla común o navaja

5,5 = vidrio común

6,5 = lima de acero o placa de porcelana.

GRAVEDAD ESPECÍFICA

Es la relación numérica entre el peso de una sustancia y el peso de un igual volumen de agua a 4ºC. También se la denomina peso específico y se abrevia en los libros con la letra G.

El peso específico de los minerales aumenta con el número de masa de los elementos que lo constituyen y con la proximidad o apretamiento en que los iones estén arreglados en la estructura cristalina. La mayoría de los minerales que forman rocas tienen un peso específico de aproximadamente 2,7, los minerales metálicos por lo general tienen pesos específicos de más de 5 y el más elevado de todos, 19,3, corresponde al oro.

En la práctica y con la ayuda de una balanza es posible calcular el peso específico a través de la siguiente fórmula:

Donde G = peso específico, W aire = peso en el aire y W agua = peso en el agua

La dureza y el peso específico son propiedades diagnósticas.

OTRAS PROPIEDADES

Las propiedades descritas pueden aplicarse a la mayoría de los minerales comunes.

Otras propiedades están asociadas solo con pocas especies minerales e incluyen:

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• Susceptibilidad magnética como en el caso de la Magnetita,

• Olor como en el caso del Azufre,

• gusto como en el caso de la Halita,

• doble refracción como en el caso de la Calcita,

• Conductividad eléctrica como en la mayoría de los minerales metálicos,

• Piezoelectricidad como en el caso del cuarzo,

• etc.

CLASIFICACIÓN

Si bien las propiedades físicas sirven para la identificación del mineral, la clasificación sistemática de ellos se basa en su composición química. Existen aproximadamente 2.000 minerales conocidos, pero solamente alrededor de 25 son constituyentes principales de las rocas de la corteza. Estos minerales son conocidos como formadores de rocas y son: hematita, magnetita, limonita, cuarzo, pirita, calcopirita, galena, yeso, anhidrita, calcita, dolomita, halita, fluorita, olivino, augita, hornblenda, muscovita, biotita, clorita, talco, caolinita, ortoclasa, albita, anortita, esfalerita....

No existe ninguna sistemática para nombrar los minerales. El nombre puede basarse en su composición química, característica física propia, localidad geográfica, nombre propio, etc. Lo único constante que existe, en la denominación de un grupo numeroso de minerales, es la terminación con ita.

Los grupos mayores de minerales, en orden jerárquico, incluyen los: silicatos, óxidos, carbonatos, sulfuros y sulfatos. Los grupos menores, también en orden jerárquico, incluyen los: elementos nativos, haluros, fosfatos y otros.

SILICATOS

Los miembros de este grupo son los más importantes formadores de rocas. Consisten predominantemente en los elementos Si y O arreglados en forma tetraédrica, con los tetraedros unidos de varias formas y a los cuales se encuentran enlazados varios iones, en su mayoría de los metales Mg, Fe, Ca, Na y K pero incluyendo en algunos casos complejos hidroxilos e iones de fluoruros.

• CUARZO: aunque químicamente es un óxido, estructuralmente es un silicato porque contiene tetraedros SiO4 agrupados en una red tridimensional en la cual la relación de Si/O es ½, ya que todos los átomos de oxígeno son compartidos por los tetraedros adyacentes, por lo que la fórmula del cuarzo es SiO2.

• GRUPO PIROXENO: como su nombre lo indica, constituye un grupo de minerales donde los tetraedros de SiO4 se arreglan en cadenas simples que se mantienen juntas por otros iones como Ca, Mg y Fe. Ej.: augita.

• GRUPO ANFIBOL: es un grupo de minerales que poseen una doble cadena de tetraedros SiO4. El Al sustituye al Si en algunos tetraedros, y las dobles cadenas se encuentran enlazadas por Ca, Mg y Fe. Una diferencia importante entre anfíboles y piroxenos constituye la inclusión de radicales OH por parte de los anfíboles, lo que los hace hidrosos. Ej.: hornblenda.

• GRUPO MICA: es un grupo de minerales que químicamente contienen un amplio rango de componentes, pero estructuralmente consisten en capas o láminas de tetraedros que explican su excelente clivaje en una sola dirección. Ej.: biotita y muscovita.

• GRUPO FELDESPATO: ningún otro grupo de minerales es tan abundante en las rocas de la corteza terrestre, debido a que contienen una alta proporción de los 8 elementos más abundantes. La clasificación de las rocas ígneas se basa en la cantidad y clase de feldespatos presentes. Ej.: ortoclasa y plagioclasas.

OXIDOS

Se definen como compuestos minerales en los cuales los iones positivos, generalmente de un metal, están combinados con iones negativos de oxígeno que no forman tetraedros. Esta aclaración es necesaria para excluir al cuarzo ya que, antes de que los estudios con rayos X descubrieran su arreglo tetraédrico, se lo consideraba como óxido.

Los óxidos de interés son tres variedades de óxido de Fe (magnetita, hematita, limonita), dos óxidos de Al (bauxita, corindón) y los óxidos de Sn (casiterita), Mn (pirolusita) y U (uranita).

CARBONATOS

Este grupo de minerales contiene el radical CO3, en el cual se arreglan 3 iones de Oxígeno que rodean un ion de Carbono. Los minerales están constituidos por nubes de estas celdas que son rodeadas por iones de otros elementos. Mineralógicamente se pueden distinguir dos variedades de carbonato de calcio que se denominan calcita y aragonito, un carbonato doble de Mg y Ca arreglados en planos alternantes denominado dolomita, y los carbonatos de Cu hidratados denominados malaquita y azurita. Tal como los sulfatos, los carbonatos son precipitados de las aguas naturales.

SULFUROS

Es un grupo de minerales donde se combinan iones de azufre con uno o más iones metálicos. Existen cuatro minerales sulfúricos con amplia distribución y se los denomina: pirita, galena, esfalerita y calcopirita.

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SULFATOS

Constituyen un grupo de minerales que son combinaciones de complejos de iones sulfatos SO4 con iones de valencia +2, tales como calcio o bario. El mineral sulfatado más conocido es el yeso; la forma anhidra de este último es la anhidrita; el sulfato de bario es la barita o baritina.

ELEMENTOS NATIVOS

Son minerales que consisten en un sólo elemento que no se combina con ninguna otra clase de iones. Entre estos se tienen: grafito y diamante (dos variedades polimórficas de carbono), S, Au, Ag, Pt y Cu.

HALUROS

Son un grupo de minerales constituidos por iones positivos de metales, como Na, K o Ca, unidos con un ión negativo del grupo halógeno de elementos, es decir, Cl, F, Br o I.

La halita es el mineral que le da el nombre a este grupo. También se encuentra aquí la fluorita.

FOSFATOS

Este grupo de minerales es importante porque contienen fósforo, que es un elemento esencial en los organismos vivos. El mineral fosfatado más común es el apatito, que se usa como fertilizante y algunas variedades transparentes como piedras preciosas. Otro mineral fosfatado de Th es la monacita.

OTROS

En este grupo se pueden incluir compuestos químicos que forman minerales especiales como: arsenatos, vanadatos, etc.

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ROCA

CONCEPTO

Roca es una masa de material sólido inorgánico u orgánico que ocurre de manera natural y forma parte significativa de la corteza terrestre.

Esta definición incluye tanto al duro granito como al suave lodo, pero en el sentido común el término se restringe a las partes duras de la corteza. La mayoría de las rocas son agregados de minerales, pero algunos tipos importantes no contienen o sólo contienen cantidades insignificantes de estos. Ej.: obsidiana, carbón, etc.

Las rocas son los materiales estudiados por los geólogos de campo, que diferencian un tipo de roca de otro y representan los límites o contactos en un mapa que se denomina mapa geológico.

Existen tres grupos básicos de rocas que se diferencian por su composición mineralógica y textura. Estos tipos de rocas son: ígneas, sedimentarias y metamórficas.

CICLO DE ROCAS

Es una representación esquemática cíclica de los tres tipos de rocas y los procesos que llevan a su formación.

El MAGMA, que consiste en una masa de material fundido que existe en la astenósfera terrestre, puede inyectarse en la corteza o subir hasta la superficie a través de fracturas, sufriendo un proceso de enfriamiento denominado SOLIDIFICACIÓN que genera las

ROCAS ÍGNEAS.

Los materiales sobre la superficie terrestre incluyen rocas ígneas, sedimentos y rocas viejas de todas clases. Estos materiales son meteorizados, transportados y acumulados (sedimentados) en áreas subsidentes como cuerpos de SEDIMENTOS en un proceso que se denomina SEDIMENTACIÓN. Después de la compactación y cementación de los sedimentos, proceso que se realiza dentro de la corteza y se denomina de manera general como LITIFICACIÓN o DIAGÉNESIS, se generan las ROCAS SEDIMENTARIAS. A profundidades más grandes en la corteza, las rocas sedimentarias

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o de otro tipo sufren un proceso denominado METAMORFISMO que ocurre a gran presión y temperatura y deforma las rocas originales generando un tipo de roca conocido como ROCA METAMÓRFICA. Cuando la presión y la temperatura sobrepasan los límites del metamorfismo, las rocas metamórficas sufren una FUSIÓN, y la posterior SOLIDIFICACIÓN las transforma en rocas ígneas, completándose de esta manera este ciclo de rocas.

Roca ígnea es una roca formada a partir de un estado de fusión. Este tipo de roca es el más abundante en la corteza.

Magma se denomina al material madre de las rocas ígneas y comprende un sistema complejo de silicatos fundidos con agua y otros materiales gaseosos en solución.

Lava es el magma que sale a la superficie terrestre a través de fracturas. La composición química de la lava refleja una pequeña proporción de la composición original del magma, debido al escape de gases que sufre durante su ascenso a la superficie.

La roca ígnea resultante es función de la composición original (constituyentes minerales) del magma parental y de la velocidad de enfriamiento (textura). Es sobre la base de estos dos parámetros, constituyentes minerales y textura, que se hacen las clasificaciones de las rocas ígneas.

De acuerdo a la composición química, las rocas ígneas se pueden clasificar de manera general en:

• Rocas máficas o básicas con alto contenido de minerales oscuros y pesados.

• Rocas intermedias con un contenido promedio de minerales oscuros y pesados y minerales claros y livianos.

• Rocas félsicas o ácidas con alto contenido de minerales claros y livianos.

De acuerdo al sitio en donde solidificaron, las rocas ígneas se clasifican en dos grandes divisiones:

• Rocas ígneas intrusivas o plutónicas solidificadas dentro de la corteza.

• Rocas ígneas extrusivas o volcánicas solidificadas en la superficie terrestre.

En general, las rocas ígneas intrusivas tienen una textura de grano grueso y se presentan en cuerpos denominados intrusivos o plutones, mientras que las rocas ígneas extrusivas tienen una textura de grano fino o vítreo y se presentan en forma de capas.

Las capas volcano-sedimentarias son cuerpos de forma tabular que se originan por la acción de dos fenómenos:

• Volcanismo, encargado de aportar los materiales, y

• Sedimentación, encargada de depositar los materiales y transformarlos en rocas.

Los materiales aportados por el volcanismo están constituidos por fragmentos sólidos de diferentes tamaños, denominados colectivamente como piroclastos o tefra, nombres provenientes, para el caso del primero, de las raíces griegas piro = fuego y clasto = roto, y en el caso del segundo, de la también palabra griega tephra = fragmento. Estos materiales están asociados con volcanismo explosivo y se clasifican de acuerdo al tamaño, tomando diferentes nombres: bombas, lapilli, ceniza, etc.

Por lo tanto, estas estructuras también se las conoce con el nombre de capas piroclásticas.

TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS IGNEAS

Diseño original del Ing. Sergio Aguayo E. - Actualización del Ing. Edison Navarrete C.

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Roca metamórfica es la roca que se forma por la alteración física y química de otras rocas bajo condiciones de alta presión y temperatura, asociadas comúnmente con profundidades de muchos miles de metros dentro de la corteza.

La formación de las rocas metamórficas tiene lugar esencialmente al estado sólido, aunque algunos procesos se desarrollan ante la presencia de gases y líquidos calientes.

Los procesos metamórficos deben inferirse, en parte, por la evidencia encontrada en las mismas rocas metamórficas, debido a que es imposible para los geólogos observar los procesos “in situ” ya que ocurren a grandes profundidades. Estos procesos son muy complejos y se pueden dividir en cuatro categorías: Deformación Mecánica, Recristalización, Recombinación Química y Reemplazo Químico.

En relación con los fenómenos y procesos que intervienen, se reconocen dos tipos generales y dos tipos especiales de metamorfismo.

Los tipos generales son: Metamorfismo de Contacto y Metamorfismo Regional.

Los tipos especiales son: Metamorfismo de Choque y Metamorfismo de Fallamiento.

De acuerdo a la característica textural, las rocas metamórficas se dividen en dos grandes categorías: No Foliadas y foliadas.

Las masas de rocas metamórficas tienden a retener la forma geométrica aproximada del cuerpo de roca a partir del cual se generaron. Por lo tanto, las pizarras, esquistos, gneisses, cuarcitas y mármoles generalmente se presentan en capas. Estas capas pueden presentarse muy contorsionadas en forma de pliegues complejos, resultado de un metamorfismo regional. Algunas rocas han sido expuestas a varios episodios de metamorfismo a través de grandes períodos de tiempo. En tales casos, la roca original ha sufrido tantos cambios físicos y químicos que es difícil reconocer su composición y textura originales. Una posible evolución de una roca sedimentaria sometida a varios episodios de metamorfismo puede ser:

(*) anatexia es un proceso de fusión de rocas preexistentes (rocas metamórficas) que regenera el magma.

TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS METAMORFICAS

Diseño original del Ing. Sergio Aguayo E. - Actualización del Ing. Edison Navarrete C.

ROCA SEDIMENTARIA

CONCEPTOS

Etimológicamente, la palabra sedimento proviene del latín sedimentum = asentamiento. Sedimento es todo material que se asienta o deposita a partir de aire o agua (Zumberge, 1.976). Roca sedimentaria es la roca que se forma a partir de la litificación o diagénesis (compactación + cementación) de los sedimentos.

Los sedimentos se acumulan en tierra o en agua, generalmente en depresiones de la superficie terrestre conocidas como cuencas sedimentarias.

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ORIGEN

Los sedimentos o partículas sedimentarias tienen tamaños que varían desde fragmentos microscópicos hasta grandes bloques. Existen dos tipos de sedimentos de acuerdo a su origen: detríticos y no detríticos.

• Sedimentos detríticos o clásticos son aquellos que se mantienen en el tamaño de las partículas durante su evolución y se dividen y toman nombres de acuerdo al tamaño o granulometría. La escala de Wentworth es una escala granulométrica establecida en el año de 1.922, constituida por clases de tamaños que tienen nombres específicos para cada una. Esta escala es de naturaleza geométrica y la razón exponencial entre clases sucesivas es 2. Su descripción es la siguiente:

> 256 mm CANTO RODADO (GRAVA)

256 - 4 mm GUIJARRO (GRAVA)

4 - 2 mm GRANULO (GRAVA)

2 - 1/16 mm ARENA

1/16 - 1/256 mm LIMO

< 1/256 mm ARCILLA

• Sedimentos no detríticos o no clásticos son aquellos producidos por precipitación provocada inorgánicamente (sedimentos químicos) u orgánicamente (sedimentos orgánicos). En la precipitación se forman partículas sólidas a partir de soluciones, donde los elementos se encuentran en estado iónico.

La sedimentación comprende la serie de procesos mediante los cuales las rocas de cualquier tipo se transforman en sedimentos. Estos procesos son: meteorización, transporte y depositación.

• La meteorización es la destrucción de las rocas en la superficie terrestre debido a la acción de los fenómenos que actúan en la interfase atmósfera-corteza.

• El transporte es la movilización de las partículas meteorizadas hasta las áreas de depósito por medio de diversos agentes: agua, hielo y viento.

• La depositación es la acción de acumulación de las partículas transportadas en sitios sobre la superficie terrestre denominados cuencas sedimentarias.

Los sedimentos se transforman en rocas sedimentarias a través de la litificación o diagénesis, que comprende dos procesos: compactación y cementación.

• La compactación es un proceso de enterramiento y compresión de los sedimentos, dando como resultado el empaquetamiento de los sedimentos y la pérdida de porosidad.

• La cementación es un proceso de formación de cementos que precipitan a partir de las soluciones que circulan por los poros de los materiales sedimentarios.

CLASIFICACION

De acuerdo a los sedimentos que las forman, las rocas sedimentarias se clasifican en:

• Rocas Detríticas o Clásticas.

• Rocas no Detríticas o no Clásticas, subdivididas en: Rocas Químicas y Rocas Orgánicas.

PRESENTACION

Las rocas sedimentarias y las rocas metamórficas comprenden en volumen alrededor del 5 % de la corteza terrestre, pero los sedimentos y rocas sedimentarias cubren alrededor del 80 % de la superficie terrestre continental. Todas las rocas sedimentarias se presentan en la naturaleza en forma de capas que se denominan ESTRATOS. La palabra estrato proviene de la voz latina stratum = manto. La mayoría de los estratos se depositan y se presentan en forma horizontal y pueden tener extensiones y espesores muy variados.

Las dos disciplinas geológicas que estudian las rocas sedimentarias son: Petrología sedimentaria y Estratigrafía. En la Petrología sedimentaria, los sedimentos y las rocas sedimentarias son el objeto de estudio, mientras que en la Estratigrafía son un medio para llegar a un objetivo más lejano: la reconstrucción de la historia geológica. Si las rocas sedimentarias son un medio que se utiliza para descifrar la historia de la tierra, es importante entender los factores que controlan las propiedades de las rocas sedimentarias. Estos son:

1. Tipo de roca en el área fuente o área madre de los sedimentos.

2. Ambiente sedimentario en el área fuente.

3. Tectónica del área fuente y del área de depositación.

4. Ambiente sedimentario del área de depositación.

5. Cambios postdeposicionales del sedimento.

TABLA DE CLASIFICACION DE ROCAS SEDIMENTARIAS

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CAPÍTULO # 4

AMBIENTES SEDIMENTARIOS

INTRODUCCION

GENERALIDADES

Desde el punto de vista estratigráfico, los ambientes o medios sedimentarios adquieren importancia al ser el lugar y conjunto de condiciones físicas, químicas y

biológicas en que se realiza la acumulación de sedimentos, refiriéndose a los ambientes deposicionales.

CONCEPTOS

AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es la parte de la superficie terrestre que es física, química y biológicamente diferente a las áreas adyacentes (Selley, 1970). (Concepto Geográfico).

AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es el complejo de las condiciones físicas, químicas y biológicas bajo las que se acumulan sedimentos y que en gran parte determinan sus propiedades (Krumbein y Sloss, 1963). (Concepto Genético).

AMBIENTE o MEDIO SEDIMENTARIO es el lugar en que se realizan procesos sedimentarios, que pueden individualizarse de las zonas limítrofes por sus características físicas, químicas y biológicas, que van también a determinar las propiedades del sedimento (Rigby, 1972). (Concepto Geográfico – Genético).

Características físicas: velocidad, dirección y variaciones en el movimiento del fluido, corrientes de agua, oleaje, mareas, vientos, etc.

Características químicas: condiciones del pH y el Eh, la geoquímica de la roca madre y la interacción química entre el sedimento y el ambiente.

Características biológicas: la influencia de la flora sobre los procesos sedimentarios, lo mismo que la fauna, formación de suelos, erosión, etc.

Los procesos de erosión predominan en las regiones subaéreas con solo pequeñas zonas de sedimentación local.

Los procesos de sedimentación son característicos de condiciones subacuáticas, concentrándose en las regiones marinas litorales.

FACIES SEDIMENTARIA se aplica a las masas de sedimentos y rocas sedimentarias, que se pueden distinguir unas de otras por sus características litológicas, geométricas, estructuras sedimentarias, red de paleocorrientes, fósiles, etc.

Parte importante de la Estratigrafía es interpretar y reconstruir los ambientes sedimentarios a partir de las características de las facies sedimentarias.

CLASIFICACIÓN DE LOS AMBIENTES O MEDIOS SEDIMENTARIOS

Las primeras clasificaciones han tenido una base geográfica, dividiéndolos en tres grandes conjuntos: continentales, marinos y de transición. Destacándose en las primeras las divisiones detalladas de los ambientes continentales y a partir de 1960 el detalle de los medios marinos.

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Las tendencias actuales de las clasificaciones están más relacionadas con la masa de sedimentos acumulados que con su caracterización geográfica y morfológica. Por esta razón, pierden importancia los ambientes que tienen poca representación en la columna estratigráfica (periglaciales, palustres, etc.) y ganan atención aquellos que se encuentran bien representados (medios litorales y depósitos de turbiditas).

AMBIENTES O MEDIOS SEDIMENTARIOS CONTINENTALES

Estos ambientes juntos con los de transición son los mejor conocidos por el hombre, debido a su accesibilidad; pero en las series antiguas, tienen menor importancia. Debido a que estos aportan sedimentos que no se localizan en verdaderas cuencas de acumulación, son erosionados fácilmente, a excepción de los medios fluviales o lacustres y palustres.

Se diferencian en dos grupos:

Aquellos en que el agua es un elemento subordinado: eólicos (desiertos y eólicos costeros), áridos (abanicos aluviales), glaciares y periglaciares.

Aquellos en que el agua es el agente principal de depósito: fluviales (ríos), lacustres (lagos) y palustres (pantanos).

MEDIOS SEDIMENTARIOS EÓLICOS

Se caracterizan estos medios porque en ellos el agente principal de transporte y depósito es el viento. Existen diferentes marcos geográficos en los que el viento puede transportar y depositar partículas sueltas, ya que, como señala Allen (1970), la condición indispensable para que el viento pueda actuar es la ausencia de cobertera vegetal o de suelo.

Desde el punto de vista climático los medios eólicos pueden encontrarse en regiones tanto con climas áridos como húmedos. Los desiertos y las llanuras aluviales adyacentes a casquetes glaciares corresponden a medios eólicos de regiones con climas áridos, mientras que la acción eólica sobre costas arenosas puede tener lugar en zonas tanto áridas como húmedas.

Desiertos

En la actualidad el medio eólico de mayor extensión superficial y el que presenta una gama más variada de sedimentos es el representado en los desiertos. Se encuentran localizados en regiones de latitudes medias o bajas, caracterizadas por la escasez de precipitaciones; la media anual de éstas suele ser inferior a 20 mm; ello hace que carezcan de un drenaje normal.

La meteorización, debido a la escasez de agua, es predominantemente de tipo mecánico, destacando la expansión diferencial. La química se manifiesta en un debilitamiento de las rocas, como consecuencia de las reacciones producidas por el depósito de rocío, durante la noche, sobre la superficie.

La meteorización mecánica (expansión diferencial) se debe a la gran variación de temperatura, que puede alcanzar valores de hasta 50º C, entre el día y la noche. Estas diferencias van a provocar la fragmentación de la roca a lo largo de superficies de discontinuidad, tales como planos de estratificación, diaclasas, etc.

El material resultante de la meteorización, que abarca una extensa gama de tamaños, será transportado por corrientes efímeras, formadas en las épocas de lluvias, y llevado hacia las partes de relieve más bajo. Al cesar la acción del agua el material de tamaños más pequeños (arenas y limos) será movilizado por el viento; este proceso recibe el nombre de deflación, y mediante él las particulas pueden ser llevadas hasta regiones peridesérticas.

El viento transporta las partículas de tres modos diferentes:

Por suspensión, por saltación y por deslizamiento superficial (creep). Los materiales de tamaño limo viajan, generalmente, en suspensión. Las arenas suelen transportarse mediante una combinación de saltación y deslizamiento superficial; las de tamaños más gruesos se deslizan sobre la superficie al ser golpeadas por los granos que van en saltación. Este modo de transporte confiere a los granos una forma redondeada y una superficie picoteada, debida a los sucesivos impactos que reciben las partículas. Cuando el grano ha viajado largas distancias, como es el caso de las arenas desérticas, el picoteado se extiende por toda la superficie, tomando ésta un aspecto mate o esmerilado; si, por el contrario, las distancias recorridas son cortas, como sucede en algunas dunas costeras, el picoteado superficial es incompleto (en series antiguas pueden encontrarse areniscas cuyos granos de cuarzo presenten un aspecto similar, pero que puede ser debido a fenómenos de disolución de la sílice).

El tipo de sedimentos presentes en un desierto depende del estadio de desarrollo en que aquél se encuentre. Durante el proceso de “desertización” se diferencian tres fases o etapas:

Fase juvenil, caracterizada por un relieve montañoso, con precipitaciones escasas, pero fuertes; éstas erosionan las zonas elevadas, siendo transportado el material resultante hacia las partes bajas del relieve, por corrientes temporales que las lluvias originan.

Dichas corrientes; de carácter muy esporádico, circulan durante periodos de tiempo muy breves, depositando el material en su propio canal y en la zona inferior de éste. En las épocas de sequía posteriores, el viento puede removilizar parte de este material y rellenar también los canales con las partículas que él transporta. De este modo, las próximas corrientes que se originen tendrán que excavar, generalmente, nuevos cauces.

El resultado es la formación de un depósito análogo en cierto modo a un abanico aluvial anastomosado.

A medida que el relieve se va degradando, las corrientes formadas en épocas de lluvias van siendo progresivamente más débiles. Al mismo tiempo, como consecuencia de los

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sedimentos acumulados, apenas corren sobre la superficie, haciéndolo predominantemente bajo los depósitos. Debido a todo esto se produce un incremento en la importancia de la acción eólica.

Fase de madurez, en la que el papel jugado por el agua es ya de menor importancia que el del viento; no obstante, continua habiendo erosión de las zonas de relieve, con el consiguiente depósito de materiales gruesos. Los sedimentos arenosos empiezan a adquirir aquí un notable desarrollo.

Fase senil, en la que las precipitaciones sufren una disminución muy importante debido al arrasamiento del relieve, acaecido en las fases precedentes; ello hace que el clima se haga más árido. El trabajo del agua cesa casi por completo, quedando como agente energético del medio el viento.

Tipos y características de los depósitos desérticos

Los depósitos típicos de los desiertos son los producidos por la acumulación de arenas; no obstante existen otros, estrechamente relacionados con este medio, depositados en sus márgenes o bien formados en el propio desierto, aunque tienen una importancia mucho menor que las acumulaciones de arenas.

Los depósitos debidos a corrientes, en los medios desérticos, se conocen con el nombre de Fanglomerados; se caracterizan por estar formados por materiales con una gran heterometría, presentando además un aplanamiento nulo y un redondea miento muy bajo. La composición mineralogica es variada, la potencia reducida y la estratificación mala.

Las arenas forman en los desiertos diversos tipos de acumulaciones, entre las que se encuentran crestas, dunas de diversos tipos y ripples.

Las crestas son formas transversas, constituidas por arenas, generalmente gruesas, gránulos y cantos. Se originan por combinación de procesos de deflación y de sedimentación (Glennie, 1970); cuando el viento actúa sobre una llanura constituida por materiales de diversos tamaños, arrastra los más finos; al aumentar su velocidad irá llevando los materiales más gruesos, transportados por saltación, y finalmente aquellos que se desplazan por deslizamiento superficial. Estos últimos ascenderán por el flanco expuesto al viento, yendo a ocupar la parte alta de la cresta. Simultáneamente al crecimiento de ésta se produce deflación en las depresiones situadas entre crestas. Se disponen éstas transversalmente a la dirección del viento predominante.

Los ripples de arena desérticos presentan una gran extensión lateral, siendo sus crestas rectas o ligeramente sinuosas y dispuestas transversalmente a la dirección del viento. Su índice vertical de ripple suele estar comprendido entre 15 y 20, aunque en ocasiones aparecen ripples aplanados, con índices que pueden alcanzar valores de 50-60. De un modo similar a las crestas, presentan el material más grueso en la parte alta. En corte se observa su carácter asimétrico, con el flanco más suave en la dirección de

donde procede el viento. Su origen parece deberse (Allen, 1970) a la inestabilidad de una superficie plana sobre la que se transporta arena. La altura del ripple depende de varios factores, entre los que se encuentra el tamaño de las partículas.

Las acumulaciones más llamativas y más importantes de las arenas son las dunas. Entre ellas se encuentran formas diversas: Longitudinales, transversales y equidimensionales, como tipos más frecuentes.

Las dunas transversales se caracterizan por disponerse con su dimensión mayor perpendicular a la dirección del viento dominante, así como por tener, en general, crestas prácticamente rectas. McKee (1966) describe dunas de este tipo en la región de White Sands (Nuevo Méjico); en un corte paralelo a la dirección del viento dominante se observa, en los dos tercios inferiores, una estratificación cruzada en foreset, de gran escala, con buzamientos del orden de 30-40º; la parte superior está formada por sets con buzamientos muy suaves a horizontales y sets con buzamientos del orden de 11-15º. Los sets de esta parte superior son relativamente delgados. En un corte paralelo a la dirección de la cresta, tanto la estratificación como los planos que limitan los sets son horizontales o presentan buzamientos muy pequeños aparecen también depresiones cortadas paralelamente a la dirección del viento y rellenas con láminas curvadas simétricamente o asimétricas.

Un tipo especial de duna transversal es el constituido por los barjanes; vistos en planta presentan forma de media luna, con las puntas a favor del viento. Allen (1970) indica que la altura varía entre 4,5 y 40 m; la distancia entre las puntas puede oscilar entre 5 y 400 m, estando la longitud paralela al viento comprendida entre 2,5 y 250 m. Las formas más perfectas parecen ser las que se desarrollan sobre zócalos rocosos, en los que la cantidad de arena que se transporta es pequeña. Si ésta aumenta se produce la unión de unas dunas con otras mediante sus puntas, disminuyendo simultáneamente la altura de la cresta y originándose dunas complejas.

La estructura interna (McKee, 1966), en un corte paralelo a la dirección del viento, presenta buzamientos del orden de 26 a 34º, hacia sotavento; las superficies que limitan a los sets tienen inclinaciones menores (2 a 6º). Además, aparecen sets buzando en sentido contrario. En un corte aproximadamente perpendicular al anterior, y realizado en una de las puntas, los buzamientos de las láminas son menores (12 a 23º), estando los sets limitados por superficies casi horizontales.

Las dunas longitudinales más frecuentes son aquellas conocidas con el nombre de seif.

Se disponen paralelamente unas a otras, quedando separadas por una zona llana, amplia (Bigarella, 1972). Se ha señalado que este tipo de dunas se formaba como consecuencia de la acción de vientos soplando con direcciones diferentes, uno a 90º del otro, disponiéndose la duna paralelamente a la resultante de dichos vientos (McKee y Tibbits, 1964; McKee, 1966) Bagnold (1953) propone que la formación de las dunas longitudinales se debería a flujo helicoidal del viento; cuando éste se calienta se originan torbellinos que adoptan una forma de rollo, con ejes horizontales y paralelos a la dirección del viento. En cada depresión situada entre dos dunas se forma un par de

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estos rollos en los cuales el movimiento se hace en sentido contrario y hacia las dunas en la proximidad del suelo, y alejándose de ellas en la parte superior; como APUNTES consecuencia la arena es removida de las depresiones (a partir del punto en que se unen las ramas descendentes de los torbellinos) y acumulada en las zonas de convergencia de las ramas ascendentes.

Según Folk (1971) las dunas longitudinales, que son las predominantes en muchos desiertos actuales, requieren para su formación: a) material arenoso suelto de gran extensión y potencia; por lo general corresponde a llanuras de inundación; b) nivel freático profundo y vegetación escasa; c) amplia extensión llanuras devastadas, y d) movimiento de aire fuerte en una dirección predominante.

Dunas de este tipo, estudiadas por McKee y Tibbits (1964) en Zallaf, SW de Libia, en cortes perpendiculares a la longitud, presentan estratificación cruzada con buzamientos del orden de 23 a 33º dspuesta en ángulo recto respecto a la cresta.

Las dunas equidimensionales o dunas en estrella se desarrollan en regiones con vientos efectivos de diversas direcciones. Presentan una o varias cimas, de donde parten varias aristas dispuestas radialmente. Según Allen (1970), las más pequeñas tienen una sola cima, con una altura que oscila entre 10 y 30 m, siendo el diámetro de unos pocos cientos de metros; las grandes presentan varios picos, tienen alturas que pueden llegar a 250 m y diámetros de 1 a 2 km.

Además de las acumulaciones acabadas de citar, pueden encontrarse, en los desiertos, extensas llanuras de arena, las cuales presentan, internamente, una estratificación horizontal. Glennie (1970) señala que este tipo de acumulación puede desarrollarse de un modo análogo al de las arenas fluviales con laminación horizontal; es decir, al aumentar la velocidad del viento, y si el material sobre el que éste actúa es de un tamaño de grano uniforme, los ripples van siendo paulatinamente más aplanados, hasta que llegan a desaparecer; además de las dos caracteristicas anteriores se requiere también un aumento de la velocidad de sedimentación.

Algunos desiertos están localizados en cuencas endorreicas (cuencas de drenaje interior, sin comunicación con el mar). Las aguas que llegan a ellas originan lagos, los cuales tendrán carácter salino, en la mayoría de los casos, ya que la cantidad de agua que se pierde en ellos por evaporación no queda compensada con los aportes que reciben. Lo más frecuente es que estos lagos ocupen grandes extensiones en relación con la escasa profundidad de sus aguas; por lo general tienen una vida muy efimera, ya que, como se ha señalado anteriormente, la evaporación predomina sobre los aportes de agua. El lugar que ésta ocupaba quedará marcado, al desaparecer aquella, por una llanura de fango y sales que recibe el nombre de playa, denominación que no debe confundirse con la de playa litoral. Las sales más frecuentes en estos lugares son la halita y el yeso.

Si en los sedimentos de la playa predominan las arcillas se originan grietas de desecación cuando aquéllas quedan expuestas al aire. Si la halita es abundante se forman polígonos, cuyos bordes están ocupados por la sal y a los que Glennie (1970)

atribuye un origen ligado a la cristalización de aquélla. También se encuentran diques de arena ligados a las grietas de desecación; éstos pueden formarse por relleno de la grieta, con arena transportada por el viento, o bien por arena, rica en agua, inyectada desde el material subyacente a la arcilla.

Medio eólico costero

En aquellas costas expuestas a fuertes vientos, que soplan del océano hacia tierra predominantemente, se pueden desarrollar acumulaciones en forma de dunas, siempre que exista una fuente suficiente de arena. Generalmente son dunas de tipo barján o transversales, que serán semejantes a las desérticas si el clima es seco; en regiones húmedas las formas son más complejas como consecuencia de la influencia de la vegetación en su desarrollo. En éstas, debido a la humedad a que están sometidas, más o menos periódicamente, pueden aparecer estructuras que no se encuentran en las desérticas o en las costeras de climas áridos. Entre dichas estructuras están (McKee y Bigarella, 1972):

a) Fallas normales y brechas, formadas por avalanchas en arenas húmedas, localizadas en los flancos de deslizamiento (sotavento); también pueden aparecer fallas inversas.

b) Fragmentación o astillamiento de “costras de arena" (Láminas de arena que estuvieron en un tiempo húmedas y que posteriormente sufrieron desecación).

c) Estructuras scour-and-fill, desarrolladas cuando la arena estaba húmeda o contenía costras desecadas.

d) Alabeamiento de las láminas producido por algunas raíces de plantas.

Entre las dunas costeras son muy frecuentes las constituidas por clastos calcáreos. Para ellas se ha propuesto el término de eolianitas cualquiera que sea su forma o estructura.

Acumulaciones de este tipo han sido estudiadas por diversos autores en diferentes localidades. Mackenzie (1964) hace una descripción de las eolianitas del Pleistoceno de Bermudas. Los clastos de estos depósitos corresponden a fragmentos de Bivalvos, Gasterópodos, Foraminíferos y otros fósiles, con un tamaño que corresponde, generalmente, a la fracción arena media. El calibrado dentro de cada capa es de bueno a muy bueno. Las dunas son de tipo transverso. Estando originadas por la unión de masas arenosas de forma lobulada. Presentan estratificación cruzada en foreset, en la zona de sotavento, con buzamientos del orden de 30-35º, mientras que la zona de barlovento presenta capas con inclinaciones de 5-10º, en sentido contrario a las anteriores; estas capas de barlovento son muy irregulares y muestran una serie de estructuras, tales como superficies festón, scour-and-fill y acuñamientos (blow-out). Por lo general, las superficies de estratificación cruzada son convexas hacia arriba.

En diferentes localidades españolas se encuentran también depósitos de eolianitas.

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MEDIOS DE ZONAS ÁRIDAS

Los depósitos más típicos de estos medios son los abanicos aluviales originados por acumulaciones de aluviones en el piedemonte.

Los abanicos aluviales son más comunes en zonas áridas que en zonas húmedas. La primera condición para la formación de abanicos aluviales es la existencia de una zona topográfica elevada adyacente a una zona de relieve casi llano.

Los abanicos aluviales tienen las siguientes características:

• Derivan de un área fuente

• El material es transportado por una sola corriente de agua

• El depósito del material presenta forma de cono

• Cada capa del abanico representa un solo período de acumulación.

Al conjunto de conos aluviales que constituyen un abanico aluvial se los conoce con el nombre de bajada. Sin embargo, para Melton (1965) las bajadas son productos de un gran número de canalillos de dimensiones definidas que son modificados después de cada avenida y forman depósitos tabulares con mala clasificación.

El pavimento desértico es una zona donde no se produce erosión ni sedimentación, formando superficies de poca inclinación compuestas por fragmentos angulosos de rocas (φ ≅ 1 cm a varias decenas de centímetros) empaquetados apretadamente.

Tipos y características de los depósitos de abanicos aluviales

Los abanicos aluviales poseen características que son específicas de ellos y otras que pueden presentarse en otros medios.

Se pueden reconocer los siguientes tipos de depósitos:

Depósitos debidos a corrientes laminares. Se producen por aguas cargadas de sedimentos que no circulan por láminas sino que lo hacen en láminas de escasa profundidad, producidas por los diferentes canalillos excavados por el abanico que cambian rápidamente de posición, originándose un depósito de lámina. El material suele ser gravas, arenas y limos.

Depósitos de canal. Formados por partículas más gruesas que los anteriores y con una clasificación peor.

Depósitos de tamiz. Se producen solo en aquellos abanicos formados por un material cuyo grosor y permeabilidad es tal que el agua que circula por la superficie se infiltra antes de llegar a la parte más baja. De esta manera se forma un depósito con las partículas más gruesas en el frente que actúan en forma de tamiz dejando pasar solo el agua. Los depósitos son bien clasificados.

Depósitos de flujos de detritos (debris-flows). Se originan por corrientes cargadas por gran cantidad de partículas finas (fango) que le confieren gran densidad y viscosidad, siendo capaces por esto de transportar fragmentos de gran tamaño (dimensiones de bloques).

MEDIOS SEDIMENTARIOS GLACIARES

En las regiones ocupadas por glaciares la temperatura media anual presenta valores por debajo de 0º C, por lo cual las precipitaciones serán en forma de nieve. La acumulación de ésta dará lugar a la formación de masas de hielo que pueden cubrir grandes extensiones o quedar restringidas prácticamente a primitivos valles fluviales. El hielo será, por tanto, el principal agente de erosión, transporte y sedimentación en el medio glaciar, aunque en los bordes de las masas glaciares, donde se inicia su ablación, juegan un papel importante las aguas resultantes de la fusión.

Los medios glaciares tienen relativamente poca importancia en la actualidad, pero en otros momentos de la historia de la tierra, como, por ejemplo, en el Pleistoceno, la extensión abarcada fue mucho mayor.

Existen masas glaciares, tales como los casquetes polares, cuyo movimiento es prácticamente nulo, excepto en sus lenguas periféricas. Por el contrario, otras, entre las que se encuentran los glaciares de valle, presentan la capacidad de deslizarse; esto se debe, por una parte, al hecho de encontrarse dispuestos sobre zonas con cierta inclinación y, por otro lado, a que el hielo en contacto con el sustrato se funde, favoreciendo así su desplazamiento.

En ocasiones los glaciares pueden llegar hasta el mar, prolongándose entonces como una plataforma flotante cuyo extremo más distante se va fracturando, originándose así icebergs. Tanto éstos como la masa flotante contienen incluidos sedimentos, que, al ir fundiéndose el hielo, se depositarán sobre el fondo del mar.

Tipos y características de los depósitos glaciares

El hielo es el agente de transporte, entre los que operan en la superficie terrestre, con menor poder selectivo; por lo tanto, los sedimentos glaciares se caracterizarán por la presencia de partículas con una gran variedad de tamaños, que van desde bloques a la fracción arcilla. El porcentaje de cada clase granulométrica, en el depósito final, es variable y depende de varios factores, entre los que se encuentran los siguientes (Kukal, 1971):

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a) Tipo de roca que constituye el sustrato sobre el que se desplaza el glaciar. La influencia es más clara en la composición textural de las morrenas de fondo. Si el glaciar se desplaza sobre materiales sedimentarios los depósitos resultantes son más ricos, generalmente, en partículas de las fracciones limo y arcilla que los formados por hielos que yacen sobre rocas metamórficas; estos últimos tendrán, en cambio, cantidades mayores de gravas.

b) Tipo y morfología del glaciar. La influencia de este factor queda puesta de manifiesto en el mayor grosor de las partículas presentes en los depósitos de glaciares de montaña.

c) Posición del material con relación al glaciar. En algunos depósitos morrénicos aparecen varios horizontes que presentan una disminución de tamaño desde los más inferiores a los superiores; esto parece ser debido a que las capas basales representan la parte del depósito que está influida por las rocas subyacentes, mientras que las situadas hacia el techo contienen material retrabajado.

La composición mineralógica de los depósitos glaciares es, también, muy variable; debido a que la meteorización química es prácticamente nula, se encuentran en estos sedimentos gran cantidad de materiales inestables. No obstante, una parte de los fragmentos inestables se desintegra durante el transporte, produciéndose partículas de tamaño pequeño, las cuales van a formar parte de la harina de roca (tamaños arena y limo); ésta frecuentemente constituye la masa principal del depósito morrénico.

Los materiales transportados por un glaciar proceden no sólo de las rocas sobre las que se extiende la masa de hielo, sino también de los relieves próximos. Los materiales de éstos tendrán un papel más importante en las morrenas laterales, mientras que en las de fondo tendrán una mayor influencia las rocas del sustrato.

Los depósitos más importantes del medio glaciar, y los únicos que se sedimentan directamente a partir del hielo, son los tills, que a veces se hacen equivaler a morrenas, aunque parece preferible reservar el término morrena para referirse al aspecto morfológico del depósito, empleando el de till con significado petrográfico. El término till se emplea para sedimentos glaciares sin consolidar, tales como los cuaternarios, mientras que se da el nombre de tillita a los tills ya endurecidos. Harland et al. (1966) diferencian varios tipos dc tills y tillitas según su formación; para los tills que se originan por descarga inmediata del material a partir del hielo que los transporta dan el nombre de orto-tills, siendo las orto-tillitas el depósito equivalente a aquéllos, pero ya consolidado. Si la acumulación se ha formado a partir de una masa de hielo flotante, sedimentándose en un medio marino o lacustre, recibe el nombre de para-till o para-tillita si está ya consolidado. Los para-tills y para-tillitas pueden estar formados por material glaciar o bien presentar una mezcla de éste y del sedimento propio del medio en que se acumularon.

Generalmente los tills y tillitas están formados por gravas y clastos de tamaños que pueden llegar a las dimensiones de bloques, incluidos en una masa de grano más fino, en la que puede predominar la fracción arena o bien la fracción arcilla. Algunos autores

señalan que esta matriz de los tills está formada sólo por partículas de tamaño arena y limo, de cuarzo y feldespatos, siendo nula la fracción arcillosa. No obstante, se ha encontrado que ésta aparece en la mayoría de los sedimentos glaciares y que el mineral de la arcilla predominante es la illita.

Los cantos y bloques se encuentran generalmente dispersos en la matriz, de modo que no quedan en contacto mutuo. El tamaño de los bloques puede ser de varios metros en el caso de los orto-tills y las orto-tillitas; en cambio, los que se encuentran en para-tills y para-tillitas no llegan casi nunca a un metro (Harland et al., 1966).

Los cantos y gravas de estos depósitos suelen estar poco desgastados, especialmente aquellos que han sido transportados en el interior de la masa glaciar, sin sufrir roces con las rocas del sustrato o de las laderas. En ocasiones pueden presentar estrías, particularmente los que fueron transportados por el fondo; si el nümero de estrias es muy elevado y éstas son muy finas puede el canto presentar un aspecto pulido. Según

Twenhoel (1950) otra característica es la presencia de marcas de percusión, especialmente en cantos con tamaños comprendidos entre 10 y 30 cm; la existencia de estas marcas en un 10-20 % del material confirmaría el origen glaciar. Generalmente los depósitos de orto-tills y orto-tillitas no presentan estratificación, excepto en el caso de que hayan sufrido posteriormente un retoque por corrientes de agua. Por el contrario, los para-tills y para-tillitas pueden presentar estratificación, a veces bien desarrollada.

Puede, en ocasiones, observarse una orientación de los clastos, disponiéndose sus ejes mayores en una dirección paralela a la del desplazamiento del glaciar.

Los tills y tillitas depositados en una zona continental reciben distintos adjetivos de acuerdo con su localización respecto a la masa glaciar: frontal, terminal o de fondo. Los tills de fondo pueden ocupar grandes extensiones, teniendo, por lo general, un espesor de varias decenas de metros (Allen, 1970). Las morrenas terminales y laterales son de extensión más reducida, aunque la potencia puede ser mucho mayor; las primeras marcan las distintas posiciones del frente glaciar en el transcurso de su retroceso; están formadas por materiales transportados tanto sobre el fondo como sobre la superficie o el interior de la masa glaciar. Por el contrario, los tills laterales contienen fundamentalmente material del interior del glaciar o transportado en su superficie. Otro depósito, formado por materiales sedimentados directamente del hielo, es el drumlin, que también se cita como elemento de la morfología glaciar. Es una acumulación con forma elíptica, generalmente, vista en planta, mientras que en sección presenta formas que varían desde simétricas a asimétricas (recordando las últimas, frecuentemente, el perfil de una ballena). Los drumlins se disponen en grupos, situados delante de la morrena terminal, y sus ejes mayores son paralelos a la dirección de desplazamiento del glaciar. Las dimensiones son variables, con alturas comprendidas entre 5 y 50 m y longitudes que pueden ser de varios kilómetros. Pueden estar formados solo por material análogo al de los tills o bien tener un núcleo rocoso más o menos recubierto por sedimentos.

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Existen otras acumulaciones, relacionadas con las anteriores, pero en cuya sedimentación ha intervenido el agua. Los tipos más importantes, que también poseen significado morfológico, son los eskers y los kames. Los eskers presentan formas sinuosas, cuya longitud puede llegar a 200 km, mientras que la anchura no sobrepasa los 200-300 m y la altura los 50 m (Allen, 1970); la intervención del agua en su formación queda puesta de manifiesto por la presencia de estructuras tales como estratificación cruzada y laminación. Los kames presentan formas en montículo, con la cima aplanada; están formados por material de grano grueso, generalmente sin estratificación. Pueden estar asociados a arcillas varvadas.

Finalmente, en relación con algunos glaciares se encuentran depósitos de arcillas laminadas, que fueron depositadas en lagos de origen glaciar.

Los depósitos glaciares marinos suelen ocupar grandes extensiones y, como ya se ha dicho anteriormente, pueden estar formados exclusivamente por material morrénico o bien aparecer éste asociado a sedimentos marinos casi siempre someros. Reading & Walker (1966) describen dos modelos de sedimentación glaciar marina, en los que aparecen también los sedimentos correspondientes a la zona continental. El modelo de sedimentación A es el aplicable para aquellos glaciares cuya base tiene temperaturas por debajo de las de fusión del hielo; el modelo B seria utilizable para aquellos glaciares cuya base tiene temperaturas por encima de las de fusión y por tanto agua. Como se puede observar, los para-tills de glaciares con base seca (rocosa) no presentan generalmente esetratificación o bien ésta es mala; por el contrario, los derivados de glaciares de base humeda (morrénica) pueden tener una estratificación buena. En ocasiones estos depósitos pueden estar asociados con sedimentos que presentan características de turbiditas, con carbonatos o con otro tipo de depósitos marinos.

MEDIO SEDIMENTARIO PERIGLACIAR

Se localiza en regiones cuya temperatura media anual oscila entre –4 y +4ºC. A lo largo del día las variaciones en la temperatura son muy acusadas, lo cual provoca una continua fusión y congelación del agua.

Aunque la meteorización química es más importante que en el medio glaciar, sigue habiendo aquí un neto predominio de la meteorización mecánica (gelifracción); por ello, los sedimentos de este medio son poco maduros, desde el punto de vista mineralógico.

El transporte de materiales, en este medio, es poco importante, por lo cual el desgaste será nulo, conservando los clastos la forma original; es decir, angulosos y aplanados.

Tipos y características de los depósitos periglaciares

Desde el punto de vista estratigráfico, los depósitos periglaciares tienen poca importancia, ya que, dado su escaso volumen y el ser fácilmente erosionados, raramente quedan conservados entre los sedimentos de épocas antiguas.

Los componentes esenciales de estos depósitos son cantos, que derivan de la meteorización mecánica, y material arcilloso, producido por la meteorización química.

Este material más fino constituye la matriz de los sedimentos periglaciares o bien da lugar a depósitos constituidos solamente por él.

El tipo de depósito varía de acuerdo con la morfología de la región. Cuando ésta presenta pendientes acusadas se forman acumulaciones de cantos y bloques en la base de aquéllas. El material es totalmente anguloso y el tamaño depende, entre otros factores, del tipo de roca madre. En ocasiones estos depósitos pueden alcanzar extensiones relativamente notables, ocupando incluso parte de valles, recibiendo entonces el nombre de "glaciares de piedras".

Si la pendiente es menor se forman, fundamentalmente, dos tipos de acumulaciones.

Una está formada por alternancia de partículas gruesas (cantos) y finas y que parece ser debida a alternancias en la intensidad del hielo (Derruau, 1962). La segunda forma está constituida por fango, el cual se ha deslizado por una pendiente, a manera de una colada; los sucesivos aportes suelen disponerse en forma imbricada; el origen de estas coladas de fango está en una fusión incompleta del hielo contenido en el suelo; debido a esto quedan lentejones rígidos alternando con zonas plásticas, en las que la fusión fue completa; este hecho da lugar al deslizamiento de unas zonas sobre otras.

En regiones horizontales, con clima periglaciar, son muy frecuentes los suelos poligonales. Están formados por materiales gruesos y finos, totalmente diferenciados; en unos casos el material fino se encuentra en el interior del poligono y el grueso en los bordes, mientras que en otros sucede lo contrario. Se ha invocado para su origen la acción de corrientes de convección, producidas como consecuencia de la diferente temperatura del agua y, por tanto, de su densidad, así como la formación de grietas de desecación. Otro depósito típico de medios periglaciares es el loess. Se caracteriza por estar formado por granos angulosos, de cuarzo, cuyos tamaños quedan comprendidos dentro de la fracción limo; contiene siempre carbonato cálcico, que puede alcanzar porcentajes elevados y que en ocasiones se moviliza, dentro del propio sedimento, dando lugar a costras y concreciones. Los granos de cuarzo se producirían como consecuencia de la abrasión glaciar, siendo tomados posteriormente por el viento y transportados a zonas periglaciares. Por lo que respecta al carbonato, para unos autores es primario, en parte, mientras que para otros es totalmente secundario.

MEDIO SEDIMENTARIO FLUVIAL

Constituye uno de los medios continentales de mayor importancia estratigráfica, puesto que en ellos se han acumulado gran cantidad de sedimentos, a lo largo de toda la Historia de la Tierra, habiendo quedado conservados en la columna geológica. Por otra parte, dada la universalidad de las corrientes fluviales, sus depósitos tienen una amplia distribución geográfica.

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Los cursos de agua pueden dividirse, fundamentalmente, en tres grupos, de acuerdo con las características de su trazado: rectos, en los que la sinuosidad del cauce, en épocas de avenida, es despreciable; son los menos frecuentes y además en ellos sólo se depositan pequeñas cantidades de sedimentos; ramificados o anastomosados, en los cuales se produce üna serie sucesiva de divisiones y reuniones de la corriente, originandose así una serie de canales, de importancia análoga generalmente, que bordean islas aluviales; son tipicos de abanicos aluviales, así como de llanuras aluviales glaciares; meandriformes, cuando la corriente presenta una serie de inflexiones a lo largo de su dirección.

Los dos últimos tipos son característicos de los que corren sobre los materiales que previamente habían depositado. Dentro de una misma corriente fluvial se pueden dar varios tipos de cauces.

Tipos de depósitos fluviales

Los sedimentos de un medio fluvial presentan características diversas según la zona en que se hayan depositado; unos representan la acumulación en el canal; otros, la que tuvo lugar en sus márgenes; finalmente, existen sedimentos correspondientes a zonas alejadas del cauce.

Entre los depósitos del canal se encuentran los siguientes:

Depósitos de "channel lag" (rellenos de canal).

Son los que se sitúan en la parte más profunda del canal, son discontinuos, presentando forma lenticular. El material que los constituye es grueso, pudiendo también encontrarse fragmentos de madera, cantos blandos, etc. Están recubiertos por sedimentos de grano más fino, que corresponde a las islas de arena o barras de canal.

Depósitos de islas (barras del canal).

Son depósitos típicos de ríos anastomosados. Su granulometria varía según se trate de corrientes montañosas, en cuyo caso estarán formados por material grueso, o de tramos en los cursos bajos de ríos que transportan una gran cantidad de sedimentos, siendo entonces la granulometria fina (Reineck & Singh, 1973). Estas barras pueden desplazarse originando estratificación cruzada tabular

Depósitos de "Point bar" (Barra de Punta).

Son aquellos que se acumulan en la parte interna de los meandros; contienen los sedimentos más gruesos de los transportados por la corriente, observándose en ellos una granoselección con disminución del tamaño de grano hacia la parte superior. Pueden presentar estratificación cruzada curva, debida a migración de ripples, tanto pequeños como grandes (la de mayor escala se encontraría hacia la base de la unidad); sobre ésta puede encontrarse estratificación cruzada plana, laminación paralela y de “climbing ripples”. En la parte superior de una secuencia de "point bar" suelen depositarse limos y arcillas, que representan condiciones de régimen muy tranquilas.

Cuando el “point bar” está formado por materiales gruesos (McGowen & Garner, 1970) no parece presentar granoselección y la secuencia de estructuras difiere de la anterior.

De muro a techo se encuentran: estratificación cruzada curva o sedimento homogéneo; estratificación cruzada planar (en foreset) y curva, ambas de pequeña escala; estratificación cruzada en foreset grande.

Es frecuente la existencia, en los depósitos de point bars, de restos de plantas, conchas de moluscos, generalmente fracturadas, así como restos de vertebrados.

Los depósitos de las márgenes del cauce comprenden:

Depósitos de relleno de depresiones en los “Point bar”.

La superficie de un “point bar” presenta una serie de crestas y depresiones; estas últimas reciben sedimentos finos -limos y arcillas- durante épocas de avenidas. Comparables a éstos son los depósitos que se forman en algunos canales de ríos anastomosados, que pueden quedar total o parcialmente cerrados en su extremo superior (Doeglas, 1962); los sedimentos que en ellos se acumulan son arenas finas y limos, en la porción aguas arriba del canal, y arcillas en el extremo inferior (aguas abajo); en los sedimentos arenoso-limosos pueden encontrarse ripples de gran tamaño linguoides; en las arcillas se forman grietas de desecacion.

Depósitos de diques.

Forman bandas que bordean los cauces. Sus sedimentos están entre los más gruesos de los depositados fuera de. Aquéllos: arenas finas, limos y arcillas, generalmente, disminuyendo el tamaño de grano hacia la llanura de inundación, así como aguas abajo.

Suelen presentar interestratificación de los sedimentos más gruesos con los más finos, que sería debida (Allen, 1965) a las inmersiones que sufren durante las épocas de avenidas. Pueden estar recubiertos por vegetación.

Depósitos enraizados en grietas ("Crevasse splay").

En épocas de avenida pueden producirse fisuras en los diques, a través de las cuales el agua circulará hacia la llanura de inundación. En estas zonas se produce, entonces, un depósito de sedimentos cuyo grosor puede ser incluso superior al del material de los diques; suelen ser arenas de grano medio a fino, que alternan con limos arenosos y arcillosos

Depósitos de llanura de inundación.

Se encuentran en las zonas más alejadas del cauce. Están formados por sedimentos de grano fino, que han sido transportados en suspensión: limos y limos arcillosos. Puesto que durante largos periodos de tiempo quedan expuestos al aire presentan grietas de

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desecación, y si el clima es suficientemente seco pueden mostrar costras calcáreas o ferruginosas.

Además de estos tipos, Allen (1965) describe los llamados depósitos de transición, que son aquellos que se acumulan en canales abandonados, especialmente en los tramos correspondientes a meandros, cuando la corriente rectifica su curso. Fundamentalmente están formados por limos y arcillas, aunque en ocasiones pueden contener también algo de arena fina; algunos presentan laminación, estratificación cruzada y grietas de desecación.

MEDIO SEDIMENTARIO LACUSTRE

Sedimentos lacustres

Puede encontrarse en los medios lacustres cualquier tipo de sedimentos: detríticos (y biodetríticos), químicos, bioquímicos y orgánicos.

Sedimentos detríticos y biodetríticos

La granulometría del material detrítico en un lago es muy variada, yendo desde gravas a arcillas; no obstante, predominan los tamaños correspondientes a las fracciones más finas: limos y arcillas, quedando los más gruesos restringidos, generalmente, a la orla litoral.

Las gravas y arenas pueden tener un origen diverso: 1) Material introducido al lago mediante corrientes fluviales, 2) Productos de la erosion de la costa. 3) En e1 caso de arenas finas pudo haber intervenido la acción del viento en su depósito en el medio lacustre.

Cuando las gravas y arenas han llegado al lago por medio de corrientes fluviales su tamaño dependerá de la capacidad de transporte de la corriente; su extensión no será muy amplia y generalmente las acumulaciones adoptarán forma de cuña (Reeves, 1968).

Por lo general, las gravas se localizan en zonas muy someras, formando playas; si el transporte fue realizado por corrientes de montaña pueden alcanzan una profundidad mayor. La composición mineralógica de este material será variada, debido a la diversidad de litologías en el área fuente.

En ocasiones el material más grueso, introducido en el lago pon ríos, corresponde a la fracción arena. Esta alcanza profundidades mayores en su distribución, la cual está controlada, además de por la corriente fluvial, por la pendiente del fondo; cuanto menor sea ésta mayor extensión alcanzará el material arenoso. Generalmente las arenas lacustres están bien calibradas y redondeadas y su tamaño disminuye hacia el centro del lago.

Si los sedimentos gruesos derivan de la erosión de la costa su distribución será análoga a la del caso anterior, pero presentarán características diferentes. La composición

mineralógica es más uniforme; por lo general las gravas son angulosas y suelen mostrar imbricacion (Kukal, 1971), asi como disposicion en capas tabulares.

Los limos y arcillas se encuentran ya en la zona externa del lago, junto con los detríticos gruesos; hacia el centro pasan a ser los ünicos sedimentos detríticos. La composición mineralógica de las arcillas varía con los distintos lagos; si éstos se enduentran enclavados en rocas ricas en iones ferrosos, calcio y magnesio -por tanto, condiciones alcalinas en las aguas-, se forma montmorillonita e illita; los medios lacustres con estas condiciones suelen ser salados y en ellos se forman depósitos carbonatados; el hallazgo de este tipo de sedimentos -carbonatos asociados a arcillas illíticas y montmorilloníticas- indica climas semiáridos y aguas saladas. La caolinita requiere la existencia de un clima con mayor cantidad de agua, recibida como precipitaciones, que la que se pierde por evaporación; asimismo es necesaria la existencia de elementos alcalinos, pH inferior a 7 y medio oxidante.

Entre los depósitos biodetríticos los más importantes son los producidos por la acumulación de conchas de bivalvos; generalmente estos organismos viven en aguas someras y agitadas. No obstante, sus restos pueden depositarse en zonas más profundas que aquellas en que habitan, así como también por encima del nivel del agua, a consecuencia de la acción del oleaje (Kukal, 1971).

Todos estos sedimentos pueden mostrar una serie de estructuras sedimentarias, pero ninguna de ellas es exclusiva del medio lacustre. Frecuentemente se han relacionado con este tipo de medio sedimentos finamente estratificados y sedimentos con laminación fina (varvas), pero estas características pueden encontrarse también en otros ambientes.

Sedimentos químicos y bioquímicos.

La naturaleza de estos depósitos depende de los iones que se encuentren disueltos en el agua; dichos iones proceden, de una parte, de las rocas que bordean el lago y, por otra, de los aportes fluviales que a él llegan. Según los datos de análisis de aguas lacustres recogidos por Reeves (1968), los iones presentes son similares a los de las aguas marinas, pero varía la concentración; son más abundantes en los lagos: carbonatos, sulfatos, calcio, magnesio y potasio, apareciendo tambien nitratos. A partir de ellos, los depósitos más importantes formados en los lagos son: carbonatos, sulfatos, cloruros, nitratos y boratos. Su precipitación depende de los valores de pH y Eh, de la temperatura de las aguas, así como de la concentración y producto de solubilidad de cada compuesto.

Los carbonatos más frecuentes e importantes en el medio lacustre son: calcita, aragonito y dolomita. Puesto que el aragonito es la forma metastable de los dos carbonatos de calcio, no se encuentra en sedimentos antiguos, debido a su transformación en calcita.

La precipitación de la mayor parte del carbonato cálcico, especialmente de la calcita, parece estar controlada por procesos bioquímicos, fundamentalmente por la acción

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fotosintética de algas y vegetación litoral. No obstante existen formas cuyo origen puede ser puramente químico; tal es el caso de los oolitos calcáreos, cuyas caracteristicas son similares a las de los formados en medios marinos someros.

La dolomita lacustre presenta los mismos problemas de génesis que la marina. En algunos lagos se está depositando actualmente, pero se trata de protodolomita. No obstante, Reeves & Parry (1965) han encontrado dolomita estequiométrica, bien ordenada, en los lagos de Llano Estacado (W. de Tejas); estos autores opinan que la dolomita precipitaría como consecuencia de la desecación del lago; apoya esta hipótesis el hecho de aparecer inmediatamente por encima de ella cristales de yeso o capas ricas en este mineral. Otros depósitos carbonatados de origen químico son las tobas y travertinos. Las primeras se localizan en la zona costera de lagos alcalinos, estando controlada su formación por la presencia de fuentes o manantiales. Es un sedimento extremadamente poroso, que forma, en ocasiones, acumulaciones a manera de torres, las cuales pueden presentar un orificio en su parte superior (Dunn, 1953). El travertino presenta una estructura concrecional, con láminas muy compactas, pero presentando una porosidad elevada entre ellas (Sanders & Friedman, 1967); pueden estar asociados a algas calcáreas.

De origen claramente bioquímico existen varios tipos de sedimentos carbonatados. Los oncolitos, formados como consecuencia de algas azul-verdes, presentan una forma ovoide los más pequeños, o casi esférica los de tamaños mayores (Schottle & Muller, 1968); el tamaño no suele sobrepasar los 2,5 cm. Se originan por precipitación de carbonato cálcico sobre un núcleo que puede tener una naturaleza variada: fragmentos de conchas, partículas detriticas, etc. En sección presentan una estructura laminar concéntrica, debida a la alternancia de fases de crecimiento de algas con otras en que aquél se detiene. Cuando el oncolito es pequeño puede fácilmente estar en suspensión, debido a la agitación del agua; en este caso las láminas son continuas a lo largo de toda la superficie. Cuando alcanza tamaños mayores, o si la agitación es débil o nula, quedan depositados sobre el fondo, no desarrollándose el crecimiento más que en el área superficial libre; se originan de este modo formas subesféricas, con láminas discontinuas.

La creta lacustre es un tipo de depósito para el que algunos autores invocan un origen bioquímico. Seria debido, según ellos, a la actividad de algas y musgos. Presenta una composición variable, pero siempre carbonatada, de grano fino, conteniendo cantidades mayores o menores de conchas de bivalvos. la presencia de éstas ha hecho pensar que podría tratarse de un depósito biodetrítico, formado por trituración de restos orgánicos calcáreos; sin embargo, la presencia de conchas enteras, junto con las pulverizadas, hace desechar esta hipótesis, al menos como modo único de originarse (Kukal, 1971), En su composición pueden formar parte arcillas y materia orgánica, en cantidades variables.

Es un sedimento que se sitúa en zonas siempre muy someras.

Existen también otros depósitos debidos a la actividad de algas; son costras que se encuentran en zonas poco profundas -menos de 5-6 m- en lagos con aguas calidas.

Dentro de los sedimentos químicos típicos se encuentran las evaporitas, de las que las más importantes son los sulfatos y los cloruros. Entre los sulfatos, los de calcio -yeso y anhidrita- son los más frecuentes. El yeso es abundante en algunos tipos de lagos; su precipitación, que en ocasiones puede ser anterior a la de los carbonatos, depende de la concentración en iones sulfato y calcio, en parte también, a la presencia de ácido sulfhídrico (Reeves, 1968) o sulfuros; la oxidación de éstos lleva a la formación de ácido sulfúrico, que reaccionará con el carbonato cálcico, dando lugar a yeso. La anhidrita se presenta como depósitos masivos, bandeada finamente o bien con estructura esferolítica; frecuentemente alternando con calcita, dolomita o arcillas. La mayoría deriva de yeso.

El cloruro sódico -halita- es menos frecuente que los carbonatos y sulfatos en los depósitos lacustres; esto se debe, fundamentalmente, a la alta solubilidad de esta sal, influyendo también la baja concentración en ion cloro de las aguas lacustres.

Actualmente las evaporitas se forman en zonas áridas de regiones cálidas situadas a ambos lados de la franja ecuatorial. Dado que en otras épocas tuvo que suceder igual, las evaporitas representan un buen criterio en las reconstrucciones paleoclimáticas.

En los lagos pueden precipitar también minerales de hierro; en unos casos su formación es puramente química, mientras que en otros pueden haber intervenido determinados organismos tales como bacterias. Predominan los óxidos, que suelen aparecer mezclados con sedimentos finos o bien presentarse individualmente, formando en este caso capas con estructura concrecional o pisolítica.

Sedimentos de origen orgánico

Pueden diferenciarse dos grupos: aquellos que están constituidos por acumulaciones de partes duras de los organismos -y que no han sufrido un verdadero transporte- y los que están formados por el depósito de las partes blandas.

A los primeros corresponden los sedimentos de diatomeas, que se localizan en lagos de regiones frías, ya que el desarrollo de estos organismos está favorecido por temperaturas bajas. En verano se forma una capa de diatomeas, en las aguas superficiales, que al alcanzar un grosor determinado (unos pocos milímetros) se hunde (Kukal, 1971).

Además de las frústulas de diatomeas se encuentran en estos depósitos fragmentos de plantas, limos y arcillas.

Las partes blandas de los organismos que viven en un lago, al morir éstos, se acumulan y lo hacen generalmente junto con los sedimentos más finos; una vez depositadas comienzan a sufrir procesos de descomposición. En unos casos estos procesos tienen lugar en condiciones oxidantes, mientras que otras veces se realizan en ausencia de oxigeno. Los productos resultantes son de varios tipos, dependiendo de la naturaleza de la materia orgánica original y de las características físico-químicas del medio. Los más importantes son el sapropel y la gyttja; el primero se forma como producto de

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alteracion, en condiciones reductoras, de macrofitas, mientras que la gyttja deriva de materiales ricos en grasas y proteinas, procedentes principalmente de organismos planetonicos, cuya alteracion se realiza en condiciones oxidantes (Kukal, 1971). No se sabe, sin embargo, si en la naturalaza del producto final tiene más importancia el material original o el modo de alteración.

MEDIO SEDIMENTARIO PALUSTRE

Constituyen estos medios los pantanos, los cuales se desarrollan sobre depresiones someras. La escasa profundidad del agua permite la instalación de una vegetación, que puede en ocasiones extenderse por toda la superficie del pantano. Además de la existencia de una depresión, requieren para su formación unas condiciones climáticas determinadas: abundancia y frecuencia de lluvias. Se pueden desarrollar sobre cualquier tipo de superficie, pero lo más frecuente es que lo hagan sobre penillanuras, llanuras de inundación y deltas.

Tipos de pantanos

Pueden diferenciarse dos grandes grupos de medios palustres: Marinos y de agua dulce.

Los pantanos marinos se originan de varios modos: a) Por formación de una barrera que aísla una zona costera del mar. b) Por elevación del fondo del mar, provocando la existencia de una zona de aguas poco profundas; en este caso el pantano puede tener una extensión considerable. c) Por inmersión de una llanura situada en las proximidades del mar. En los dos últimos casos la parte más exterior suele recibir aguas marinas, teniendo entonces populaciones de organismos marinos, mientras que la zona más interior, al tener generalmente agua dulce, presentará especies dulceacuícolas. Dada su proximidad al mar, y si la velocidad de subsidencia excede a la de sedimentación, pueden quedar recubiertos por sedimentos marinos; en ocasiones las invasiones marinas se producen de una forma más o menos periódica, convirtiéndose el pantano en una cuenca parálica.

Los pantanos de agua dulce pudieron haber estado relacionados originalmente con marinos, poro la mayoría nunca tuvieron agua salada. Unos se desarrollan en lagos pequeños, con poca agitación, o bien sobre zonas restringidas de lagos mayores; otros lo hacen sobre penillanuras y otras formas planas.

La vegetación, tanto en los marinos como en los de agua dulce, es muy variada, yendo desde pantanos en los que predominan los árboles a aquellos en los que se desarrollan fundamentalmente helechos, musgos, etc.

Además de esta variedad de marcos geográficos, los medios palustres pueden desarrollarse bajo condiciones tectónicas muy diferentes. Strakhov (1969) diferencia, desde el punto de vista tectónico, dos tipos de regiones en las que se formaron pantanos y, por tanto, series conteniendo carbón, que es el sedimento más típico de estos medios:

1) Áreas tectónicamente activas durante el depósito de carbón; y 2) Areas tectónicamente pasivas.

En cada una de ellas pueden desarrollarse tanto pantanos parálicos como intracontinentales.

Los medios parálicos, en zonas tectónicamente activas, se caracterizan por la existencia de una llanura, situada frente a una cadena montañosa, inclinándose aquélla hacia el mar. La región está afectada por movimientos de descanso fuertes y levantamientos de corta duración, pero frecuentes; esto hace que las sucesiones tengan un marcado carácter rítmico. La llanura, de tipo aluvial, recibe los sedimentos detríticos derivados de la erosión de la cadena montañosa, teniendo lugar el máximo de acumulación en los valles fluviales. Posteriormente, al cesar la elevación de la cordillera y suceder una época de estabilidad, el aporte de detríticos disminuye, terminando de rellenarse los valles y uniformizándose el relieve de la llanura. Esto lleva consigo deficiencias en el drenaje y transformación de la llanura en un medio pantanoso; se desarrollan entonces turberas que van a dar origen a una capa de carbón. La reanudación de la subsidencia o de los levantamientos en la región montañosa terminará con el medio palustre, depositándose sobre el carbón sedimentos marinos (transgresión debida a la subsidencia) o depósitos detríticos fluviales (levantamiento de la cadena montañosa).

En zonas tectónicamente activas se pueden desarrollar pantanos sin conexión con el mar. Las depresiones sobre las que se desarrollan se encuentran rodeadas por zonas montañosas. Los sedimentos son más variados que en el modelo anterior, apareciendo depósitos de abanicos aluviales, que pasan a sedimentos fluviales y finalmente lacustres y palustres hacia el centro de la depresión. La importancia de cada tipo de sedimentos depende de las dimensiones de la depresión, así como de la naturaleza de los movimientos tectónicos; en los momentos de levantamiento la zona lacustre sufre una reducción, adquiriendo mayor importancia los depósitos de abanicos aluviales y los sedimentos fluviales; ah oesar la ohovaoó y dogradarso el relieve se originan pantanos en los bordos del lago y en algunas zonas fluviales. Si ha zona empieza a sufrir fenómenos de subsidencia la zona lacustre adquiere mayor importancia, depositándose arenas y limos, que recubrirán los depósitos carboníferos.

Los medios parálicos de regiones tectónicamente pasivas no son muy frecuentes; dada la estabilidad reinante los espesores que en ellos se acumulan son mucho menores que en los casos anteriores. Las series están constituidas por sedimentos fluviales, lacustres y palustres, junto con depósitos de tipo deltaico, de "lagoon" , bahía, etcétera. La formación de carbón tiene lugar en depresiones situadas sobre la llanura de inundación y en turberas de la zona costera; debido a esto las capas de carbón no suelen tener una gran extensión y presentan además variaciones notables en su potencia.

En zonas aisladas del mar y tectónicamente estables la acumulación del carbón tiene lugar en lagos del medio fluvial (meandros abandonados) o bien en medios lacustres.

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Las capas no tienen mucha continuidad, pero presentan, generalmente, un gran espesor.

Sedimentos de los medios palustres.

Los depósitos típicos de los medios palustres son los formados por la acumulación de materia orgánica, de origen vegetal casi exclusivamente. Una voz acumulada va a sufrir, en la mayoría de los casos, una serie de transformaciones hasta su conversión en carbón.

En los pantanos marinos, como se ha visto, los depósitos típicamente palustres quedan recubiertos por sedimentos marinos o de medios de transición. Posteriormente se inicia el depósito de materiales correspondientes a medios continentales, para finalmente comenzar la acumulación de materia vegetal, que llegará a ser el único depósito. Por tanto, las invasiones del mar quedan puestas de manifiesto en la columna estratigráfica por la aparición de intercalaciones de sedimentos marinos. En este tipo de pantanos son frecuentes los cristales de pirita o marcasita, formados por reducción, mediante bacterias, de los sulfatos disueltos en el agua.

En los pantanos de agua dulce ocurre algo similar. Entre el depósito de dos capas de carbón se produce la sedimentación de materiales correspondientes a medios fluviales, aluviales, lacustres, etc. Otro depósito de los medios palustres es el formado por óxidos de hierro, que aparecen relacionados con sedimentos arcillosos; estos óxidos de hierro forman capas que pueden alcanzar espesores de hasta un metro.

MEDIOS SEDIMENTARIOS DE TRANSICIÓN

La costa es la zona limítrofe entre el continente y el mar. Desde el punto de vista geológico, está sujeta a transformaciones rápidas y profundas. Esta zona está fuertemente influenciada por las transgresiones y regresiones. Los ambientes que se desarrollan en esta zona se conocen como medios de transición o mixtos. Estos ambientes se dividen en: playas, deltas, llanuras de marea, estuarios y lagoons (lagunas costeras).

Los deltas y las playas en un sentido amplio son los más importantes conjuntos de ambientes de sedimentación que existen en el área de transición terrestre – marino.

PLAYAS

Este ambiente de sedimentación queda limitado por la acción del oleaje. El límite superior lo constituirá la línea más alta alcanzada por las olas en los temporales. Esta línea separará los depósitos de playa propiamente dichos de las arenas de las dunas costeras. El límite inferior se establece en aquel punto, mar adentro, en que el oleaje deja ya de tener una acción directa sobre el fondo.

Debe de tenerse en cuenta que las playas se desarrollan en costas bajas.

Dentro de una playa ideal se pueden distinguir tres ambientes sedimentarios distintos, caracterizados cada uno de ellos por presentar un tipo de material asociado a unas estructuras sedimentarias primarias determinadas. El subambiente más proximal o que limita con el cordón de dunas es el llamado backshore (zona supramareal), cuyo límite inferior lo constituye el nivel de marea alta. Hacia el mar le sigue el foreshore (zona intermareal), que ambientalmente, aunque con sedimentos y morfología de fondo distintos correspondería al intramareal; o sea, que sus límites superior e inferior lo constituyen, respectivamente, el de marea alta y el de marea baja. La parte más distal de una playa la forma el shoreface (zona inframareal), siempre bajo las aguas, que se halla delimitado entre el nivel de marea baja y el punto donde el oleaje deja de ejercer una acción sobre el fondo. A partir de este punto, de situación algo imprecisa, se desarrolla el área de sedimentación de los materiales de plataforma, también conocida como offshore.

Los materiales típicos depositados en una playa son las arenas. No obstante, tanto en formaciones actuales como fósiles abundan las playas de cantos rodados. Las laminaciones son más o menos típicas para cada una de las zonas.

Backshore

Es el área que tan sólo forma parte del ambiente marino durante los grandes temporales, que es cuando las aguas la cubren.

Es característica de esta zona la existencia de pequeños escalones llamados bermas, producidos por temporales.

Los materiales que se depositan en esta zona son fundamentalmente arenosos. La proporción de limo no rebasa el 10%. (En las dunas costeras prácticamente el 100% es arena.)

Los fósiles que allí se hallen serán siempre retrabajados Puede existir también una débil bioturbación de los materiales.

Es un subambiente difícil de caracterizar por sí solo en series estratigráficas. Para ello debe conocerse la sucesión de ambientes en sentido vertical y lateral. Esto se debe a que los materiales transportados por el mar son retrabajados generalmente por el viento, y, por lo tanto, se pueden encontrar diferentes tipos de estructuras sedimentarias. Las más comunes son la laminación paralela, a veces ripples de corriente y, con menor frecuencia, una laminación cruzada de bajo ángulo.

Foreshore

Es la parte que puede ser considerada como la playa propiamente dicha. Diariamente participa del continente y del mar al ritmo marcado por las mareas.

Los materiales que se depositan en esta zona son arenosos (la proporción de limo es también pequeña), aunque la clasificación es menor a la que presentan las arenas del backshore y de las dunas costeras.

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Las capas presentan una laminación cruzada planar típica de pequeño ángulo. Las láminas poseen generalmente una relativa gran longitud. Estas buzan en dirección al mar y en realidad corresponden a verdaderas superficies de acreción. Son frecuentes los ripples debidos a olas, tanto los simétricos como los asimétricos, aunque generalmente no se conservan en sedimentos fósiles.

En la parte más distal del foreshore pueden crecer longshore bars, o barras que poseen un perfil asimétrico. Pueden migrar, aparecer o desaparecer con mucha facilidad.

Es un área de acumulación relativa de conchas muertas. El sedimento puede hallarse parcialmente bioturbado con burrows, por lo general en posición vertical.

Shoreface

Si bien el límite superior del shoreface queda morfológicamente y hasta cierto punto sedimentológicamente bien establecido, el límite inferior es muy impreciso.

Anteriormente se ha dicho que se considera como tal aquel punto en que el oleaje deja de actuar sobre el fondo en los períodos de buen tiempo. Este límite, desde un punto de vista sedimentológico, podria ser establecido en el límite arena-limo. En el shoreface los sedimentos son aún dominantemente arenosos mientras en la plataforma son arcillosos.

Corresponde, por consiguiente, a una zona de transición en cuanto a la granulometría de los materiales.

No obstante, en esta área existen dos tipos de estructuras sedimentarias muy características. Por un lado, la existencia de ripples de olas con las crestas alineadas paralelamente a la costa, ya sean simétricos ya asimétricos, a pequeña o gran escala (megaripples). Por el otro, debe pensarse que es un área con un gran dominio de vida, aparte de incluir una abundante fauna, los sedimentos, localmente se hallarán bioturbados por completo.

Al igual que en la zona de foreshore pueden presentarse barras alineadas sensiblemente paralelas a la línea de costa. Estas barras poseen el flanco de sedimentación orientado hacia la costa. Como en el caso anterior, migran con mucha facilidad.

Ciclos de playa

En un caso ideal y en una costa progradante que dé lugar, por lo tanto, a una serie regresiva, la superposición de subambientes de playa debe ser como sigue: En la parte alta del ciclo existirán depósitos de dunas eólicas costeras y que marcarán el fin del ciclo. Luego, sucesivamente, la serie estará formada por depósitos de backshore, de foreshore y de shoreface. El ciclo comenzará normalmente sobre un sustrato formado por sedimentos de plataforma continental (offshore)..

Esto no siempre se observa en el campo, pues estos ciclos pueden ser incompletos, ya sea debido a la erosión, ya a la fuerte subsidencia que actúa en la zona y que no permite el desarrollo completo del ciclo.

Si la serie es transgresiva, lógicamente la distribución de medios es a la inversa de cómo se han establecido anteriormente. Aunque en este caso, por lo general, los ciclos son aún más incompletos.

DELTAS

Un delta está constituido por tres partes que, de la más cercana al río o más proximal, a la más distal o más cercana al mar se denominan: la llanura deltaica, que es subaérea con un claro dominio del continente; el frente deltaico donde se desarrollan ya procesos de tipo marino, y el prodelta, permanentemente sumergido y donde siendo su materiales de procedencia fluvial, se hallan enteramente afectados por procesos marinos. Estas diferentes partes del delta fueron definidas en el río Mississippí por Coleman & Cagliano (1965).

Evidentemente, no hay que considerar al delta como un ente estático, sino que se halla en continua evolución, ya sea en avance agrandándose, ya en retroceso hacia tierra por su destrucción por el mar. En su avance, lógicamente, las distintas partes en que se divide el delta van progradando hacia el mar de tal forma que la parte ocupada por el prodelta, más tarde, es ocupada por el frente deltaico, y si éste sigue avanzando, finalmente, por la llanura deltaica. Este hecho tan simple es el que luego dará una explicación a la secuencía tipo de un delta, secuencia que se irá repitiendo cíclicamente dando lugar a una serie deltaica.

En el concepto clásico de deltas, estas tres partes fueron ya establecidas por Gilbert (1890) para un delta lacustre, a las que denominaba: depósitos de topset caracterizados por la existencia de láminas paralelas; el foreset, con láminas fuertemente buzantes, y el bottomset, con láminas paralelas en la parte inferior del mismo. Estos canales pueden adquirir un régimen meandriforme, característico de la parte baja de un curso típicamente fluvial. Su evolución y estructuras sedimentarias son las típicas de una barra de meandro (point bar sequence).

Los límites laterales de los cauces que funcionan lo constituyen unos márgenes o diques ligeramente elevados respecto al nivel del canal (natural levee). Estos diques están originados, en los momentos de crecida, por los materiales más groseros que el río es capaz de transportar en suspensión, generalmente arenas finas, limos y arcillas.

Llanura deltaica

Corresponde a la parte emergida del delta. En ella existe un claro predominio de fenómenos fluviales representados, en un momenton determinado, por una serie de canales que delimitan zonas casi llanas o pequeñas depresiones limitadas por los márgenes de éstos y ocupadas por pantanos y matrismas (palustre s.l.).

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Submedio fluvial

Forma el relleno de canales, ya sea por la migración de barras de meandro, ya de cauces anastomosados (braid bars), mucho más raros. Estos canales quedan limitados por sus diques correspondientes.

Evidentemente, la relación lateral, y muchas veces vertical, de estos submedios será distinta si se establece en un ambiente fluvial típico o bien en un ambiente deltaico.

El transporte de los sedimentos en los deltas se efectúa por canales activos. Estos pueden ser únicos o hallarse subdivididos, dando lugar a canales distributarios.

Cuando el río abandona uno de estos canales, éste se colmata paulatinamente. En un principio, esta colmatación se realiza con los sedimentos transportados por el mismo río, dando lugar a una típica secuencia positiva, causa de la deceleración de la corriente, con lo que, además, la sucesión vertical de las estructuras sedimentarias será la típica que se produciría en una corriente que, de forma progresiva, va perdiendo intensidad de flujo.

El final del ciclo, o sea, la etapa última de colmatación, vendrá caracterizado por la existencia de abundantes restos vegetales y por una bioturbación de los sedimentos, producida por el soporte vegetal que, lógicamente, debe implantarse con relativa rapidez.

Estos canales pueden adquirir un régimen meandriforme, característico de la parte baja de un curso fluvial. Su evolución y estructuras sedimentarias son las típicas de una barra de meandro (point bar sequence).

Los límites laterales de los cauces que funcionan los constituyen unos márgenes o diques ligeramente elevados respecto al nivel del canal (natural levee). Estos diques están originados, en los momentos de crecida, por los materiales más groseros que el río es capaz de transportar en suspensión, generalmente arenas finas, limos y arcillas.

Submedio palustre

Engloba aquellas áreas pantanosas donde existe una sedimentación orgánica (vegetal) muy intensa. La mayor parte, en extensión, de la llanura deltaica está ocupada por este submedio. En la actualidad, y en la mayor parte de los deltas, esta zona posee un gran interés económico por hallarse intensamente explotada agrícolamente.

El submedio palustre engloba toda una extensa gama de áreas pantanosas o lacustroides de características a veces muy dispares. De todas formas, en los sedimentos fósiles, vendrán caracterizados por una gran abundancia de materia orgánica (carbonosa).

Alguna de estas zonas lacustroides pueden tener comunicación con el mar, ya sea permanente ya esporádicamente, dando lugar a lagos salobres.

En todos ellos la sedimentación detrítica es de elementos finos y, en la mayoría de los casos, abundante materia orgánica, ya sea en forma de niveles, ya mezclada con el sedimento por la bioturbación, especialmente producida por las plantas.

En estas áreas son a veces muy abundantes los restos de moluscos y ostrácodos especializados, representados por una gran abundancia de individuos y una relativa pobreza de especies.

Las bahías interdistributarias son áreas abiertas o comunicadas con el mar y limitadas por diques de canales (levees), o bien por áreas pantanosas (marshes). En ellas puede producirse una sedimentación de tipo detrítico fino y por crevasses de elementos más gruesos, así como materia orgánica y algunas conchas. Cuando actúa el oleaje, presenta una laminación ripple, la cual da lugar a una estratificación lenticular. Es asimismo abundante la laminación paralela, ya sea de color, ya textural. Estas estructuras primarias se hallan frecuentemente destruidas, parcial o totalmente, por la bioturbación.

Frente deltaico

Corresponde a un ambiente fluvio marino donde se establece la pugna mar-continente.

Si es el continente el que avanza sobre el mar, o sea, que el delta prograda por una sedimentación intensa, en el frente del mismo se desarrollan una serie de subambientes que se denominan (Coleman & Cagliano, 1965): Canal distributario (distributary channel), dique subacuático (subaequous levee), barra en la boca de un distributario (distributary mouth bar), barra distal (distal bar). En el caso de que un delta se desarrolle en aguas poco profundas y con un bajo nivel energético en el frente deltaico, se desarrollan unas láminas (extensiones delgadas) de arena que cubren uniformemente la superficie frontal del delta.

Canal distributario (Distributary channel)

Es un cauce distributario del río en su entrada en el mar. Los materiales que transporta este cauce los deposita en la parte más proximal del frente deltaico. Si el delta es progradante estos sedimentos constituirán la parte alta de un ciclo deposicional típico para los frentes deltaicos.

Estos cauces quedan limitados lateralmente por diques algo más elevados (natural levee) que llegan a introducirse dentro de las aguas marinas formando el dique subacuático. Hacia el mar estos diques van, progresivamente, perdiendo altura y, por lo tanto, potencia de sus sedimentos, hasta desaparecer por completo. La parte subacuática se halla continuamente expuesta a la acción del oleaje y al influjo de las mareas.

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Tanto los canales como sus respectivos diques poseen características parecidas o idénticas a sus correspondientes en un régimen fluvial típico.

No obstante, se puede recordar aquí que están formados por arenas, pues los materiales finos que han sido transportados al mismo tiempo en suspensión, se depositan en el mar en zonas más distales. Estos sedimentos finos, en los períodos de bajo régimen de flujo pueden llegar a depositarse en esta zona y, más tarde, preservarse o erosionarse, dando lugar a veces a cantos blandos. La sucesión de estructuras sedimentarias es la típica de los canales fluviales (laminaciones cruzadas a gran y pequeña escala, niveles erosivos con su consecuente relleno y fosilización de los surcos, etc.). Además, podrán existir estructuras de deslizamiento producidas por la inestabilidad relativa de los materiales de las paredes del canal, y pliegues recumbentes, recumbent folds, debidos o al transporte de masas densas que producen la distorsión de los materiales aún no consolidados que forman el fondo o a movimientos lentos que afecten a estos materiales.

Barra en la boca de un distributario (Distributary mouth bar)

Se origina y se desarrolla por sedimentación en la boca de los canales dando lugar a un área de aguas muy someras. Al perder energía el medio fluvial a su entrada en el mar, antes confinado en un canal, deposita los materiales transportados por el canal, ya sean arenas finas, limos o arcillas.

La arcilla se halla en mucha menor proporción, y entre las láminas de ésta existen, con relativa frecuencia, pequeños, pero abundantes fragmentos de restos vegetales. Los materiales sedimentados en esta área se hallan frecuentemente retrabajados por las propias corrientes fluviales del canal o bien por el oleaje. Las estructuras sedimentarias primarias que presentarán estos materiales serán laminaciones cruzadas a gran y pequeña escala (las primeras, de tipo festoon, y las segundas, de tipo ripple de corriente). Al ser afectados por el oleaje no es de extrañar que presenten ripples debidos a las olas (wave ripples).

La fauna es muy escasa como consecuencia de la intensa sedimentación detrítica, que dificulta enormemente el desarrollo normal de la vida.

Barra distal (Distal bar)

Corresponde a la parte más extensa del frente deltaico y se caracteriza por formar un suave talud en el frente del mismo. En ella se depositan materiales finos, generalmente limos y arcillas y, en menor proporción, arenas finas, y en los que son frecuentes, además, pequeñas partículas vegetales. En esta área pueden desarrollarse ciertas faunas adaptadas a la salinidad anómala aquí reinante que producen una intensa bioturbación de los materiales. La corriente puede dejar su sello en laminaciones cruzadas y el oleaje puede dar lugar a ripples de olas que, en gran parte, serán destruidos por la bioturbación.

Depósitos de frente deltaico en sedimentos actuales

Al progradar un delta y hallarse situado en un área subsidente se irán estableciendo sucesivamente cada uno de estos submedios sobre el anterior. Al cabo de un tiempo, sobre los materiales depositados en el distal bar de un estadio 1, se sedimentarán los del distributary mouth bar de un estadio 2 y sobre éstos los del distributary channel de un estadio 3.

Si estos cuerpos arenosos van progradando mar adentro adquieren forma alargada y sección más o menos bioconvexa muy aguda. Se conocen en la literatura como bar finger sand o bien stream mouth bar. En ellos un fenómeno muy característico es la extrusión diapírica de las arcillas del prodelta, poco compactadas y ricas en agua, dando lugar a los mud lumps, que pueden alcanzar la superficie y originar verdaderas islas.

Prodelta

Corresponde a la parte más distal de un aparato deltaico, y los materiales que en ella se depositan son de transición a los materiales típicamente marinos. Estos materiales son los más finos, sedimentados en un delta, siendo generalmente lutitas y, a lo sumo, limos.

Como estructuras sedimentarias presentan laminaciones paralelas, ya sean texturales, ya de color, y raras laminaciones debidas a ripples de corriente en los limos. Muchas veces estas laminaciones quedan parcial o totalmente destruidas por la bioturbación.

Asimismo, pueden hallarse residuos de conchas.

A veces es difícil distinguirlos de los materiales de la plataforma continental. No obstante, en ésta existe una gran abundancia de fauna y, por lo tanto, la bioturbación de los mismos es intensa y, además, las laminaciones son siempre de color.

LLANURAS DE MAREAS

En ciertas áreas entre los límites de marea alta y marea baja se desarrollan unas llanuras llamadas de marea (tidal flats) con características sedimentológicas peculiares. Estas zonas llanas afectadas por las mareas se extienden en franjas sensiblemente paralelas a la línea de costa. Su aparente monotonía llana se ve frecuentemente interrumpida por una serie de canales más o menos perpendiculares a la dirección de la costa, que surcan la llanura y que pueden adquirir incluso un régimen meandriforme. En estas llanuras los canales antes mencionados poseen su cabecera en la parte más cercana a la costa y la desembocadura mar adentro. Generalmente se desarrollan en áreas protegidas por islas barreras o barras de arena, o bien corresponden a áreas naturalmente cerradas. Los estuarios pueden asimismo disecar estas llanuras.

La acción geológica que domina en estas áreas es la ejercida por las mareas, siendo muy secundaria la de otros agentes, como, por ejemplo, el oleaje.

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Aparte de la zona estrictamente limitada por la marea alta y baja se considerará aquí también la zona situada entre la marea alta y los medios propiamente continentales, y la que exista entre la marea baja y los medios propiamente marinos. Si a la zona com-prendida entre marea alta y marea baja se le denomina intramareal (o intermareal), se utiliza el nombre de supramareal para la que limita con el continente y de submareal (on inframareal) para la limítrofe con el mar.

En estas llanuras de marea los materiales que se depositan son arcillosos, limosos y arenosos, siendo rarísimos los sedimentos clásticos de granulometría mayor.

Esporádicamente y en el fondo de los canales pueden encontrarse cantos blandos y acumulaciones de conchas. Estos materiales detríticos finos, en un sentido general, pueden considerarse distribuidos en forma de bandas que tienden a ser paralelas a la línea de costa, donde los más arcillosos se acumulan en las áreas más cercanas al continente y los más arenosos en las zonas más distales. La transición entre una y otra de estas bandas es gradual. Cada una de estas bandas recibe un nombre según sea el componente litológico que predomina (Reineck, 1972). Así, pues, se denomina llanura lutítica o de fango (mud flat) a la más proximal, llanura mixta (mixed flat) a la intermedia y llanura arenosa (sand flat) a la más distal.

Características de la estratificación y estructuras sedimentarias primarias

Las estructuras sedimentarias más frecuentes que se presentan en estas llanuras de marea son los ripples de corriente. Pueden hallarse, no obstante, los ripples de oscilación debidos a olas, ya sean simétricos, ya asimétricos. La existencia de ripples en las áreas con abundantes sedimentos lutíticos y deficitarios de arena darán lugar a una estratificación lenticular, donde los lentejones representarán un grupo de láminas de los trenes de ripples de corriente mal desarrollados; por lo tanto, las capas serán delgadas y poseerán un contacto inferior plano (o irregular si son de oscilación) y uno superior abombado; esta estratificación será, pues, típica de la llanura mixta y se encontrará, aunque esporádicamente, en la llanura arcillosa. Cuando, por el contrario, existe un mayor predominio de material arenoso, con déficit de arcilla, al formarse los trenes de ripples ésta queda en suspensión para depositarse después en los valles de los mismos; el tipo de estratificación que se obtendrá será de capas más gruesas de areniscas con flasers. Este tipo es característico de las llanuras de arena (sand fiat). Asimismo en esta última zona se desarrollan laminaciones bimodales (herring bone) y, localmente, festones.

En el fondo de los canales de marea se desarrollan megaripples, y, por lo tanto, el tipo de estratificación está en función de éstos.

Debido a las condiciones ecológicas específicas que este área presenta, la vida es muy abundante en individuos, pero escasa en especies. Es muy frecuente que los sedimentos se hallen bioturbados y por ello gran parte de las estructuras primarias estén borradas.

Cuando la sedimentación es rápida, la bioturbación es mucho menor y los organismos que viven enterrados en el sedimento tienden a huir en busca de la superficie del mismo, dando lugar a burrows verticales. En el fondo de los canales, donde la sedimentación es por lo general rápida, la vida escasea y estos últimos burrows son especialmente abundantes.

En la superficie de las capas, aparte de la morfología de los ripples, ya de corriente, ya de oscilación e interferencia, pueden verse pequeñas señales de erosión, huellas de animales terrestres (por ejemplo, pisadas de aves), impactos de gotas de lluvia, burbujas producidas por la emanación de gases, grietas de desecación, etc.

En la zona submareal la sedimentación tiene lugar dominantemente en los canales.

Debido a su régimen meandriforme activo (meandros que migran) se produce un intenso retrabajamiento de los sedimentos. Evidentemente los tipos de depósito son análogos a las barras de meandro fluviales (point bar) y, como en éstas, se produce una estratificación cruzada e gran escala (crecimiento lateral). En la base de estos depósitos se presentará una abundante cantidad de cantos blandos (de lutita), siendo el resto del sedimento de tipo arenoso.

En la zona supramareal la sedimentación está caracterizada por la existencia de materiales finos, con laminaciones paralelas, completamente distorsionadas por las raíces de las plantas que allí acostumbran a vivir. Según el clima, pueden originarse en esta área abundantes cristales de yeso y halita.

ESTUARIOS

Es difícil su identificación y con frecuencia se incluyen en el término más amplio de llanuras de marea de las que generalmente forman parte.

Las características de identificación de un estuario se basan en la existencia de una dinámica provocada por el mecanismo de dilución del agua del mar por el agua dulce fluvial, que se superpone a la dinámica mareal.

El diagnóstico de medio debe basarse precisamente en el gradiente salino y es muy difícil que pueda quedar registrado en los sedimentos. Criterios utilizados son: el análisis de estructuras sedimentarias que reflejan la morfología de la superficie del sedimento; análisis detallado de la variación en tamaño de grano que viene condicionado por la dinámica estuarina; secuencia de estructuras marcando variación gradual en velocidad de corriente y tamaño de grano, y relaciones organismos-sedimentos, entre las que destacan bioturbación, perforaciones, pistas y fijación de sedimentos detríticos por intervención de superficies cubiertas por algas.

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Lateralmente el medio estuario limita con llanuras de marea, río mareal y medio litoral, shoreface.

Dentro del estuario se pueden distinguir las zonas de canal, en conexión continua al medio fluvial, zonas de superficies mareales (tidal flats) con predominio de materiales finos y gran actividad de procesos biológicos, y bancos o superficies arenosas (sand flat) que aparecen en transición lateral.

Las facies de canal y transición al río mareal se caracterizan por la presencia de sets de estratificación cruzada de escala pequeña y grande, sin que predomine ninguna de ellas y con bimodalidad en dirección. Tamaño de grano de medio a fino, bien clasificado, y pequeños niveles lenticulares de limos y arcillas, algunos cantos blandos y estructuras flaser recubriendo los sets de estratificación cruzada en surco de pequeña escala. En la base, superficies erosivas con alineaciones de gravillas y conchas. Pueden pasar lateralmente o intercalarse con secuencias fluviales.

Sobre la superficie mareal, lo más característico del medio estuario es la estratificación lenticular y flaser, lentejones arenosos intercalados entre limos y arcillas que pueden estar aislados o débilmente interconectados. Predominan agrupaciones de sets de estratificación cruzada en surco, separados por láminas horizontales más arcillosas y frecuentemente bioturbadas. Las alternancias de estructuras marcando variación en la velocidad de corriente con dos direcciones de corriente principales se complementan por una tendencia de circulación en rotación a la escala de extensión de las facies.

LAGOONS (LAGUNAS COSTERAS)

Es uno de los submedios sedimentarios más difíciles de distinguir en sedimentos fósiles, puesto que sus secuencias son extremadamente parecidas a las que existen en la llanura de marea. Ello es lógico si ya morfológicamente es difícil delimitar cuando se trata de un lagoon o cuando de una llanura de marea; probablemente existen todos los estadios intermedios entre uno y otro.

El lagoon es una parte de costa poco profunda limitada hacia el mar por una isla barrera y comunicada con éste por uno o varios canales llamados inlets (que pueden desarrollar deltas a ambos lados del mismo). Son, pues, verdaderas lagunas saladas más o menos alargadas en la dirección de la costa. Pueden poseer emisarios de agua dulce que, a su vez, pueden aportar sedimentos a la laguna. La recarga de la misma por el mar está íntimamente relacionada con el régimen de mareas.

Los materiales que se depositan en un lagoon son dominantemente lutíticos y limosos. En algunos casos pueden existir delgadas capas de arena aportada por el viento, por los emisarios o por mareas u olas, sobre todo en época de tormentas. En algunos, y en

función del clima, pueden existir otros tipos de sedimentos, como son salinos, algal mats, turbosos en las inmediaciones de la costa, etcétera.

La vida es abundante en individuos, pero su anómala salinidad produce una selección de especies. A excepción del área ocupada por el inlet, donde la salinidad es normal, la fauna posee características marinas anormales. La bioturbación de los sedimentos es asimismo intensa.

Las estructuras sedimentarias que dominan son los ripples, especialmente los de oscilación, ya sean simétricos, ya asimétricos. Por ello no es de extrañar que la típica estratificación de estos materiales sea la producida por ripples de ola (wave ripple cross bedding) y la lenticular (lenticular bedding).

MEDIOS SEDIMENTARIOS MARINOS

La Geología Marina constituye la rama de las ciencias geológicas que trata del estudio de la geología de los fondos oceánicos. La metodología de estudio en este campo dista mucho de la habitual para los trabajos de geología en el continente. Los métodos comúnmente utilizados son físicos, concretamente geofísicos. No es de extrañar, pues, que su desarrollo haya estado condicionado por la evolución de la física.

Aparte de los medios sedimentarios de transición entre el continente y el mar, los medios puramente marinos los constituyen la plataforma continental por un lado y el borde precontinental y la llanura abisal por el otro.

A la plataforma continental van a parar gran cantidad de materiales detríticos transportados por los ríos y sedimentados en el mar dando lugar a las formas deltaicas.

De ellos, los más finos se distribuyen por la plataforma. Además, como se ha dicho anteriormente, es aquí donde la sedimentación organógena alcanza mayor desarrollo (por ejemplo, arrecifes coralinos).

En el borde precontinental y llanura abisal existen dos tipos de sedimentación. Una autóctona o sedimentación pelágica producto del acúmulo de caparazones de organismos planctónicos, ya calcáreos, ya silíceos. Y por otra, alóctona, o de tipo detrítico, a base de los materiales que desde el continente y pasando a través de la plataforma continental, van a parar al pie del talud. Este transporte de materiales detríticos se realiza ya por deslizamientos gravitacionales desde la plataforma, ya por corrientes de turbidez localizadas en los cañones submarinos que al llegar a su desembocadura son esparcidos sobre la llanura abisal, construyendo abanicos o «deltas» de sedimentación.

Los ambientes puramente marinos los constituyen: plataforma continental (arrecifes), talud continental (cañones submarinos) y llanura abisal (abanicos submarinos).

PLATAFORMA CONTINENTAL

Sedimentación en plataformas continentales

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La zona de transición entre el límite externo de la playa (shoreface) en sentido amplio (medio de transición) y la plataforma continental propiamente dicha (offshore) participa de las características sedimentológicas de ambas. Es un área de dominio de sedimentación de limos y lutitas, aunque pueden existir capas intercaladas arenosas originadas durante las grandes tormentas (storm sand Iayers). Debido al gran dominio de vida (en especies e individuos) el sedimento se halla frecuentemente bioturbado y, además, no es raro encontrar capas formadas por la acumulación de conchas.

En la plataforma continental propiamente dicha existe un dominio de sedimentación de margas, limos o arcillas. La mayor parte de los materiales limosos y lutíticos han sido transportados en suspensión procedentes del continente. En la parte más proximal aún pueden existir capas originadas por grandes tormentas, aunque con menor frecuencia que en la zona de transición a las playas. La fauna puede ser variada según las áreas.

Pueden producirse, pues, acumulaciones locales de conchas. La bioturbación de los materiales es localmente muy fuerte, dando lugar a burrows que a veces poseen formas bien definidas. Es frecuente hallar asimismo acumulaciones de pellets fecales. En los mares cálidos gran parte de los sedimentos son producto de la erosión de conchas producida por organismos perforantes.

Emery (1952-1968) clasifica los sedimentos de las plataformas continentales actuales en relictos y modernos.

Los relictos, que representarían, según este autor, un 70% del total, se habrían depositado allí cuando el área en cuestión formaba parte de otro ambiente sedimentario, generalmente más proximal por hallarse el nivel del mar a cotas inferiores a las actuales

Ello habría ocurrido durante la era Cuaternaria, en que, como consecuencia de las glaciaciones, se produjeron rápidas transgresiones y regresiones. Estos sedimentos, en la actualidad, no se hallan en equilibrio con el medio donde se encuentran. Son, pues, heredados y en gran parte retrabajados por los organismos (sedimentos relictos). Los modernos los dividen en material detrítico (transportado en suspensión, ya sea por el agua, el viento o el hielo); material organógeno (producto del acúmulo de conchas y de fragmentos de las mismas), y minerales autígenos (o de formación en el propio medio, como son la fosforita y la glauconita).

Los sedimentos relictos pueden ser retrabajados por corrientes marinas y dar lugar a capas de geometría distinta. Entre los más importantes se encuentran los ripples gigantes y las cintas de arena.

En sedimentos fósiles los materiales de plataforma más frecuentes son las margas y arcillas a veces limolíticas, con estratificación paralela, a veces nodulosas por la diagénesis y con fauna característica de este ambiente.

Sedimentación carbonatada en plataformas

Irwin (1965), estudiando los depósitos «Mississipienses» de la cuenca de Williston, en América del Norte, ideó un modelo teórico para la sedimentación carbonatada en plataformas.

Estos depósitos están caracterizados por presentar tres tipos distintos de facies, que representan entre sí sendos cambios laterales. Estas son: a) evaporíticas cíclicas; b) calizas bioclásticas u oolíticas y dolomías, y c) calizas arcillosas finamente estratificadas.

Facies a) Consta principalmente de dolomías y anhidrita y cantidades menores de halita, arcilla y arenisca. Estos materiales se hallan distribuidos rítmicamente en la siguiente secuencia: se inicia con pel- y biomicritas, que hacia arriba pasan a dolomías microcristalinas con fragmentos de conchas dispersos (estas dolomías contienen venillas de anhidrita y, hacia el techo, nódulos) y el ritmo culmina con anhidritas con venillas de dolomía.

Facies b) Está compuesta por calcarenitas libres de fango, bien clasificadas, a veces dolomitizadas o cementadas por esparita, pero reteniendo a menudo porosidad primaria intergranular. Estas rocas son frecuentemente oolíticas, y a veces arenosas esqueléticas compuestas, en su mayor parte, de restos de crinoides. Hacia arriba pasan a pelesparitas que, con aumento del fango calcáreo, pasan a las pelmicritas de la facies a). Como fragmentos fósiles incluyen crinoides, braquiópodos, briozoos, corales, foraminíferos y algas.

Facies c) Son calizas arcillosas grises oscuras, laminadas o finamente estratificadas; localmente son silíceas y están interestratificadas con cherts. La fauna es similar a la de la facies b) pero menos abundante y mejor conservada, con pocos corales o algas. Los fósiles están, a veces, silicificados.

Estos tres tipos de facies están distribuidos arealmente, siendo la a) más proximal y la c) la más distal.

La facies más proximal, o sea la a), se ha depositado en un medio marino restringido separado del mar abierto por barras. Las pelmicritas son típicas de lagoons actuales, mientras que las dolomías y evaporitas pueden ser de precipitación primaria en fondos de lagoons o por diagénesis en depósitos intra o supramareales, similares a las actuales sebkhas.

En la facies intermedia, o sea la b), los fragmentos de fauna, la presencia de oolitos y la ausencia de fango, indican un medio de sedimentación de alta energía con fuerte movimiento de la arena esquelética construyendo barras.

En la facies más distal, c), el tamaño fino del grano y, sobre todo la fauna, indican sedimentación netamente marina y de baja energía, como correspondería a un área de mar abierto, por debajo de la acción del oleaje y lejos de las corrientes de fondo.

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Al evolucionar este modelo con el tiempo impuesto por las transgresiones y regresiones, permite predecir la aparición de una litología determinada aplicando la ley de Walther,

por la cual todo cambio litológico vertical en una sección resulta de una migración lateral de diferentes medios. En el caso de series cíclicas se interpretarán como secuencias transgresivas-regresivas, siendo la etapa regresiva similar a la transgresiva, pero migrando las facies en sentido contrario a la transgresiva. O sea, una serie transgresiva ideal comportaría la superposición de las facies a, b y c en este orden, y en regresiva sería: c, sobre ella la b y coronando el ciclo la facies a.

Este modelo teórico puede asimismo ser aplicado en áreas de sedimentación carbonatada actual, como son el Golfo Pérsico y el Mar Caribe. La extensión de cada una de las zonas es lógicamente distinta, impuesta por la topografía. Puede asimismo identificarse en áreas de sedimentación terrígena.

ARRECIFES

Un arrecife (Lovenstan, 1950) es un depósito calcáreo de restos de organismos que poseían un potencial ecológico suficiente para mantener en posición de vida, en estructura rígida y resistentes al oleaje, y que originan acumulaciones de geometría característica. Existen muchos términos para designar los diferentes tipos de depósitos, de los que sólo citaremos: biohermo, caracterizado por ser estructuras de crecimiento con tendencia a forma de domo, rodeados por otras litologías, y biostroma, correspondiente a geometría de tendencia estratificada.

Los organismos que originan arrecifes son muy diversos y han tenido importancia variada a lo largo de la columna estratigráfica, destacando los corales, algas calcáreas, estromatopóridos, rudistas, ostreidos, briozoos, e incluso algunos gusanos secretores de carbonato, puesto que el potencial ecológico necesario para dar una construcción, es un valor relativo a la energía del medio capaz de destruir la construcción.

Por su geometría y relaciones de facies se suelen distinguir los arrecifes marginales, adosados a la costa y de tendencia linear; los atolones, de geometría circular encerrando un lagoon protegido en su interior; y el arrecife barrera, de tendencia linear, pero que origina, por su papel protector, un lagoon en su zona posterior, y es la forma más generalizada. Son frecuentes los cambios laterales entre diversos tipos.

Un arrecife origina tres tipos de facies fundamentales:

a). La facies de construcción formada por los esqueletos calcáreos de los organismos creciendo interconectados y dando una estructura muy porosa que se rellena con detritus originados por la destrucción parcial de los esqueletos y fango calcáreo de origen diverso. Con frecuencia las algas coralinas, o estromatopóridos laminares, actúan como cemento o ligantes de la construcción.

b). La facies de frente arrecifal, clástica, que pasa lateralmente a los sedimentos marinos de plataforma. Si el crecimiento del arrecife es muy rápido pueden aparecer deslizamientos y estructuras que recuerdan medios de turbiditas, siendo los principales componentes grandes fragmentos rotos del arrecife empastados en sedimentos bioclásticos de tamaños finos.

c). Facies postarrecifales (back-reef), caracterizadas por un ambiente energético muy débil, por la protección mecánica de la construcción que individualiza un lagoon a veces sin límites definidos, caracterizado por arenas bioclásticas y fangos calcáreos con pellets fecales que indican una fuerte actividad biológica. En casos de arrecifes de crecimiento rápido se pueden desarrollar facies clásticas similares a las del frente arrecifal, pero de menor dimensión. Dentro del lagoon pueden desarrollarse construcciones arrecifales independientes del arrecife principal.

SEDIMENTACIÓN PROFUNDA

Al pie del talud continental se acumulan los materiales depositados en la parte externa de la plataforma continental y que han deslizado por el talud. La sedimentación en este área será dominantemente arcillosa sin intercalaciones de niveles olistostrómicos.

Si existe la desembocadura de un cañón submarino, éste construirá su típico abanico deposicional, formado por series dominantemente turbidíticas.

Tanto los materiales de borde continental, como los propios de abanicos submarinos, pasan lateralmente a los sedimentos más profundos. Estos están formados por delgadas capas de material transportado por corrientes de turbidez y por sedimento autóctono, constituido, en gran parte, por margas pelágicas en las que abundan las conchas de los foraminíferos. En las áreas donde no llega el material detrítico, se depositan materiales muy finos que se hallan en suspensión en las aguas y conchas de foraminíferos pelágicos, o bien, a la acumulación de conchas de radiolarios, originándose, en este caso, una roca silícea (radiolarita).

CAPÍTULO # 5

ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

INTRODUCCION

GENERALIDADES

En un sentido amplio, la estructura de la corteza terrestre, en la parte continental, se puede considerar como bloques continentales graníticos descansando sobre una capa basáltica. En un sentido más restringido, el término estructura se aplica a las formas geométricas y relaciones mutuas de las masas de rocas mucho más pequeñas que las

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proporciones continentales. La palabra estructura también se aplica a los rasgos generados por la mecánica de deformación de las rocas.

Las estructuras geológicas se forman por muchas clases de procesos, los mismos que pueden agruparse en dos conjuntos principales:

• Estructuras tectónicas,

• Estructuras no tectónicas.

Las relaciones geométricas o estructurales de las masas de rocas adyacentes son básicas para la comprensión del origen y la edad de las unidades rocosas.

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUCTURAL

Geología Estructural es la parte de la Geología encargada del estudio de las estructuras geológicas y de la mecánica de deformación de las rocas.

Por lo tanto, los geólogos estructurales tienen un campo de acción muy amplio.

Para expresar las relaciones de las amplias unidades rocosas aflorantes, el geólogo construye un mapa geológico. El mapa geológico es la principal herramienta de trabajo del geólogo, es el primer paso para develar la historia geológica de un área y es fundamental para el geólogo de campo.

Mapa geológico es una representación gráfica a escala de una parte de la superficie terrestre, que muestra la distribución areal y sugiere la forma geométrica de las unidades rocosas y sus límites.

Las unidades rocosas (litológicas) fundamentales son las formaciones, y sus límites se denominan contactos.

Formación es un cuerpo rocoso de suficiente tamaño y con límites distintivos suficientes para representarse en un mapa.

El cuerpo rocoso puede ser de distinta naturaleza: un cuerpo de arenisca, una sucesión de estratos alternantes de caliza y lutita, una masa intrusiva, etc. Se dice que es mapeable cuando tiene representación como mínimo en una escala de 1:25.000, que se conoce como escala media.

Las formaciones se las nombra de acuerdo a la localidad tipo, que es el sitio donde es típico el afloramiento de la formación y donde el autor de la misma la definió como tal. Ej. : Formación Guayaquil.

En resumen, los mapas geológicos presentan las formaciones y sus contactos mutuos, las estructuras geológicas e indicaciones de rumbo y buzamiento. Además, incluyen una indicación de las edades relativas de las formaciones (leyenda), una breve descripción de cada una y uno o más cortes geológicos.

Corte geológico es una sección geológica vertical que muestra las relaciones estructurales internas de la corteza en la parte superior.

Diagrama de bloque es la representación gráfica tridimensional producto de la combinación de dos cortes geológicos con un mapa geológico.

Muchas unidades de rocas se presentan como capas que generalmente no se pueden observar en su totalidad, y en otros casos se encuentran tan contorsionadas que la geometría de toda su masa no puede reconocerse mediante una observación puntual. En tales circunstancias, el geólogo debe descifrar su geometría mediante observaciones de partes aisladas, por lo que se recurre a las medidas de rumbo y buzamiento.

Rumbo es la medida del ángulo formado entre el norte geográfico y la línea de intersección (traza) de la superficie de una capa (u otra estructura) con un plano horizontal.

Buzamiento es la medida del ángulo formado entre la superficie de la capa y un plano horizontal, medido en un plano vertical que sea ortogonal a la traza del rumbo.

A continuación, se proporcionan algunos ejemplos de representación de estas medidas: N45ºE, 30ºNO = S45ºO, 30ºNO = N45º, 30ºN = N225º, 30ºN

Afloramiento es la exposición de rocas en la superficie terrestre.

TIPOS DE ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS

Las fuerzas geológicas son de dos tipos:

• Endógenas (internas), destacándose principalmente las tectónicas,

• Exógenas (externas), donde se destaca el clima.

Las fuerzas endógenas tectónicas tienden a elevar la superficie terrestre y se las denomina colectivamente como diastrofismo.

Estas fuerzas generan las estructuras que se van a estudiar a continuación.

1. PLIEGUES

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Son estructuras generadas por estratos que han sufrido un esfuerzo de compresión y se deforman plásticamente después de superar el límite elástico.

Partes de un pliegue

Para su estudio y clasificación, los pliegues se dividen en partes que toman diferentes nombres:

Núcleo es la parte interior de un pliegue, su centro. Flancos o Limbos son los costados de un pliegue. Plano axial es un plano imaginario que pasa por el núcleo del pliegue, es decir,

separa sus flancos. Eje o Línea axial es una línea imaginaria producida por la intersección del

plano axial con el pliegue. Esta línea es la que se marca en los mapas geológicos.

Cresta es el punto donde se curva, es decir, su máximo o mínimo. Si la cresta coincide con la línea axial el pliegue es simétrico; al contrario, si no coinciden es asimétrico.

Ancho del pliegue es la medida tomada de flanco a flanco. Altura del pliegue es la medida tomada desde la cresta al núcleo.

Tipos de Pliegues

De acuerdo a la forma del pliegue se tienen los siguientes tipos:

Anticlinal es un pliegue convexo hacia arriba o aquel cuyo núcleo es la capa más vieja.

Sinclinal es un pliegue convexo hacia abajo o aquel cuyo núcleo es la capa más joven.

Monoclinal es un pliegue con un solo flanco. Anticlinorio y Sinclinorio son una serie de pliegues anticlinales y sinclinales

sucesivos, que en el primer de los casos forman una estructura anticlinal y en el segundo caso forman una estructura sinclinal.

Pliegue buzante es un pliegue cuyo eje es buzante.

De acuerdo a la posición del plano axial se tienen los siguientes pliegues:

Pliegue vertical es aquel cuyo plano axial es completamente vertical (= 90º). Pliegue inclinado es aquel con el plano axial inclinado entre 90º y 45º. Pliegue recumbente es aquel con el plano axial inclinado < 45º. Pliegue acostado es aquel cuyo plano axial tiende a ser horizontal.

De acuerdo a la forma de las capas que componen el pliegue, existen los siguientes tipos:

Regular es aquel con las capas en forma de arco. Agudo o en chevron es aquel con las capas agudas o en punta.

2. FALLAS

Son fracturas de la corteza terrestre en las que se nota que ha ocurrido u ocurre un movimiento relativo que causa desplazamiento de las capas. Las fallas son estructuras que pueden representarse en tres dimensiones como planos y en dos dimensiones como líneas.

Partes de una falla

Para su mejor entendimiento y estudio, las fallas se dividen en las siguientes partes:

Plano de falla es el plano a través del cual se produce el movimiento relativo de dos bloques de roca.

Bloque o pared colgante es el bloque que se encuentra arriba del plano de falla.

Bloque o pared yacente es el bloque que se encuentra abajo del plano de falla.

Traza de la falla es la línea de la falla que se observa en superficie, producto de la intersección del plano de falla con la superficie terrestre.

Amplitud de la falla es la medida del desplazamiento de dos puntos, medida sobre el plano de falla.

Movimiento relativo de la falla es el movimiento relativo de los dos bloques, que se lo representa por dos semiflechas.

Tipos de Fallas

Falla vertical es la falla cuyo plano tiene un ángulo de 90º con respecto a un plano horizontal.

Los seis tipos de fallas que se describen a continuación se derivan de las denominadas fallas de alto ángulo no verticales, que son aquellas cuyo plano tiene un ángulo <90º y >25º. Según el movimiento de los bloques se tienen los siguientes tipos:

Falla normal es aquella en que el bloque colgante se ha movido hacia abajo con respecto al bloque yacente.

Falla inversa es aquella en que el bloque colgante se ha movido hacia arriba con respecto al bloque yacente.

Falla de rumbo es aquella en que los bloques han tenido un movimiento a lo largo del rumbo del plano de falla.

Falla de buzamiento es aquella en que los bloques han tenido un movimiento a lo largo del buzamiento del plano de falla.

Falla oblicua es aquella con movimiento a lo largo del rumbo y el buzamiento. Falla de bisagra es una falla donde uno de los bloques tiene un movimiento

diferencial a lo largo del buzamiento del plano con un punto prácticamente fijo.

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Falla de cabalgamiento o “trust” es una falla inversa en la cual la inclinación del plano es < 25º (falla de bajo ángulo).

Existen dos tipos de estructuras geológicas comunes que se presentan en serie continua y debido a la combinación de varias fallas normales:

Horst es un pilar tectónico limitado por fallas normales. Graben es una depresión limitada por fallas normales.

CUENCA

Es una estructura en la cual la secuencia de capas individuales forman un patrón de afloramiento circular o elíptico con buzamiento hacia adentro. Las capas más jóvenes se presentan en el centro y aumentan en edad hacia afuera formando cinturones concéntricos.

Se la describe también como un sinclinal cuyos flancos buzan en todas direcciones.

DOMO

Es una estructura con una secuencia de capas que forman un patrón de afloramiento circular o elíptico con buzamiento hacia afuera.

Las capas más viejas se encuentran en el centro y disminuyen en edad hacia la periferia formando cinturones concéntricos. Se la describe también como un anticlinal cuyos flancos buzan en todas direcciones.

CAPÍTULO # 6

NOCIONES DE GEOLOGÍA DEL SUBSUELO

INTRODUCCIÓN

GENERALIDADES

La Geología del Subsuelo proporciona los conocimientos suficientes para reconocer el subsuelo terrestre, las técnicas de su reconocimiento y estudio y las diversas estructuras que lo constituyen.

La Geología del Subsuelo proporciona los conocimientos necesarios para la interpretación en profundidad de estructuras geológicas con rigurosidad geométrica mediante la utilización de técnicas de geología estructural, y de estratigrafía secuencial integrando datos geofísicos, observaciones superficiales (mapas geológicos y datos estructurales) y sondeos mecánicos.

La necesidad de información geológica del subsuelo fiable y rigurosa ha experimentado una notable demanda en las actividades geológicas. La experiencia de la geología del petróleo en la interacción de datos de observación superficiales y del

subsuelo (geofísica y sondeos) Se extiende a otras actividades necesitadas de disponer de un modelo geológico tridimensional preciso, tales como diseño y construcción de obras lineales subterráneas, diseño y modelización de almacenes subterráneos de gas o modelización de acuíferos.

El objetivo de la investigación exploratoria del subsuelo es el de obtener información exacta de las condiciones del suelo y de la roca en el lugar que se investiga. La profundidad, espesor, extensión y composición de cada uno de sus elementos que conforman el subsuelo.

La exploración del subsuelo se puede realizar por métodos indirectos y directos, estos últimos muestran características de una manera real.

Uno de los objetivos del estudio de la geología del subsuelo es encontrar trampas que contengan acumulaciones de hidrocarburos.

La geología del subsuelo trata primariamente de la interpretación estratigráfica estructural mineralógica hidrológica y valores económicos debajo de la superficie terrestre.

El objetivo demanda la imaginación y una solución analítica y sistemática de muy diversos problemas que difieren de los encontrados normalmente en la superficie.

Un buen estudio geológico del subsuelo depende de la información obtenida a través de pozos perforados en determinada región (correlación de pozos).

CONCEPTOS BÁSICOS DE ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

Etimológicamente la palabra Estratigrafía proviene de las palabras en latín Stratum = manta y Graphos = descripción.

Por lo que la definición etimológica de Estratigrafía es “descripción de estratos”.

Definiciones más completas de Estratigrafía son las siguientes:

Estratigrafía es la parte inorgánica de la Geología Histórica o el desarrollo a través de las sucesivas edades geológicas de la litósfera o armazón rocoso de la Tierra (Grabau, 1913).

Estratigrafía es la rama de las ciencias geológicas que trata de las rocas estratificadas, con el fin de establecer su sucesión cronológica y su distribución geográfica (Teichert, 1958).

Estratigrafía estudia las capas de la corteza terrestre, las rocas desde el punto de vista de su sucesión cronológica y de su repartición geográfica........ El dominio propio de la Estratigrafía es describir series de terrenos en muchos puntos diferentes de nuestro globo, comparar estas series entre ellas, tratar de sincronizarlas unas en relación a otras, ver en que difieren, abarcar estas diferencias en el espacio y en el tiempo y

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agruparlas armoniosamente en una serie de cuadros coherentes (Gignoux, 1960). En conclusión, para Gignoux la Estratigrafía es lo mismo que la Geología Histórica.

Estratigrafía es otra denominación para la Geología Histórica (Stamp, 1923).

Estratigrafía es la rama de la Geología que trata del estudio e interpretación de las rocas sedimentarias y estratificadas y de la identificación, descripción, secuencia tanto vertical como horizontal, cartografía y correlación de las unidades estratigráficas de rocas (Weller, 1960).

Estratigrafía es el estudio de los estratos y sus relaciones ( no solo relaciones de edad) y sus fines incluyen no solo el conocimiento de la historia que registran, sino otros muchos tipos de conocimientos, incluyendo los de valor económico (Subcomisión Internacional de Estratigrafía y Terminología, 1961).

Estratigrafía se define como el estudio e interpretación de los procesos registrados en las sucesiones sedimentarias, que van a permitir, además de conocer la naturaleza y disposición de las rocas estratificadas, la correlación tanto de los materiales como de los sucesos y una ordenación temporal correcta de la secuencia de los materiales y sucesos (Corrales et al, 1977).

Por lo tanto, según Corrales la Estratigrafía es un soporte de la Geología Histórica (etapa descriptiva) como etapa de interpretación donde se destaca el papel de la Sedimentología.

Etimológicamente Sedimentología proviene de la palabras latinas sedimentum = depósito y logos = estudio.

Por lo tanto, la definición etimológica de Sedimentología es el “estudio de los depósitos o sedimentos”. La Sedimentología es el estudio de la génesis de las rocas estratificadas (Grabau, 1913).

La Sedimentología es para la Estratigrafía lo que la Biología es para la Paleontología.

Los objetivos de la Estratigrafía son los siguientes en forma sucesiva:

1. Identificación de estratos y establecimiento de la serie estratigráfica local.2. Correlación entre las diferentes series estratigráficas. 3. Interpretación estratigráfica.

En Estratigrafía la denominación común de hechos y un encuadramiento de los mismos, siguiendo normas más o menos objetivas se llama Nomenclatura Estratigráfica y las unidades que sirven para compararlos y ordenarlos se denominan Unidades Estratigráficas.

Existen cuatro tipos de Unidades Estratigráficas: Litoestratigráficas, Bioestratigráficas, Cronoestratigráficas y Cronológicas.

Unidades Litoestratigráficas

Son establecidas a través de los caracteres litológicos de la sucesión estratigráfica. Tienen carácter eminentemente práctico, pues se utilizan tanto en afloramientos como en sondeos y están siempre limitadas en el espacio.

La principal característica de estas unidades es su cierta homogeneidad litológica. Sus bases son totalmente objetivas, ya que su reconocimiento en el campo es factible normalmente a simple vista. Los límites deben estar situados en contactos netos y claros entre las diferentes litologías, aunque en forma ocasional sean un tanto arbitrarios.

Las unidades litoestratigráficas formales, ordenadas según su jerarquía son: Grupo, Formación, Miembro y Capa.

La Formación es la unidad fundamental de la clasificación litoestratigráfica.

Formación es un cuerpo rocoso de suficiente tamaño y con límites distintivos suficientes, que se caracteriza por su homogeneidad litológica de forma más o menos tabular, cartografiable en superficie o que puede seguirse en el subsuelo.

El cuerpo rocoso puede ser de distinta naturaleza: un cuerpo de arenisca, una sucesión de estratos alternantes de caliza y lutita, una masa intrusiva, etc. Se dice que es mapeable cuando tiene representación como mínimo en una escala de 1:25.000, que se conoce como escala media.

Las formaciones se las nombra de acuerdo a la localidad tipo, que es el sitio donde es típico el afloramiento de la formación y donde el autor de la misma la definió como tal. Ej. : Formación Guayaquil.

Unidades Bioestratigráficas

Se definen como un estrato o conjunto de estratos (conjunto de litologías) caracterizados por su contenido fosilífero o su carácter paleontológico, que a la vez los diferencia del resto de los estratos adyacentes.

La principal unidad bioestratigráfica es la Biozona que se define como un estrato o conjunto de estratos caracterizados por los fósiles contenidos o por su carácter paleontológico.

Existen los siguientes tipos de Biozonas:

3 Cenozona (Assemblage Zone). 3 Acrozona (Range Zone). 3 Acrozona Concurrente (Concurrent Range Zone): Zona de Oppel (Oppel

Zone). 3 Zona Culminante (Acme Zone o Peak Zone).

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Unidades Cronoestratigráficas y Cronológicas

Las Unidades Cronoestratigráficas se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado, mientras que las Unidades Cronológicas son divisiones puramente temporales. Las primeras son unidades materiales (estratos) y las segundas son intangibles (tiempo).

A cada Unidad Cronoestratigráfica le corresponde una Unidad Cronológica:

Eontema → Eón

Eratema → Era

Sistema → Período

Serie → Época

Piso → Edad

NOCIONES DE TÉCNICAS GEOFÍSICAS UTILIZADAS EN GEOLOGÍA DEL

SUBSUELO

La exploración sísmica es la más importante de los tres tipos principales de prospección geofísica usados en la exploración petrolera, pues es en la que más se invierte. Para entender el método, es necesaria una revisión de los principios físicos que gobiernan el movimiento de las ondas acústicas o de choque a través del medio estratificado.

Considere una fuente de energía acústica en un punto sobre la superficie de la tierra. Tres tipos de ondas se emiten desde la superficie y viajan a través de los estratos adyacentes, los cuales tienen velocidades acústicas y densidades v1 p1, y v2 p2., y así sucesivamente. (Ver Figura # VI-1).

Las ondas superficiales o longitudinales se mueven a lo largo de la superficie. Los otros dos tipos de ondas denominados ondas de cuerpo (body waves), se mueven radialmente desde la fuente de energía: Las ondas P (push) imparten un movimiento radial al frente de onda. Las ondas S (shake) imparten un movimiento tangencial. Las ondas P se mueven más rápido que las ondas S. Las ondas superficiales tienen un significado limitado en la prospección sísmica. Estas se mueven a lo largo del suelo a una velocidad más lentas que las ondas de cuerpo (body waves). El disturbio superficial es denominado rollo de suelo (ground roll) y puede incluir los modos Rayleigh y otros modos verticales y horizontales de propagación.

La exploración sísmica está ampliamente relacionada con las ondas primarias P.

Cuando se emite una onda desde la superficie alcanza un límite entre dos medios que tienen diferente impedancia acústica (el producto de densidad por velocidad), algo de la energía es reflejada regresando al medio superior. Dependiendo del ángulo de incidencia, algo de la energía puede ser refractada a lo largo de la interfase entre los dos medios o puede ser refractado al medio inferior.

Las leyes de refracción y reflexión que gobiernan la transmisión de luz también se aplican a las ondas sonoras. Así es conveniente considerar el movimiento de las ondas en términos de la ruta de sus rayos. Una ruta de un rayo es una línea que es perpendicular a sucesivos frentes de ondas como un pulso acústico que se mueve hacia fuera de su fuente. En la figura 1 se observan las rutas del rayo para tres tipos de onda descritas.

El principio fundamental de la exploración sísmica es iniciar un pulso sísmico en o cerca de la superficie terrestre y registrar las amplitudes y tiempos de viaje de ondas que retornan a la superficie después de haber sido reflejada o refractada de la interfase o interfases de una o más capas de rocas. La exploración sísmica más concierne con rutas de los rayos reflejados que con los refractados.

Es ahora apropiado ver como estos principios generales son utilizados en la exploración sísmica. Tradicionalmente, la exploración sísmica involucra tres pasos: registro, ingreso de datos, procesamiento de datos, y la interpretación.

Registro de Datos

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Las exploraciones sísmicas son llevadas sobre tierra y en el mar en diferentes maneras. Sobre tierra la fuente de energía podría ser provista por la detonación de explosivos que están enterrados en agujeros de disparo, dejando caer un peso fuerte en la parte trasera de un camión (la técnica de golpe es de hecho un procedimiento mucho más sofisticado), o por la vibración de una placa de metal en tierra (Vibroseis). El retorno de las ondas acústicas es registrado en geófonos arreglados en grupos. Las señales son transmitidas desde los geófonos a lo largo de cables al camión registrador. El equipo en el camión controla los disparos de la fuente de energía y registra las señales entrantes de los geófonos en cintas magnéticas. (Ver Figura # VI-2).

Los puntos de tiro y los geófonos receptores pueden ser arreglados de diferente manera.

Algunos grupos de geófonos están comúnmente en línea con puntos de disparo al final o en el medio de la separación de los geófonos. Hoy en día la cobertura CDP (common depth point), es ampliamente utilizada. En este método los puntos de tiro son gradualmente movidos a lo largo de una línea de geófonos. De este modo más de 40 señales podrían ser reflejadas en diferentes ángulos para un CDP.

El método básico de registro de datos sísmicos en mar abierto (offshore) es algo más que el que se realiza en tierra (onshore), pero es más simple, más rápido y por consiguiente más barato. Un barco con equipo sísmico reemplaza al camión como controlador y registrador de la exploración. Este barco arrastra una fuente de energía y un cable de hidrófonos, otra vez llamado streamer (Ver Figura # VI-3). Es posible para un bote operar varias fuentes de energía, pero la experiencia ha demostrado que, en esta instancia demasiados disparos no son necesarios para realizar lo mejor. Las longitudes de los streamers pueden extenderse por mas de 600 metros hasta incomodar a los pescadores. Generalmente embarcaciones exploradoras como Ramform Explorer, pueden operar hasta más de tres fuentes de energía, dichas señales son recibidas por hidrófonos sobre 8 a 12 streamers, más de 3000 metros en longitud, con una extensión total de exploración de 800 metros.

Procesamiento de Datos

Una vez que los datos sísmicos han sido registrados, deberían se procesados dentro de un formato adecuado para la interpretación geológica. Este proceso involucra la manipulación estadística de grandes números de datos usando técnicas matemáticas que van más allá de la comprensión de los geólogos. Los procesadores de datos sísmicos incluyen matemáticos, físicos, ingenieros electrónicos y programadores de computadoras.

Cuatro pasos principales están envueltos en el proceso de datos sísmicos crudos antes de la producción de la sección sísmica final.

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1. La conversión de los datos de campo de la cinta magnética en un apropiado estado para el procesamiento.

2. Análisis de los datos para seleccionar los óptimos parámetros de procesamiento.

3. Procesamiento para remover múltiples reflectores y mejorar los reflectores primarios.

4. Conversión de datos de digital a análogo de la impresión en un despliegue gráfico.

Aplicación de los Métodos de Sísmica de Reflexión al Análisis Estratigráfico

La estratigrafía sísmica fue desarrollada ampliamente por las compañías de petróleo por la necesidad de localizar depósitos de petróleo en profundidad en cuencas inexploradas en tierra y costa afuera. Los geólogos no han logrado todavía descubrir un método geoquímico que les permita determinar con precisión la presencia de gas o petróleo a grandes profundidades, cosa que con la geofísica sí se ha logrado. Además que el éxito de la búsqueda del petróleo está todavía ligada al hallazgo de estructuras como anticlinales y domos salinos. Sin embargo, como el éxito del hallazgo de reservorios está íntimamente ligado a la estratigrafía, a partir de 1960 se han venido desarrollando técnicas que han permitido determinar información estratigráfica a partir de las líneas sísmicas.

La estratigrafía sísmica usa el patrón de correlación de la sísmica de reflexión para identificar la secuencia de depositación, para predecir la litología de las facies sísmicas por la interpretación de los procesos de depositación y ambiente de depositación y analizar los cambios relativos del nivel del mar en los registro estratigráficos de las regiones costeras. La estratigrafía sísmica permite, de esta manera, muchas interpretaciones estratigráficas, como correlaciones de tiempo geológico, definición de unidades de depositación y determinación de ambientes de depositación.

Procedimientos en los análisis de la estratigrafía sísmica

La importancia de la aproximación de la estratigrafía sísmica para el estudio de las rocas sedimentarias del subsuelo en realidad permiten a los geólogos y geofísicos interpretar relaciones estratigráficas y procesos de depositación así como el uso de datos sísmicos para el mapeo estructural convencional.

La interpretación es un proceso subjetivo, pero cuando el análisis de estratigrafía sísmica es seguido de una manera lógica y la interpretación es basada en analogía con estratigrafía y modelos deposicionales que han sido generados por otros tipos de estudios, el análisis de estratigrafía sísmica llega a ser una herramienta extremadamente evaluable.

La estratigrafía sísmica puede así proveer una visión en tales factores estratigráficos y deposicionales como cambios de litofacies, relieves y topografía de discordancias, paleobatimetría (relación de profundidad y topografía de océanos antiguos),

correlaciones de tiempos geológicos, historia deposicional, e historia de subsidencia (historia de entrerramiento).

Los procesos para interpretar la estratigrafía desde datos sísmicos envuelven tres etapas principales: 1) Análisis de secuencias sísmicas, 2) Análisis de facies sísmicas, y 3).

Interpretación de ambientes de depositación y litofacies (Vail, 1987).

También el análisis de estratigrafía sísmica es aplicado para la interpretación de cambios antiguos de nivel marino.

Interpretación de Litofacies y ambientes deposicionales

Una vez que los aspectos de los delineamientos de las secuencias sísmicas y facies han sido culminados, el objetivo final es interpretar las facies en términos de litofacies, ambiente de depositación y paleobatimetría.

Por ejemplo, las facies sísmicas que muestran características de reflexión de progradación comúnmente indican depósitos deltaicos. La presencia de patrones de reflexión mostrando undaformas lateralmente adyacentes (sobre la base de las olas), clinoformas (inclinado hacia el mar) y fondaformas (ver Figura # VI-4), sugieren cambios en la profundidad del agua desde la plataforma al talud y a la base más profunda. Reflectores paralelos que se extienden por extensas áreas sugieren depósitos de plataforma o posiblemente depósitos de agua profunda en una cuenca estable.

En un gran sentido, la interpretación ambiental de facies sísmica es un proceso de eliminación (Brown and Fisher, 1980). El intérprete puede ser capaz de eliminar inmediatamente con seguridad litofacies y ambientes depositacionales por la inconsistencia obvia con datos disponibles o por el conocimiento personal de la cuenca o área de estudio. Análisis adicionales involucran estudios de relaciones con otras unidades, características de reflexión y otras propiedades comúnmente permite una amplia reducción de las opciones restantes hasta obtener uno o dos modelos de depositación o litofacies se ajusten a los datos disponibles. Las facies laterales equivalentes deben de tener una atención especial en la interpretación de los procesos y el intérprete necesita tener experiencia y tener un buen conocimiento de procesos y sistemas depositacionales, esto es composición de litofacies, geometría y relaciones

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espaciales. Aún así, podría no siempre ser posible llegar a un final, interpretación única, y el intérprete habría establecido la mejor conclusión que se pudo con los datos existentes.

Análisis del Nivel del Mar

Además de la secuencia sísmica y el análisis de facies, los principios de la estratigrafía sísmica también han sido aplicados al estudio e interpretación de antiguos niveles del mar y cambios del nivel del mar a través del tiempo geológico.

NOCIONES DE PERFORACIÓN Y DE SONDEOS DE HIDROCARBUROS

En los primeros días de exploración del petróleo, se lo recogía en las manifestaciones, afloramientos o surgencias superficiales. Herodoto en 450 AC describió las manifestaciones superficiales de Cartago (Túnez) y de la Isla griega de Zachynthus.

También dio detalles de extracción en pozos cerca de Ardericca en Irán, aunque los pozos no debían ser muy profundos, debido a que el petróleo se lo extraía en pipas de vino accionadas mediante poleas y palancas. En estos pozos se producía simultáneamente petróleo, sal y bitumen. En China, Burma y Rumania se cavaban pozos de minas para producir el petróleo superficial. El acceso se hacía mediante escaleras o grúas y el aire se lo bombeaba por tuberías. El petróleo resumía al pozo y se lo extraía hasta la superficie en cubos.

El petróleo se lo ha minado exitosamente en diferentes partes del mundo dirigiendo canaletas horizontales hasta los reservorios. El petróleo se escurría por las paredes hasta el fondo y fluía hasta la entrada de la mina. Convencionalmente, sin embargo, el petróleo y el gas son localizados y producidos por perforación de pozos. Antes que comenzara la exploración para petróleo, la perforación a percusión (con herramienta de cable) era una técnica establecida en muchas partes del mundo para la búsqueda de agua y salmuera. El primer pozo en producir petróleo intencionalmente en el mundo occidental fue perforado en Oil Creek, Pennsylvania, por el coronel Drake en 1859.

Previamente, los pozos de agua en los Apalaches y en otras partes producían petróleo como contaminante. La tecnología para la perforación del pozo de Drake se derivó de artesanos chinos que habían viajado a los USA para trabajar en el ferrocarril. La perforación a percusión (con herramienta de cable) se había utilizado en China desde al menos el primer siglo AC., las herramientas de cable se suspendían de torres de bambú de más de 60 m de altura. En China, sin embargo, esta tecnología de perforación fue desarrollada para producir salmueras artesanales, no petróleo. Los dos métodos, perforación a percusión (herramienta de cable) y perforación rotatoria (herramienta rotatoria), se describen a continuación.

Perforación a Percusión (Herramienta de Cable)

La perforación a percusión parece haberse desarrollado espontáneamente en varias partes del mundo. En la perforación a percusión moderna una pesada pieza de metal

llamada broca (bit) es soltada de arriba hacia abajo mediante un cable en el fondo del pozo. Esta pieza tiene forma de cincel. La percusión repetida gradualmente tritura la roca en el fondo del pozo. Cada cierto tiempo se lleva la broca hasta la superficie y se baja un cilindro de acero hasta el fondo del pozo para recoger los pedazos de la roca triturada. Estas dos acciones continuadas hacen avanzar el pozo hacia profundidades mayores.

Esta metodología tiene grandes restricciones mecánicas. Primeramente, la profundidad a la cual se puede perforar es muy limitada, mientras más profundo es el pozo más pesado debe ser el cable. Aunque los pozos mediante esta tecnología de perforación han alcanzado hasta 3000 m de profundidad, la profundidad promedio que se alcanza es aproximadamente 1000 m. Esta capacidad es adecuada para la mayoría de los pozos de agua, pero es demasiado superficial para las profundidades requeridas para perforación de pozos de petróleo. Otra limitante de esta tecnología es que solamente puede operar en un hueco abierto. Debido a estas limitaciones de profundidad de penetración y seguridad, la perforación a percusión es de uso limitado en exploración de petróleo.

Perforación Rotatoria (Herramienta rotatoria)

Debido a la mayor seguridad y profundidad de penetración de la perforación rotatoria, esta metodología tiene una aplicación mucho más amplia en la industria petrolera. (Ver Figura # VI-5).

En esta técnica la broca se hace rotar al final de un tubo hueco de acero llamado tubería de perforación. Se utilizan muchos tipos de brocas, pero la más común de todas consiste en un conjunto de tres conos rotatorios con dientes. La broca se rota y los dientes expulsan los pedazos de roca del fondo pozo. Simultáneamente, se bombea

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lodo o agua hacia abajo a través de la tubería de perforación, el mismo que sale a través de huecos en las brocas y se impulsa hacia la superficie en el espacio entre la tubería de perforación y las paredes del pozo. La circulación del lodo de perforación tiene varias funciones: remueve los pedazos de roca (ripios de perforación), tapa cavidades en las paredes del pozo, mantiene la broca fresca, y lo más importante, mantiene la seguridad del pozo. La presión hidrostática del lodo generalmente previene el fluido de moverse hacia el fondo, y si la broca penetra una formación con alta presión de poro, el peso del lodo puede prevenir un reventón (explosión) del pozo. Un reventón también puede prevenirse sellando la cabeza (abertura superficial) del pozo mediante una serie de válvulas.

A medida que la broca penetra más profundamente, nuevos tramos de la tubería de perforación se van agregando en la superficie.

Después de llegar a la profundidad deseada en el pozo, el mismo se lo recubre (encamisa) con una tubería de acero y cemento llamándose a esta operación completación o acondicionamiento del pozo.

Sondeos (Registros)

Durante la perforación de un pozo se puede obtener la siguiente información, mediante registros eléctricos:

1. Fronteras de formación. 2. Litología de la formación. 3. Edad de formación. 4. Porosidad. 5. Permeabilidad. 6. Presión de fluido. 7. Temperatura de formación. 8. Fallas, discontinuidades.

Un sondeo o registro (log) de un pozo contiene la información sobre las rocas en las cuales este pozo ha sido perforado.

El tipo más común de registros eléctricos que se utiliza es con herramienta cableada (wireline) se realiza luego que el pozo ha sido perforado, consta de un instrumento que detecta las propiedades de las rocas y sus fluidos, es subido y bajado en el pozo por una línea cableada.

Los tipos de registros más importantes son:

3 Registros de muestras o Litológico.

3 Registros de Lodos (Mud Log). 3 Registros de Potencial Espontáneo y Resistividad (Figura # VI-6). 3 Registro Gamma Ray y de Densidad de Formación (Figura # VI-7). 3 Registro Sónico.

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Registro de Inducción

El registro de inducción eléctrica es una combinación de curvas eléctricas y de inducción, por lo tanto mide la conductividad de la formación. Incluye una curva SP (Potencial Espontáneo) y/o curvas de rayos gamma, la normal de 18 pulgadas y la curva de inducción. Es muy útil y efectivo en formaciones con porosidad de intermedia a alta.

Si la zona es impermeable como el caso de las lutitas no habrá invasión por los filtrados, por lo tanto el trazo de la curva será relativamente recto. La curva SP se usa normalmente en pozos perforados con fluidos cuya base es agua dulce, y en la identificación de la litología (ver Figura # VI-8).

Figura # VI-8. Típico conjunto de registros en una secuencia arenisca-lutita en el Delta del Níger. Note la alta resistividad de las zonas con contenido de hidrocarburos entre 160 y 210 pies.

Registros Acústicos o Sónicos

El registro de velocidad acústica, mide la velocidad del sonido en la formación. Este instrumento se lo usa para medir la porosidad de la formación, también en la medición

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de la amplitud de la onda del sonido, puesto que la porosidad secundaria, atenúa la señal acústica. (Ver Figura # VI-9).

Figura # VI-9. Típico conjunto de registros de una sección del Paleoceno del Mar del Norte. Las areniscas y lutitas de la parte superior pasan hacia abajo a calizas. La alta resistividad en las areniscas entre 4805 y 4895 m sugiere la presencia de hidrocarburos. La separación entre los registros de neutrón y de densidad sugieren que estos pueden ser Gas Natural.

NOCIONES DE SÍNTESIS E INTERPRETACIÓN DE DATOS

Las principales herramientas de síntesis e interpretación de datos en Geología del Subsuelo son los mapas. Con un buen análisis de la información obtenida a través de los mapas se puede lograr una geología optima del subsuelo.

Los mapas del subsuelo más importantes son:

3 Mapas Estructurales: Mapas de Piso y Techo de Formaciones.

3 Mapas Isópacos. 3 Mapas de Facies: Mapas Litológicos y otros. 3 Mapas Paleogeográficos o Paleoambientales.

Mapas Estructurales

Nos dan la forma y la estructura del subsuelo. Para su elaboración se utilizan escalas de acuerdo al tamaño del área y al tipo de estudio que se va a realizar. La información para construir un mapa estructural se la obtiene a partir de superficie por medio de geofísica o durante la perforación del pozo. Su gráfico se lo realiza mediante curvas de nivel.

Mapas Isópacos

Determinan el espesor de las capas, superponiendo las curvas de nivel del techo (tope) y piso (base) de cada formación.

Mapas de Facies

Nos dan información acerca de la litología y otras características sedimentológicas del área, mediante estos mapas se puede intuir si hay o no condiciones donde se pudiera acumular hidrocarburos.

Mapas Paleogeográficos o Paleoambientales

Nos dan información acerca de cómo fueron los ambientes sedimentarios y sus relaciones en el pasado.

CAPÍTULO # 7

NOCIONES DE EXPLORACIÓN GEOLÓGÍCA DEL PETRÓLEO

INTRODUCCIÓN

El petróleo es una sustancia aceitosa de color oscuro a la que, por sus compuestos de hidrógeno y carbono, se le denomina hidrocarburo.

El petróleo es un líquido insoluble en agua y de menor densidad que ella. Dicha densidad está comprendida entre 0.75 y 0.95 g/ml. Sus colores varían del amarillo pardusco hasta el negro.

Puede estar en estado líquido o en estado gaseoso. En el primer caso es un aceite al que también se le dice crudo. En el segundo se le conoce como gas natural.

En cuanto al gas natural, está constituido preponderantemente por metano, que es el más simple de los hidrocarburos pues contiene un solo átomo de carbono. En menos proporción puede contener hidrocarburos de hasta 4 átomos de carbono y, además, anhídrido carbónico e impurezas como sulfuro de hidrógeno.

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Los combustibles fósiles son fuente de energía cuando sus moléculas de hidrocarburo, entrando en combustión en combinación con el aire dentro de un motor, caldera o turbina, generan calor.

El problema de la génesis del petróleo ha sido, por mucho tiempo, un tópico de investigación de interés. Se sabe que la formación del petróleo esta asociada al desarrollo de rocas sedimentarias, depositadas en ambientes marinos o próximos al mar, y que es el resultado de procesos de descomposición de organismos de origen vegetal y animal que en tiempos remotos quedaron incorporados en esos depósitos.

La composición elemental del petróleo normalmente está comprendida dentro de los siguientes intervalos:

Dependiendo del número de átomos de carbono y de la estructura de los hidrocarburos que integran el petróleo, se tienen diferentes propiedades que los caracterizan y determinan su comportamiento como combustibles, lubricantes, ceras o solventes.

Las cadenas lineales de carbono asociadas a hidrógeno, constituyen las parafinas; cuando las cadenas son ramificadas se tienen las isoparafinas; al presentarse dobles uniones entre los átomos de carbono se forman las olefinas; las moléculas en las que se forman ciclos de carbono son los naftenos, y cuando estos ciclos presentan dobles uniones alternas (anillo bencénico) se tiene la familia de los aromáticos (ver Figura VII-

Figura VII-1. Representación de los grupos de hidrocarburos.

Además hay hidrocarburos con presencia de azufre, nitrógeno y oxígeno formando familias bien caracterizadas, y un contenido menor de otros elementos. Al aumentar el peso molecular de los hidrocarburos las estructuras se hacen verdaderamente complejas y difíciles de identificar químicamente con precisión. Un ejemplo son los asfaltenos que forman parte del residuo de la destilación al vacío; estos compuestos además están presentes como coloides en una suspensión estable que se genera por el agrupamiento envolvente de las moléculas grandes por otras cada vez menores para constituir un todo semicontínuo.

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Son miles los compuestos químicos que constituyen el petróleo, y, entre muchas otras propiedades, estos compuestos se diferencian por su volatilidad (dependiendo de la temperatura de ebullición). Al calentarse el petróleo, se evaporan preferentemente los compuestos ligeros (de estructura química sencilla y bajo peso molecular), de tal manera que conforme aumenta la temperatura, los componentes más pesados van incorporándose al vapor.

Las curvas de destilación TBP (del inglés “true boiling point”, temperatura de ebullición real) distinguen a los diferentes tipos de petróleo y definen los rendimientos que se pueden obtener de los productos por separación directa. La industria mundial de hidrocarburos líquidos clasifica el petróleo de acuerdo a su densidad API (parámetro internacional del Instituto Americano del Petróleo, que diferencia las calidades del crudo).

REVISIÓN HISTÓRICA DE LA EXPLORACIÓN DEL PETRÓLEO

Las primeras referencias que se tienen del petróleo en la antigüedad es la presencia de emanaciones de gases espontáneamente inflamadas desde el suelo. En otras oportunidades, el petróleo se manifestaba en corrientes de agua, siendo recogido y empleado en diversos usos como ungüento para curar las heridas, enfermedades de la piel o dar masaje a los músculos reumáticos.

Fueron los egipcios los primeros en darle uso medicinal, ocupándolo también en embalsamientos y como aceite para las ruedas de sus carruajes.

En Babilonia fue utilizado como combustible y para unir mosaicos y piedras en sus construcciones. La existencia de asfalto en el Mar Muerto es mencionada por primera vez por Moisés en sus escritos.

De igual modo, el historiador Plinio mencionó el manantial de Agrigento, que suministraba el aceite mineral de Sicilia para lámparas y Marco Polo, en la narración de sus viajes, describió el empleo del petróleo para el alumbrado, que era transportado en camellos hasta Bagdad.

En el año 100 antes de Cristo, los chinos se convirtieron en los primeros exploradores de petróleo. Buscaban en el lugar que les parecía adecuado y perforaban con taladros de bambú.

En México los antiguos pobladores tenían conocimiento de esta sustancia, pues fue empleada de diversas formas entre las cuales se cuenta la reparación de embarcaciones para la navegación por los ríos haciendo uso de sus propiedades impermeabilizantes.

Sin embargo las primeras tentativas importantes de perforar en busca de petróleo no se realizaron hasta mediados del siglo XIX. En 1859 Edwin Drake tuvo el primer éxito al encontrar el oro negro en Pennsylvania, Estados Unidos, a una profundidad de 21 metros solamente (ver Figura VII-2). Otros le emularon, primero en Estados Unidos, después en Sudamérica, Rusia, el Lejano Oriente y el Oriente Medio. Se establecieron muchas compañías con el objeto de producir, transportar y comercializar esta nueva mercancía. Desde entonces el hidrocarburo se ha encontrado en todos los continentes, excepto la Antártida.

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Hoy día, en las etapas de prospección propiamente dicha se utilizan técnicas sofisticadas, como mediciones sísmicas, de microorganismos e imágenes de satélite.

Potentes computadoras asisten a los geólogos y geofísicos para interpretar sus descubrimientos. A pesar de ello, esta actividad está plagada de incertidumbres, máxime si se tiene en cuenta que sólo quedan por explorar aquellas áreas denominadas marginales puesto que los yacimientos “más fáciles” de ubicar ya han sido descubiertos y explotados. Finalmente, sólo la perforación puede determinar si existe o no petróleo bajo la superficie.

Evolución de los conceptos y técnicas en la Exploración del Petróleo

Exploración es el término utilizado en la industria petrolera para designar la búsqueda de petróleo o gas. Desde sus inicios hasta la actualidad se han ido desarrollando nuevas y complejas tecnologías. Sin embargo este avance, que ha permitido reducir algunos factores de riesgo, no ha logrado hallar un método que permita de manera indirecta definir la presencia de hidrocarburos. Es por ello que para comprobar la existencia de hidrocarburos se debe recurrir a la perforación de pozos exploratorios.

Los métodos empleados son muy variados: desde el estudio geológico de las formaciones rocosas que están aflorando en superficie hasta la observación indirecta, a través de diversos instrumentos y técnicas de exploración.

Una de las herramientas más utilizadas en esta etapa son los mapas. Hay mapas de afloramientos (que muestran las rocas que hay en la superficie), mapas topográficos y los mapas del subsuelo. Estos últimos quizás sean los más importantes porque muestran la geometría y posición de una capa de roca en el subsuelo, y se generan con la ayuda de una técnica básica en la exploración de hidrocarburos: la sísmica de reflexión.

La sísmica de reflexión consiste en provocar mediante una fuente de energía (con explosivos enterrados en el suelo –normalmente entre 3 y 9 m. de profundidad- o con camiones vibradores –éstos implican una importante reducción en el impacto ambiental-) un frente de ondas elásticas que viajan por el subsuelo y se reflejan en las interfases por los distintos estratos. En la superficie se cubre un área determinada con dichos aparatos de alta sensibilidad llamados también "geófonos", los cuales van unidos entre sí por cables y conectados a una estación receptora. Las ondas producidas por la explosión atraviesan las capas subterráneas y regresan a la superficie. Los geófonos las captan y las envían a la estación receptora (sismógrafo), donde mediante equipos especiales de cómputo, se va dibujando en interior de la tierra.

Se puede medir el tiempo transcurrido entre el momento de la explosión y la llegada de las ondas reflejadas, pudiéndose determinar así la posición de los estratos y su

profundidad, describiendo la ubicación de los anticlinales favorables para la acumulación del petróleo (ver Figura # VII-3).

Toda la información obtenida a lo largo del proceso exploratorio es objeto de interpretación en los centros geológicos y geofísicos de las empresas petroleras (ver Figura VII-4

Allí es donde se establece qué áreas pueden contener mantos con depósitos de hidrocarburos, cuál es su potencial contenido de hidrocarburos y dónde se deben perforar los pozos exploratorios para confirmarlo. De aquí sale lo que se llama "prospectos" petroleros.

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Figura # VII-4. Camión Vibrador usado para emisión de ondas sísmicas para la Exploración de Petróleo

El producto final es una representación del subsuelo, ya sea en dos dimensiones (2D) o en tres dimensiones (3D). La ventaja de la sísmica en 3D radica en la enorme cantidad de información que proporciona con respecto a la 2D, con lo que se reduce sensiblemente la incertidumbre acerca de la posición y geometría de las capas subterráneas (ver Figura VII-5). Como se explicará más adelante, su desventaja radica en los altos costos.

Figura # VII-5. La ventaja de la sísmica 3D radica en la enorme cantidad de información que proporciona.

Por otra parte, la aeromagnetometría y la gravimetría son dos herramientas que se utilizan en las primeras fases de la exploración y permiten determinar el espesor de la capa sedimentaria.

Los estudios gravimétricos, a través de un instrumento especial llamado gravímetro que puede registrar las variaciones de la aceleración de la gravedad en distintos puntos de la corteza terrestre (ver Figura VII-6), determinan la aceleración de la gravedad (g) en puntos del terreno explorando lugares distantes 1.000 ó 5.000 metros entre sí.

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Los valores obtenidos se ubican en un mapa y se unen los puntos donde g es igual obteniéndose líneas isogravimétricas que revelan la posible estructura profunda.

El valor g varía de acuerdo al achatamiento terrestre, fuerza centrífuga, altitud y densidad de la corteza terrestre.

Por eso el gravímetro señala la presencia de masas densas de la corteza constituidas por anticlinales que han sido levantados por plegamientos y se hallan más próximos a la superficie de la tierra (ver Figura # VII-8).

Figura # VII-8. La gravitación normal (promedio) de la Tierra es 9,80665 m/s2

. Las rocas de mayor densidad aumentan la aceleración de la gravedad y por lo tanto pueden aumentar la gravitación.

Por otra parte la Magnetometría se funda en que el campo magnético terrestre varía con la latitud (ver Figura VII-9), pero también varía en forma irregular debido a la diferente permeabilidad magnética de las distintas rocas de la corteza terrestre.

Figura # VII-9. Principio de la Magnetrometría.

El magnetómetro es un instrumento de gran valor en la búsqueda de estructuras rocosas (ver Figura # VII-10) para obtener una apreciación de la estructura y la conformación de la corteza terrestre.

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Las rocas en plegamientos y las echaron unas sobre otras, para formar estructuras complejas. Algunas de éstas son favorables para la acumulación de petróleo.

Una de las estructuras más comunes es el anticlinal, cuyas capas forman un arco hacia arriba o en forma convexa, con las capas antiguas cubiertas por las más recientes y se estrechan con la profundidad (ver Figura # VII-11). Debajo del anticlinal, puede encontrarse un yacimiento de hidrocarburos, sellado por una capa impermeable. Si se perfora un pozo a través de esta cubierta, hasta llegar al yacimiento, se puede sacar petróleo a la superficie.

Métodos de exploración en profundidad (geoquímicos)

La geoquímica tiene, actualmente, una aplicación muy importante, tanto en exploración como en producción, pues permite entender y conocer el origen, probables rutas de migración y entrampamiento de los hidrocarburos almacenados en el subsuelo.

Para aplicar estos métodos se requiere la perforación de pozos profundos. Por este medio se analizan las muestras del terreno a diferentes profundidades y se estudian las características de los terrenos atravesados por medio de instrumentos especiales.

Los métodos de exploración en profundidad tienen por finalidad determinar la presencia de gas o de petróleo; son métodos directos en la búsqueda del petróleo.

Si la exploración ha sido exitosa y se ha efectuado un descubrimiento comercial con un pozo, se inician los trabajos de delimitación del yacimiento descubierto con la perforación de otros nuevos (en muchos casos con una registración de sísmica de 3D o 2D previa), para efectuar luego la evaluación de las reservas.

En la exploración petrolera los resultados no siempre son positivos. Muchas veces los pozos resultan secos o productores de agua. En cambio los costos son elevados, lo que hace de esta actividad una inversión de alto riesgo. Si a ello le sumamos el hecho de que desde el descubrimiento de un nuevo yacimiento hasta su total desarrollo pueden ser necesarios varios años de trabajos adicionales en lo que deben invertirse grandes sumas de dinero, podemos concluir que sólo las grandes organizaciones empresariales puedan afrontar estos costos.

EL CONTEXTO DE LA GEOLOGÍA DEL PETRÓLEO

El petróleo no se encuentra distribuido de manera uniforme en el subsuelo hay que tener presencia de al menos cuatro condiciones básicas para que éste se acumule:

Debe existir una roca permeable de forma tal que bajo presión el petróleo pueda moverse a través de los poros microscópicos de la roca.

La presencia de una roca impermeable, que evite la fuga del aceite y gas hacia la superficie.

El yacimiento debe comportarse como una trampa, ya que las rocas impermeables deben encontrarse dispuestas de tal forma que no existan movimientos laterales de fuga de hidrocarburos.

Debe existir material orgánico suficiente y necesario para convertirse en petróleo por el efecto de la presión y temperatura que predomine en el yacimiento.

La búsqueda de petróleo o gas se enfrenta con el hecho de que la superficie de la tierra tiene una historia complicada. Los geocientíficos saben que parte de la corteza terrestre, que abarcan continentes y océanos, se han trasladado con relación a otras. Cuando los continentes se separaron, zonas que eran tierra quedaron sumergidas por el mar: esas zonas se convirtieron en lugares de deposición de rocas sedimentarias. Al producirse colisiones las enormes fuerzas originadas levantaron cadenas de montañas,

Un medidor de gravimetría y un magnetómetro de alta sensitividad instalados a bordo de un avión de ala fija son excelentes herramientas para ubicar depósitos sedimentarios, inferir la ubicación de la sección sedimentaria más espesa, y delinear las límites de la cuenca. El levantamiento aeromagnético, conducido en conjunto con el estudio aerogravimétrico, provee un método muy confiable y preciso para determinar la profundidad al depósito sedimentario (típicamente 5% o menos de la profundidad debajo del nivel de vuelo).

Un objetivo principal de levantamientos aerogravimétricos /magnetométricos es ganar una mejor comprensión de la geología regional a fin de limitar económicamente los estudios sísmicos tan costosos a las áreas más probables de una concesión petrolera.

Asimismo los geólogos inspeccionan personalmente el área seleccionada y toman muestras de las rocas de la superficie para su análisis. En este trabajo de campo también utilizan aparatos gravimétricos de superficie que permiten medir la densidad de las rocas que hay en el subsuelo.

De igual modo, la aerogravimetría combinada con la magnetometría, nunca podrán reemplazar la información sísmica, pero sí constituir una ayuda efectiva para racionalizar la programación de los trabajos de prospección sísmica (descrita en el Capítulo # 6).

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Otra técnica la constituye la geoquímica de superficie que consiste en la detección de hidrocarburos acumulados en el subsuelo a través de la medición de los gases concentrados en muestras de suelo. Su fundamento radica en el principio de que el gas acumulado en el subsuelo migra vertical y lateralmente hacia la superficie a través de las distintas capas de roca y también a través de fracturas.

Empleo de la Teledetección o Tecnología Satelital en la Exploración de Petróleo

En la actualidad, en algunas zonas o áreas de yacimientos, se recurre a la implementación y utilización de imágenes satelitales. Dicha tecnología permite interpretar en detalle y rápidamente la estructura geológica del terreno, planificar el uso del suelo, y realizar una completa identificación de la hidrografía, de los caminos, diques y poblaciones, entre otras cosas.

El sistema, básicamente, permite la obtención de cartografía de alta precisión en diferentes escalas y combinaciones de bandas, a partir de composiciones de mapas.

La aplicación de tal tecnología permite evitar daños inútiles sobre el terreno, efectivizando al máximo el trazado de caminos y picadas de prospección sísmica.

Dicha tecnología es aplicada por la empresa española Repsol-YPF, en el área del yacimiento El Portón, ubicada al norte de la Provincia del Neuquen. Figura VII-10. Magnetómetro portátil de protones a la izquierda y Magnetómetro de Cesio a la derecha.

Figura # VII-11. Trampas estructurales: responde a fractura, fallamiento donde se desplaza un bloque respecto del otro, y a plegamiento. El petróleo se acumula en los laterales de la falla y en la cresta de los pliegues.

También pueden existir trampas de petróleo de tipo estratigráfico que pueden convertirse en yacimientos de hidrocarburos, como en el caso de lentes de arena que se constituyen en las denominadas rocas reservorios de hidrocarburos rodeados de estratos de rocas impermeables que se constituyen en las denominadas rocas sello (ver Figura # VII-12).

Sitio donde se acumula petróleo y gas. El petróleo y gas sometidos a las presiones de las profundidades de la Tierra empiezan a desplazarse, pero a veces no pueden alcanzar la superficie porque barreras de roca impermeable se lo impiden; entonces se forman los yacimientos, acumulaciones de petróleo y gas debajo de la superficie terrestre.

Figura # VII-12. Trampas estratigráficas: lentes de arena donde el petróleo se encuentra impregnado entre los granos (poros). Estos lentes se encuentran rodeados por material impermeable que actúa como roca sello.

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El petróleo no suele encontrarse en el lugar en el que se genera. La generación de petróleo se produce a partir de la materia orgánica que se encuentra en sedimentos de grano fino, como arcillas; a estos sedimentos se les llama rocas madre. Posteriormente el petróleo se traslada a sedimentos de grano más grueso, como areniscas, por medio de un proceso llamado migración; A veces el petróleo no encuentra obstáculos en su migración, por lo que sale o brota, a la superficie como un manantial (así el Hombre conoció la existencia de petróleo) o bien queda entrampado. Las trampas son sitios del subsuelo donde existen condiciones adecuadas para que se acumulen los hidrocarburos, éstas se caracterizan por la presencia de rocas porosas y permeables conocidas como rocas almacén o reservorios, donde se acumulan o almacenan los hidrocarburos bordeados de capas de rocas impermeables o rocas sello que impiden su migración.

Existen dos tipos de migración: primaria, desde la roca madre a la roca reservorio o almacén, y secundaria, dentro de la roca almacén. Mientras que la migración primaria se produce siempre a través de cortas distancia, la secundaria se puede dar a distancias muy largas.

Los reservorios tienen tres propiedades cuyo conocimiento resultan fundamentales para conseguir el máximo rendimiento en la exploración y producción de hidrocarburos: porosidad, permeabilidad y saturación.

Porosidad

La porosidad es la medida de los espacios huecos en una roca, y resulta fundamental para que ésta actúe como almacén:

Porosidad = % (volumen de huecos / volumen total) x 100

La porosidad se expresa como ø. Casi todos los almacenes tienen un ø entre 5% y 30%, y la mayoría entre 10% y 20%.

Existen varios tipos de porosidad según la conexión de sus poros:

Conectada: poros conectados por un solo lado.

Interconectada: poros conectados por varios lados. Las corrientes de agua pueden desalojar el gas y el petróleo (ver saturación de hidrocarburos).

Aislada: poros aislados.

Efectiva: poros conectados e interconectados.

Permeabilidad

Es el segundo factor importante para la existencia de un almacén. La permeabilidad (k) es la capacidad de una roca para que un fluido fluya a través de ella y se mide en darcys, que es la permeabilidad que permite a un fluido de un centipoise de viscosidad

fluir a una velocidad de 1 cm/s a una presión de 1 atm/cm. Habitualmente, debido a la baja permeabilidad de las rocas, se usan los milidarcies.

La ley de Darcy sólo es válida cuando no hay reacciones química entre el fluido y la roca, y cuando hay una sola fase rellenando los poros.

La permeabilidad media de los almacenes varía entre 5 y 500 milidarcies, aunque hay depósitos de hasta 3.000 - 4.000 milidarcies.

Para ser comercial, el petróleo debe fluir a varias decenas de milidarcies.

Saturación de hidrocarburos

Debido a ciertas propiedades de los fluidos y de las rocas almacén o reservorios, es común que al menos una parte del espacio poral esté ocupado por agua. La saturación de hidrocarburos expresa el porcentaje del espacio poral que está ocupado por petróleo o gas natural.

En términos geológicos, las capas subterráneas se llaman "formaciones" y están debidamente identificadas por edad, nombre y tipo del material rocoso del cual se formaron. Esto ayuda a identificar los mantos que contienen las ansiadas rocas sedimentarias.

Las "cuencas sedimentarias" son cubetas rellenas de sedimentos, que son las únicas rocas donde se pueden generar hidrocarburos (conforme a la teoría de Engler) y donde en general se acumulan. En pocos casos se dan acumulaciones de petróleo y gas en rocas graníticas. El tamaño de estas cubetas varía en decenas de miles de kilómetros cuadrados, y el espesor generalmente es de miles de metros, alcanzando hasta 7.000 metros. Estas cubetas se encuentran rodeadas por zonas de basamento (que rara vez contienen petróleo).

Relación de la Geología del Petróleo con la Exploración y la Producción de Petróleo

Algunos geólogos creen que el simple conocimiento de los conceptos de Geología puede ayudar a encontrar petróleo y, aún más, algunas veces piensan que la Geología del Petróleo y la Exploración del Petróleo son sinónimos, lo cual no es así.

Por otra parte, algunos exploradores de petróleo todavía no admiten la necesidad de los geólogos para ayudarlos en su búsqueda. En 1982, un exitoso hallazgo de petróleo en Midland, Texas admitió no haber utilizado geólogos debido a que cuando sus competidores los contrataron, todo lo que hicieron fue aumentar sus costos por barril de petróleo encontrado. La compañía estatal de petróleo de Sudáfrica (SOEKOR) estaba bajo una obligación estatutaria impuesta por su gobierno de registrar cualquier metodología de hallazgo de petróleo, sea esta empírica o científica. Estos ejemplos no

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son casos aislados, y se ha sostenido que el petróleo es mejor hallarlo por perforación al azar que mediante la aplicación de principios científicos.

La Geología del petróleo es únicamente un aspecto de la exploración y producción del petróleo. Dejando a un lado empresas atípicas, la exploración del petróleo actualmente involucra equipos de gente que poseen un amplio rango de habilidades profesionales. Estas destrezas incluyen experticias sociales y políticas, que se involucran en la adquisición de concesiones de prospección. La prospección geofísica se incluye en la preparación inicial de datos en las cuales se basan las recomendaciones de licitación y posterior perforación. Los conceptos geológicos se aplican en la interpretación de los datos geofísicos una vez que estos han sido adquiridos y procesados. Tan pronto se perfora un pozo de petróleo, los aspectos ingenieriles del descubrimiento necesitan evaluación. La Ingeniería de Petróleo concierne al establecimiento de reservas de un campo, la distribución del petróleo dentro del reservorio, y el modo más efectivo de producción. De esta manera, la Geología del Petróleo incluye una continuidad de disciplinas, empezando con la Geofísica y terminando con la Ingeniería de Petróleo, pero las mismas se yuxtaponen en materia de tiempo y contenido.

Bajo esta secuencia de eventos es fundamental el control de la Economía. Las compañías de petróleo existen no solo para encontrar petróleo o gas, sino, como cualquier empresa de negocio, para hacer dinero. Por lo tanto, cualquier paso de la jornada desde la licitación hasta la perforación, y finalmente la recuperación mejorada, es controlado por contadores y economistas. La actividad en la exploración y producción de petróleo se acelera cuando el precio mundial de los productos hidrocarburíferos se incrementa, y decrece o aún puede terminar cuando los precios caen. Los geólogos del petróleo están en la posición inusual de ser sujeto de despido por incompetencia o excelencia técnica, pero no por mediocridad. Si no encuentran petróleo, pueden ser despedidos; similarmente, si encuentran mucho petróleo, entonces su presencia en el rol de la compañía es innecesaria. Esto ha sido demostrado repetidamente desde que la industria del petróleo comenzó, más recientemente cuando los precios del petróleo colapsaron de 35 a 10 dólares por barril por un período de unos cuantos meses en 1986. Los geólogos competentes son más importantes para compañías pequeñas, para las cuales un grupo de pozos secos se traducen en catástrofe. Las grandes compañías pueden tolerar un cierto grado de incompetencia debido a que tienen recursos financieros para sobrellevar un conjunto de desastres. Sin embargo, esto no es más cierto que en las compañías estatales de petróleo. Con un interminable suministro de dinero del pago de impuestos para sostenerlas, la conveniencia política de la búsqueda de ingentes reservas de petróleo puede sobrepasar cualquier consideración económica.

Métodos para calcular reservas de hidrocarburos

Se pueden usar dos métodos de aproximación para determinar las reservas de petróleo y gas en áreas comprobadas petrolíferas, el método empírico y el analítico. El método empírico se basa en la analogía con viejos yacimientos pera los cuales, a causa de un avanzado estado de agotamiento se puede determinar la recuperación final con un grado de seguridad relativamente grande. La estimación de reservas, efectuada

sobre la base de aproximaciones por analogía, no da por si sola un grado de seguridad, aunque las características de reservorio de dos yacimientos sean suficientemente similares para dar un resultado cierto. Por lo tanto, los estudios de esto tipo dejan usualmente sólo generalizaciones cualitativas, comúnmente expresadas en términos de recuperación prevista por hectárea. Los métodos analíticos pueden dividirse fundamentalmente en dos categorías:

9 Extrapolación por seguimiento de la producción, y 9 Métodos de petróleo y gas inicial.

El hecho de que los datos disponibles para estimar reservas son frecuentemente inexactos e insuficientes para permitir cálculos rigurosos, es una situación de particular interés.

Por lo tanto, es de desear que las reservas se determinen por todos los métodos posibles que puedan ser aplicados. Cuando aparecen diferencias se debe decidir acerca de cuál es el valor más probable.

Métodos para mejorar la recuperación de hidrocarburos

Para muchos yacimientos la recuperación primaria final puede incrementarse inyectando fluido con el propósito de aumentar la energía original del reservorio. Cuan-do el agua, fría o caliente o el gas seco, se inyectan con dicho propósito pueden aplicarse los métodos previamente citados para yacimientos con empuje de gas o empuje por expansión de gas. En caso de desplazamiento con fluidos miscibles deben usarse otros métodos distintos a los de técnicas de predicción de la producción.

En años recientes se han estimulado con buen suceso reservorios con petróleo de bajo grado API por medio de la aplicación de métodos térmicos. Los procedimientos de cálculos han sido derivados para determinar lo recuperación de petróleo por Inyección de vapor y combustión in situ. Estos dos métodos que aún continúan empleándose, no han demostrado ser muy exitosos en reservorios carbonáticos.

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