1

Geología

1º Curso

I.O.P.

UNIDAD: III

PETROLOGÍA

Profesor: Victor Barrientos

Curso 2011-2012

Universidad de A Coruña

2

Introducción Los macizos rocosos se componen de rocas que, en su conjunto, puede adscribirse a alguna de las siguientes tres categorías principales: a) rocas ígneas; b) rocas sedimentarias; y c) rocas metamórficas. Las rocas ígneas junto con las metamórficas son rocas endógenas, mientras que las rocas sedimentarias son rocas exógenas.

Cada uno de esos tipos de rocas es el resultado de una serie de procesos geológicos que, de forma completa o incompleta, afectan a todas ellas dentro de lo que se conoce como el Ciclo de las Rocas. Esos procesos geológicos son los responsables de las propiedades que presentan las rocas en los afloramientos y pueden ser relacionados, por tanto, con las propiedades geomecánicas y las problemáticas ingenieriles resultantes de las actuaciones sobre el terreno. En estas notas repasaremos algunos conceptos geológicos básicos, con especial énfasis en las clasificaciones litológicas más frecuentemente empleadas. Dichos conceptos deben ser tenidos presentes y entendidos a fin de poder captar en toda su amplitud la importancia del conocimiento del terreno antes, durante y después de una actuación de ingeniería específica.

Figura 1. Esquema simplificado del Ciclo de las Rocas y relación existente entre los distintos tipos de

roca y procesos geológicos Las Rocas Ígneas Las rocas ígneas proceden de un magma original. Se entiende por magma un fluido natural a elevada temperatura, constituido por material de roca que goza de cierta movilidad y que es susceptible de intruir o extruir. Se supone que las rocas ígneas han derivado de la cristalización de un magma y de los procesos relacionados con el enfriamiento del mismo. El magma del que proceden las rocas ígneas puede contener sólidos en suspensión, cristales, fragmentos de rocas y gases.

3

Clasificación de rocas ígneas según el tipo de yacimiento En primer lugar, las rocas ígneas se clasifican según el tipo de yacimiento en:

• Rocas ígneas intrusivas – Son rocas que presentan una textura de tamaño de grano medio a gruesa debida a su enfriamiento lento. Cuando se encajan y forman a cierta profundidad suelen constituir cuerpos intrusivos de tamaños considerables, batolitos o plutones, por lo que se denominan también rocas plutónicas. Muy a menudo poseen (p. Ej. granitoides) colores claros, si bien no siempre es así (p. Ej. gabro, muchas rocas ultrabásicas, etc.). Cuando se encajan y forman a menor profundidad se denominan rocas hipoabisales o subvolcánicas. Éstas se caracterizan por los cuerpos intrusivos de menor tamaño y formas diferentes, como sills, lacolitos y diques o filones, por lo que también se denominan rocas filonianas. Las texturas son variadas dependiendo de la composición particular del magma original y de las características de formación.

• Rocas ígneas extrusivas – Son rocas a menudo vítreas o de tamaño de

grano muy fino debido a su enfriamiento rápido. Suelen presentar vacuolas generadas como resultado de la degasificación del magma a partir del cual se han generado. Muy frecuentemente presentan tonalidades oscuras (p. Ej. basaltos) si bien también existen de colores claros (p. Ej. traquitas).

Figura 4. Principales tipos de yacimiento de rocas ígneas (intrusitas y extrusivas)

Evolución magmática

La diversidad de rocas ígneas existentes está asociada fundamentalmente a su evolución, no a la composición inicial del magma.

Entre los procesos evolutivos principales de un magma cabe destacar:

• la asimilación o reacción entre el magma y la roca encajante,

4

• la mezcla de magmas de diferentes características y composición, • y la diferenciación magmática.

De estos procesos, la diferenciación magmática parece con mucho el más

frecuente e importante en la evolución magmática. Durante este proceso un magma originalmente homogéneo se separa en fracciones desiguales, formando rocas de composición diferente.

Ciertos minerales están asociados porque cristalizan a temperaturas similares.

Cuando se produce la cristalización en un magma, los cristales formados tienden a mantener un equilibrio con el fundido restante. Esta circunstancia se puede dar cuando la temperatura desciende muy lentamente y no existen procesos de segregación. Si el equilibrio se restablece mediante soluciones sólidas continuas, se produce una serie continua de cristalización, si es mediante transformaciones minerales abruptas, se produce una serie discontinua de cristalización. Bowen fue el primero que estableció estas series de cristalización para minerales característicos.

Rocas Igneas

Peridotita / Basalto

Gabro / Basalto

Diorita / Andesita

Granito / Riolita

Figura 2. Series de cristalización discontinua y continua de Bowen. A menor temperatura de

cristalización, mayor estabilidad frente a la meteorización presenta el mineral en cuestión. De esa manera, se conoce como serie de meteorización de Goldlich la inversa de la de Bowen

Figura 3. Serie de meteorización de Goldlich. Junto a cada mineral se indica, entre paréntesis, el tiempo medio de meteorización de cada uno de ellos para unas condiciones climáticas templadas y

húmedas

5

Si no hay reequilibrio entre el fundido y los cristales formados, se produce fraccionamiento, evidenciando, por ejemplo, minerales transitorios (incluidos), texturas de segregación y zonación mineral, lo que produce cambios en la composición del magma residual. A este proceso, que suele ser el más importante de la diferenciación magmática, se llama cristalización fraccionada. Entre las causas que favorecen la cristalización fraccionada cabe destacar la rapidez en el descenso de la temperatura, la diferenciación gravitatoria, es decir, la separación de cristales por gravedad, así como la segregación de magmas residuales, lo que puede ser debido a diferentes causas mecánicas y tectónicas características de la historia geológica del cuerpo intrusivo.

6

Diagramas de 1 componente

7

Diagramas de 2 componentes Fe / (Mg + Fe) Los sistemas de estabilidad de fases

En general, los sistemas de estabilidad de fases se pueden clasificar en miscibles e inmiscibles.

Una solución sólida es pues característica de los sistemas que son miscibles, aunque esa miscibilidad, completa o parcial, depende de los campos de estabilidad de los extremos isomorfos que la definen. La fusión de un mineral cuya estabilidad está

8

representada por una solución sólida, origina un fundido magmático de composición igual a la del sólido original, por lo que se dice que tiene una fusión congruente.

Entre los sistemas de estabilidad de fases que se consideran inmiscibles cabe

destacar el sistema eutéctico, el sistema peritéctico y los sistemas de inmiscibilidad de líquidos y de sólidos.

En el sistema de reacción eutéctico, la transformación de fases se realiza de

manera que toda la fase fundida termina cristalizando por enfriamiento, en una isoterma que da lugar a dos fases sólidas. La fusión mineral es congruente, puesto que se forma un fundido de composición igual a la del conjunto sólido original.

En el sistema peritéctico, el enfriamiento de un fundido original pasa por la

cristalización de un sólido inicial que, por reacción con el fundido residual, dará como resultado un sólido de composición diferente. El proceso de fusión se dice que es incongruente, puesto que una fase mineral, dará lugar por calentamiento, a dos fases distintas, una líquida y otra sólida, cuyas composiciones son desiguales a la del sólido original. El sistema peritéctico es una característica habitual de la serie discontinua de Bowen.

Los huecos de miscibilidad definen la inmiscibilidad de fases sólidas

durante el enfriamiento de ciertos minerales. De este modo, se pueden dar fenómenos de exsolución y desmezcla (texturas pertíticas) dentro de unas determinadas condiciones termodinámicas.

La inmiscibilidad de líquidos, para determinados rangos de presión y

temperatura, favorece tanto la difusión como la segregación de magmas, así como, por consiguiente, la cristalización fraccionada.

9

Plagioclasa antes que Piroxeno Piroxeno antes que Plagioclasa

10

11

Diagramas de 3 componentes

1. Clasificación de las Rocas 1.1. Clasificación de las Rocas Ígneas

A parte de la clasificación general de las rocas ígneas por tipo de yacimiento (rocas intrusitas y extrusivas), las rocas ígneas se clasifican de acuerdo con dos criterios fundamentales:

a) Tamaño de grano y textura b) Contenido de sílice y composición mineral

1.1.1. Clasificación basada en el tamaño de grano y la textura

• Rocas vítreas – Formadas por vidrio (no contienen cristales). P. Ej. obsidiana

• Rocas afaníticas – De tamaño de grano muy pequeño (cristales no distinguibles a simple vista)

• Rocas faneríticas – El tamaño de los cristales puede ser identificado sin problema a simple vista

• Rocas pegmatíticas – De tamaño de grano muy grueso (en general, > 10 mm)

• Rocas vesiculadas – Textura desarrollada en rocas volcánicas o subvolcánicas que evidencia la presencia de gases expandidos antes de la consolidación

12

• Rocas amigdaloides – Rocas que presentan una textura con cavidades producto de la expansión de gases y, más tarde, rellenas por diversos minerales

• Rocas porfiríticas (o porfídicas) – Caracterizadas por la presencia de grandes cristales (fenocristales) rodeados de una matriz fanerítica o afanítica de tamaño de grano muy inferior

1.1.3. Clasificación basada en el contenido de sílice y la composición mineral

• Rocas ígneas ácidas – Ricas en sílice (% SiO2 > 65% en peso). Se caracterizan por la abundante presencia de minerales denominados félsicos (cuarzo y feldespatos, mayoritariamente) y cuya tonalidad es clara.

• Rocas ígneas intermedias – El contenido de sílice va del 45 al 65% en peso.

• Rocas ígneas básicas – Pobres en sílice ( < 45 % en peso) • Rocas ígneas ultrabásicas • Rocas leucócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad

mayoritariamente clara o félsicos (p. Ej. feldespatos, cuarzo,…) • Rocas melanócratas – Rocas formadas por minerales de tonalidad

oscura o máficos (minerales ferromagnesianos, sobre todo: piroxenos, biotita, anfíboles, etc.). No todas las rocas melanócratas son ultrabásicas y viceversa. Por ejemplo, la anortosita es una roca leucócrata y ultrabásica.

Figura 6. Diagrama QAP (Streckeisen, 1966) para la clasificación modal de rocas ígneas intrusivas. a) Cuarzodiorita, cuarzogabro y cuarzoanortosita; b) Diorita, gabro, anortosita; c) Monzodiorita,

monzogabro; d) Cuarzosienita de feldespato alcalino; e) Sienita de feldespato alcalino

13

Figura 7a. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P =

plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833

14

Figura 7b. Clasificación de las rocas ígneas extrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P = plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991)

IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833

traquita

traquita

15

Figura 7c. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas ultrabásicas, de acuerdo con la IUGS. Ol: olivino; Opx: ortopiroxeno; Cpx: clinopiroxeno; Hb: hornblenda; . Fuente: Le Bas y Streckeisen

(1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp. 825-833

16

Figura 8. Clasificación química (diagrama TAS) de las rocas volcánicas de acuerdo con su composición expresada en términos del porcentaje de sílice (SiO2) y álcalis (Na2O+K2O)

Temperatura de Cristalización (ºC) 500 1000 1500

Plagioclasa Olivino

Piroxeno Anfíbol Biotita Cuarzo Feldespato K

Composición Mineral

Moscovita

Color Claro

(ácidas) Medio

Oscuras (básicas)

Color

Grano grueso

GRANITO DIORITA GABRO Intrusiva

Grano fino RIOLITA ANDESITA BASALTO Extrusiva

Porfídica Granito o Riolita

porfídica Diorita o Andesita

porfídica Gabro o Basalto

porfídico Intrusita o Extrusiva

Porosa Pómez Escoria

Te

xtu

ra

Vítrea Obsidiana Extrusiva

Ori

ge

n

Figura 9. Clasificación, textura y mineralogía de los principales tipos de rocas ígneas (plutónicas y

volcánicas). Nota: Los rangos de temperatura de formación para los minerales son aproximados

17

Figura 10. Clasificación de los distintos productos volcánicos. Accesorio: formado a partir de fragmentos del cono volcánico o de anteriores coladas; Accidental: formado a partir de rocas no volcánicas o de rocas volcánicas no relacionadas con el episodio volcánico en cuestión; Juvenil:

formada a partir del magma que alcanza directamente la superficie. Abreviaturas: Cort.: ‘Corteza’; Cab.: ‘Cabellos’; Lág.: ‘Lágrimas’

Figura 11. Clasificación químico mineralógica de las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) así como

variación de alguna de sus propiedades más destacadas

LAVA

almohadilladas pahoehoe aa

GAS

SO2 CO2 H2O

TEPHRA

BOMBAS BLOQUES LAPILLI CENIZAS OTROS

Esferoidales

Retorcidas

Acordonadas

Cort. de Pan

Accesorios

Accidentales

Escorias

Pómez

Cenizas

Juveniles

Accesorias

Accidentales

Cab. de Pelé

Lág. de Pelé

18

Granito Riolita Diorita Andesita Gabro Basalto Basalto vesicular

Obsidiana Tephra (lapilli)

19

Vulcanismo y Tectónica de placas

20

Metamorfismo

La mayor parte de las rocas metamórficas son el resultado de la recristalización de otras rocas de naturaleza ígnea, sedimentaria o metamórfica bajo la acción de cambio en la presión, temperatura o en los fluidos intersticiales. El límite inferior del metamorfismo está poco definido y coincidiría con el máximo alcanzado durante la diagénesis (de 200 a 300 ºC) mientras que el límite superior coincide con la fusión de las rocas o anatexia. Al producirse la fusión (total o parcial) se genera un fluido geológico denominado magma, cuya cristalización conduce a la formación de los distintos tipos de roca ígnea vistos con anterioridad.

Los distintos tipos de roca metamórfica son determinados por la roca precursora (o protolito) y, de forma determinante, por las condiciones de presión y temperatura a las que se desarrolla el proceso.

En general, los efectos principales que el metamorfismo ocasiona en las rocas

son las siguientes: • Crecimiento de nuevos minerales • Deformación y rotación de granos minerales preexistentes o neoformados • Recristalización de minerales para formar cristales mayores • Producción de rocas foliadas frágiles y muy resistentes o anisótropas con

una baja resistencia al corte.

El desarrollo preferente de los cristales durante el metamorfismo da lugar a las texturas foliadas. Estas

no reflejan más que el crecimiento cristalino dentro de un campo de esfuerzos anisótropo

Deformación y desarrollo de cristales como respuesta a los diferentes tipos de esfuerzos (tensión, compresión y cizalla.

21

Texturas metamórficas

Las rocas metamórficas presentan texturas características que sirven en muchos casos para su descripción y clasificación. Así, el tipo de roca metamórfica queda determinado por su protolito y las condiciones de P y T, distinguiéndose:

Rocas no foliadas. No presentan una orientación preferente en sus componentes minerales, que suelen ser equidimensionales, lo que se define como textura granoblástica. El mármol, que está compuesto esencialmente de calcita recristalizada, es un ejemplo de roca metamórfica no foliada.

Rocas foliadas. Los componentes minerales presentan una acusada

orientación manifestada a través de lineaciones, bandeados y laminaciones.

En las rocas foliadas, cuando la estructura es esencialmente planar, más o menos penetrativa, y se encuentra asociada a pequeños y abundantes cristales de mica, se denomina que la roca presenta foliación. Si las estructuras son lineales, ya sea por la presencia de minerales deformados o recristalizados en direcciones preferenciales, o bien por la intersección de estructuras planares, se dice que en la roca se observa lineación. Cuando la estructura planar es muy penetrativa y está acompañada de minerales de mayor tamaño y abundante recristalización (blastesis), se dice que la roca tiene esquistosidad . La textura gneísica es una textura más bien ojosa caracterizada por un bandeado claro-oscuro irregular de grano grueso en el cual la foliación está pobremente definida debido a la preponderancia de feldespato y cuarzo sobre los minerales micáceos. Este tipo de rocas, gneis, procede normalmente del metamorfismo de rocas graníticas o de areniscas.

Desarrollo de foliaciones y lineaciones a partir de minerales de hábito tabular o prismático durante los procesos metamórficos. En ausencia de anisotropías en el campo de esfuerzos, los

minerales tienden a crecer sin orientación preferida (es decir, sin desarrollar foliaciones) mientras que cuando el campo de esfuerzos es anisótropo (casos B y C) los minerales se desarrollan de acuerdo con la orientación de las componentes principales del esfuerzo

22

El desarrollo de foliación permite igualmente determinar la orientación de los esfuerzos que originaron la deformación.

Desarrollo progresivo de una foliación de crenulación asimétrica y simétrica

Las rocas metamórficas están constituidas por minerales que favorecen o no el desarrollo de texturas foliadas. De este modo, las rocas tendrán un comportamiento frente a la deformación que será más o menos anisótropo (foliadas) o más bien isótropo (no foliadas o masivas). En este sentido, algunas rocas de distinta composición y desigual comportamiento frente a la deformación podrán presentar fenómenos de refracción respecto de la orientación de ciertas texturas foliadas.

• σ1 > σ2 = σ3 → foliación sin lineación • σ1 = σ2 > σ3 → lineación sin foliación • σ1 > σ2 > σ3 → foliación y lineación

23

Esquistosidad (refracción)

Foliación de crenulación simétrica en esquisto rico en cuarzo y anfíboles. La concentración de cuarzo es mayor en las charnelas. Borradaile et al. (1982) Atlas of Deformational and Metamorphic Rock Fabrics. Springer-Verlag.

Foliación de crenulación asimétrica en esquisto rico en cuarzo y mica. Nótese la variación composicional de la estratificacion horizontal original, así como la disolución preferencial del cuarzo en uno de los flancos de los pliegues. Borradaile et al. (1982) Atlas of Deformational and Metamorphic Rock Fabrics. Springer-Verlag.

24

Conviene resaltar igualmente otras texturas características de las rocas metamórficas. Desde el punto de vista de las rocas foliadas, la textura lepidoblástica sirve para caracterizar las rocas metamórficas foliadas ricas en minerales lamelares como las micas. No obstante, si una roca típicamente masiva con minerales equidimensionales (granoblástica) sufre una intensa deformación en el campo frágil, se origina la textura cataclástica, la cual se caracteriza por la trituración de minerales anteriores con la consiguiente disminución del tamaño de grano. Si la deformación se realiza en el campo dúctil, la textura se describe como milonítica, en la cual existe foliación además de una lineación de estiramiento por deformación plástica intracristalina. Si en este último caso la recristalización es abundante la textura se dice blastomilonítica. Cuando la mayoría de los minerales no son lamelares pero presentan una orientación similar, se dice que la roca posee una textura nematoblástica. La textura porfiroblástica define mas bien un conjunto de cristales similarmente orientados, cuyas dimensiones son mucho mayores que las del resto de los otros minerales. La presencia de minerales aciculares o fibrosos orientados en todas direcciones e íntimamente compenetrados caracteriza la textura diablástica.

En el caso de que existan grandes cristales o porfiroblastos (en una matriz de cristales de menor tamaño) con inclusiones de otros minerales de diferente naturaleza, se origina la textura peciloblástica. Ciertas características de este tipo de textura permite determinar en muchos casos la edad relativa de formación de dichos minerales.

Pre-tectónico Sin-tectónico Post-tectónico

25

Durante el metamorfismo de una roca se desarrollan asociaciones minerales cuya naturaleza depende de varios factores, entre ellos, la composición química y las condiciones termodinámicas de presión y temperatura. Se denomina paragénesis mineral de una roca metamórfica al conjunto de minerales de esa roca que son estables dentro de un margen concreto de condiciones termodinámicas. Al contrario que en las rocas ígneas, en la que la mayoría de sus minerales constituyen una asociación en equilibrio, es decir, una paragénesis mineral, en las rocas metamórficas podemos encontrar varias paragénesis minerales en la misma muestra debido esencialmente a dos factores: a) cambios espaciales en la composición química de la roca; b) cambios en las condiciones termodinámicas a lo largo del tiempo.

Por ello, para poder considerar a una asociación mineral como una paragénesis, es necesario que todos los minerales aparezcan en contacto mutuo y con límites de grano rectos, lo que significa que dichos minerales están en equilibrio. Si por el contrario los límites entre minerales son indentados, ello indicaría un contacto de reacción entre ellos. Clasificación de las Rocas Metamórficas

Las condiciones metamórficas son determinantes a la hora de la generación de las distintas rocas metamórficas si bien la litología implicada en el proceso es otro factor digno de ser considerado. De esa manera, dos rocas de idéntica composición mineralógica y química, al ser sometidas a condiciones metamórficas distintas pueden desembocar en rocas metamórficas muy distintas. Por el contrario, dos rocas inicialmente muy distintas pueden resultar en rocas metamórficas muy parecidas, bajo condiciones metamórficas distintas. Estas dos ideas son la base de estudio de las denominadas facies metamórficas.

El metamorfismo suele dividirse en varios tipos, de acuerdo con el proceso

dominante que tiene lugar. De esta manera se habla de:

Metamorfismo dinamo-térmico. Cuando los procesos deformativos son importantes y van acoplados a variaciones sustanciales de presión y de temperatura. El significado es similar al que más tarde denominaremos metamorfismo regional. Este tipo de metamorfismo no suele ir acompañado de una variación en la composición química original de la roca.

Metamorfismo térmico. Cuando el proceso metamórfico dominante es

la variación de temperatura y las manifestaciones deformativas son poco importantes. Tiene un significado análogo al que más tarde denominaremos metamorfismo de contacto. Este tipo de metamorfismo suele ir acompañado de un cambio global en la composición química de la roca.

Metamorfismo dinámico. Es un metamorfismo esencialmente debido a

presiones dirigidas y/o esfuerzos de cizalla. Se da en relación con fallas y cabalgamientos, en donde tiene lugar una intensa deformación que

26

produce cambios texturales y estructurales importantes (milonitas, cataclasitas).

Pirometamorfismo. Es un tipo especial de termometamorfismo en el

que los gradientes térmicos pueden llegar a ser extremos, como es el caso de la combustión a baja presión de formaciones carbonosas (y la consecuente formación de clinkers).

Ultrametamorfismo. Un tipo extremadamente excepcional de

metamorfismo en el que se asocian muy elevadas presiones y temperaturas. Suele corresponder a las condiciones que se dan durante un impacto meteorítico y la consiguiente liberación brusca de energía.

De esta forma, el metamorfismo isoquímico es aquél proceso metamórfico en el que la composición de la roca metamorfizada permanece constante a lo largo de los procesos metamórficos, con la excepción de la pérdida de volátiles (H2O y CO2, en especial). Por el contrario en el metamorfismo aloquímico o metasomatismo la composición original no se preserva y distintos componentes del protolito pueden ser eliminados y/o ser incorporados nuevos componentes químicos. Los skarns es un ejemplo de dicho tipo de proceso.

Así a grandes rasgos, las rocas metamórficas se dividen en dos grandes grupos,

de acuerdo con las condiciones P/T de formación:

Rocas metamórficas regionales. Son el resultado de procesos metamórficos acoplados a otros deformativos y térmicos que tienen lugar durante la orogénesis o formación de cordilleras. De esa forma las rocas reflejan importantes variaciones de presión.

Rocas metamórficas de contacto. Resultado del desarrollo de

importantes gradients térmicos en los márgenes de las intrusiones ígneas.

Relación existente entre los cuerpos ígneos intrusivos y el metamorfismo de contacto

Por otra parte, hay términos de uso general, como el prefijo META que

significa metamorfizado. De este modo, si conocemos la roca original, podemos denominar a la roca metamórfica formada anteponiendo el prefijo META a la roca de partida. Así por ejemplo, una metapelita, es una roca metamórfica derivada de rocas arcillosas y cuarzo arcillosas, o pelitas: lutitas, areniscas-lutíticas, etc. Una metabasita correspondería a una roca ígnea básica metamorfizada.

27

Los prefijos ORTO y PARA indican parentesco ígneo y sedimentario, respectivamente; así, un ortogneis es una roca cuarzo-feldespática que procede del metamorfismo de rocas ígneas ácidas, y un paragneis es también una roca cuarzo-feldespática, pero que en este caso procede de algún tipo de areniscas sedimentarias. Una para-anfibolita es una roca metamórfica compuesta esencialmente de anfíboles, y que deriva normalmente de rocas margosas.

Relación entre los principales tipos de roca metamórfica y algunos datos relevantes a las mismas

El número de rocas metamórficas relevantes desde el punto de vista ingenieril

es relativamente escaso. Las rocas de metamorfismo de contacto se caracterizan por su marcada recristalización y porque raramente presentan foliación. Las pizarras afectadas por la inmediata intrusión de un cuerpo ígneo se transforman en unas rocas de grano fino masivas y muy resistentes denominadas corneanas (o cornubianitas). Las rocas carbonatadas, en un proceso isoquímico, se transforman en mármoles (si el protolito está constituido por calcita pura) o en corneanas calcosilicatadas (si el protolito contiene silicatos). Sin embargo, bajo un metamorfismo aloquímico, las calizas se transforman en skarns, mediante la incorporción de importantes cantidades de sílice y otros elementos químicos.

A medida que aumenta el grado metamórfico, nuevos minerales pueden formarse. Los minerales presentes en las rocas metamórficas son indicadores de las condiciones P/T a la que esta dejó de transformarse. Así, el grado metamórfico viene a ser una escala de intensidad metamórfica que emplea indicadores minerales como geotermómetros y geobarómetros.

Por ejemplo, la secuencia pizarra filita esquisto gneiss es una secuencia de rocas metamóficas de grado creciente, cuyo protolito suele ser pelítico (lutitas, lutitas arenosas, limolitas) y cuyos minerales indicadores asociados podrían ser la clorita, la biotita y el granate. Así, la transición desde el grado de la clorita (isograda) a la de la biotita determina la primera aparición sobre el terreno del segundo de estos minerales.

Tipo de Metamorfismo Textura Litología

Carácter Grado Protolito

Laminada, mate

Pizarra Regional Bajo Pizarra ó Lutita Grano Fino Satinada,

laminada Filita Regional Pizarra ó Lutita

Laminada Esquisto Regional Medio

Pizarra ó Lutita Fo

lia

da

Grano Grueso Bandeado Gneiss Regional Alto Pizarra, Lutita ó

Granitoide

Masiva Corneana ó

Cornubianita Contacto Alto Pizarra ó Lutita Grano

Fino Masiva Anfibolita Regional o

Contacto Medio a

Alto Basalto ó Margas

No reacciona con HCl

Cuarcita Contacto ó Regional

Bajo a Alto

Arenisca rica en cuarzo

No

Fo

lia

da

Grano Grueso Reacciona con

HCl Mármol Contacto ó

Regional Bajo a Alto

Caliza ó Dolomía

28

Mapa geológico hipotético en el que determinadas rocas sedimentarias pelíticas metamorfizadas manifiestan el grado metamórfico. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

29

Temperaturas aproximadas de formación de diversos minerales metamórficos importantes

30

El concepto de las facies metamórficas es una más sofisticada extensión del concepto de grado metamórfico a fin de incluir en el mismo tanto la presión (información geobarométrica) como la temperatura (información geotermométrica) a fin de obtener información de las rocas metamórficas. Así, los minerales indicadores se agrupan para formar asociaciones minerales que caracterizan una región particular del espacio P/T.

Distribución de las principales facies metamórficas en el espacio presión-temperatura

Facies Definitive Mineral Assemblage in Mafic Rocks Zeolite zeolites: especially laumontite, wairakite, analcime

Prehnite-Pumpellyite prehnite + pumpellyite (+ chlorite + albite)

Greenschist chlorite + albite + epidote (or zoisite) + quartz ± actinolite

Amphibolite hornblende + plagioclase (oligoclase-andesine) ± garnet

Granulite orthopyroxene (+ clinopyrixene + plagioclase ± garnet ± hornblende)

Blueschist glaucophane + lawsonite or epidote (+albite ± chlorite)

Eclogite pyrope garnet + omphacitic pyroxene (± kyanite)

Contact Facies

After Spear (1993)

Table 25-1. Definitive Mineral Assemblages of Metamorphic Facies

Mineral assemblages in mafic rocks of the facies of contact meta-morphism do not differ substantially from that of the corresponding regional facies at higher pressure.

31

a)

b) a) Distribución de facies metamórficas para series de bajo, medio y alto gradiente P/T.

b) Los gradientes T/P altos A, medios B y bajos C son característicos de A dorsales oceánicas y arcos de islas activos, B interior de placas y orógenos, y C zonas de subducción.

32

Las facies metamórficas y su relación con la téctónica de placas. Típicos cambios mineralógicos que tienen lugar en metabasitas durante el metamorfismo

progresivo en la serie de facies metamórfica de media P/T. Se indica para comparación la localización aproximada de las zonas pelíticas de metamorfismo de Barrow. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

33

Representación esquemática del concepto de las facies e isogradas metamórficas, de acuerdo con el grado metamórfico y la litología implicada en el proceso. Protolitos: areniscas (plegadas y falladas) y pizarras.

34

Caliza no alterada

Mármol (calcita)

Aureola metamórfica

Skarns

Zonas minerales y modos desarrollados en el contacto entre una diorita cuarcítica y un mármol dolomítico. El contacto inicial puede estar en cualquier lado de la zona de contacto. Frisch and Helgeson (1984) Amer. J. Sci., 284, 121-185. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.

35

Cuarcita Mármol

Metarudita Gneiss

Esquisto Filita

Pizarra Migmatita

36

aa

bb

dd

cc

Milonitización progresiva de un granito. Shelton (1966). Geology Illustrated. Photos courtesy © John Shelton.

37

El Origen de Las Rocas Sedimentarias Las rocas sedimentarias se originan por los procesos de meteorización, erosión, transporte, sedimentación y diagénesis de rocas preexistentes o anteriormente formadas, ya sean estas ígneas, metamórficas o igualmente sedimentarias.

La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos físicos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la expansión térmica y la actividad biológica. En la meteorización química interviene como agente principal el agua, por lo que los procesos más notables son la disolución, la oxidación, la hidrólisis, la hidratación y el intercambio iónico. La mayoría de estos procesos contribuyen en sentido amplio a la alteración de las rocas en sus lugares de afloramiento y serán ulteriomente analizados con mayor profundidad cuando tratemos del origen y formación de los suelos.

Península Ibérica

38

La erosión es el proceso responsable de desplazar los materiales del suelo por la acción del agua, el hielo y el viento. La erosión puede darse, por ejemplo, mediante un flujo de aire o agua de tipo laminar o turbulento, así como en forma de láminas, acanaladuras o abarrancamientos de agua. La velocidad de erosión depende de las características del suelo, del tamaño de las partículas, del clima, de la pendiente y del tipo de vegetación. En ello es conveniente considerar igualmente la rugosidad y el campo de velocidades en la capa superficial y límite del suelo. Campo de velocidades en la capa límite del suelo Erosión glaciar

Límite de erosión

39

Mediante el transporte se realiza la redistribución de los materiales erosionados hasta llegar al lugar de sedimentación. Los procesos principales implicados en el transporte de materiales por la acción del aire y del agua son la tracción o arrastre, la saltación, la suspensión, la flotación y la disolución. La sedimentación es la acumulación de materiales meteorizados, erosionados y transportados desde los lugares de mayor energía hasta aquellos, potencialmente más bajos, en que la energía del medio de transporte (aire, agua o hielo) es menor. Si la sedimentación se origina esencialmente por gravedad, se forman las rocas sedimentarias detríticas, y si es por precipitación, se forman las rocas sedimentarias químicas.

Así pues, la mayor parte de los sedimentos son el resultado de la meteorización y erosión que afecta a rocas preexistentes, a través de los distintos procesos físicos y químicos mencionados. Una vez generados, los sedimentos son transportados por acción de agentes sedimentarios tales como el viento, el agua o el hielo, hasta lugares donde se acumulan, es decir, cuencas de sedimentación.

Diagrama de Hjülstrom

40

La diagénesis es el conjunto de cambios fisico-químicos que experimenta un

sedimento tras su deposición, lo que en sentido amplio también se suele denominar litificación, o conjunto de procesos que transforman los sedimentos en rocas. Se dice, sin embargo, que en la diagénesis existen tres procesos claramente diferenciables:

1) Sindiagénesis, o reordenamiento de partículas en el momento de la sedimentación;

2) Anadiagénesis, o proceso de litificación en sentido más estricto, en el que se produce la compactación, la deshidratación y la cementación de la roca poco consolidada;

3) Epidiagénesis, o conjunto de procesos que intervienen cuando se expone a la superficie una roca originalmente más profunda. En este sentido cabe destacar la descarga litostática, la saturación con aguas subterráneas, procesos de oxidación, etc.

En suma, el proceso de litificación de las rocas sedimentarias, no es más que

el resultado de la compactación, cementación y deshidratación parcial de, en muchos casos por ejemplo, fangos húmedos. La compactación se produce como resultado de la acumulación progresiva de los sedimentos sobre otros previamente depositados, con el consiguiente incremento de carga litostática. A medida que el contenido de agua se va viendo reducido en los poros, cada vez más pequeños, la solución remanente en los mismos puede experimentar un incremento en su concentración, pudiendo precipitar algún mineral que actuará como cemento entre las partículas. Durante el proceso de deshidratación, o expulsión del agua de los poros, las partículas sedimentadas laminares, como las de arcilla, pueden quedar reorientadas dando lugar a superficies aproximadamente planas y paralelas a la orientación de las mismas (foliación), lo que en ciertos casos dará origen a las pizarras sedimentarias.

Proceso de compactación y litificación en una roca arcillosa, desembocando en la formación de una pizarra

El proceso de disminución de volumen y expulsion de agua de los sedimentos,

deshidratación, puede llegar a producir la consolidación o compactación del sedimento. Si el fluido no puede ser expelido de los sedimentos, estos pueden permanecer no consolidados. La velocidad de consolidación está controlada de forma muy eficiente por la permeabilidad de los sedimentos. De esa manera, tanto la porosidad (es decir, una medida de la proporción de huecos que presente un

41

sedimento) como la permeabilidad se ven drásticamente reducidas al producirse la consolidación y cementación de los sedimentos.

Este conjunto de procesos tiene lugar dentro de lo que se denomina la

diagénesis de las rocas sedimentarias. La diagénesis no comprende las primeras modificaciones que sufre el sedimento por factores biológicos (Ej: bioturbación), pero no obstante se extiende hasta donde comienza el metamorfismo (es decir a aproximadamente T = 300 ºC y P = 1000 bares). En la práctica, la cementación que tiene lugar durante la diagénesis incluye procesos de disolución, recristalización y reemplazamiento que afectan esencialmente a las fases carbonatadas, silíceas y sulfatadas.

Como un ejemplo de recristalización puede citarse, la inversión durante la

diagénesis del aragonito en calcita (CaCO3), lo que favorece ulteriormente los procesos de cementación debido a que el aragonito es un 8% más denso que la calcita. El reemplazamiento implica además un cambio químico. Así, por ejemplo, tanto la dolomitización como la silicificación, suelen ser procesos secundarios de reemplazamiento relativamente frecuentes durante la diagénesis. Conviene resaltar que los fósiles son susceptibles de cambiar la composición sin cambiar por tanto de forma.

Clasificación de las Rocas Sedimentarias

Los sedimentos se subdividen en dos categorías principales: detríticos y no detríticos. Los sedimentos no detríticos pueden ser a su vez: químicos y orgánicos. Las características de estas tres categorías principales de sedimentos son las siguientes:

• Sedimentos clásticos o detríticos. Comprenden partículas de varios tamaños que son transportadas en suspensión por el viento, el agua o el hielo. La arena o el limo son ejemplos de sedimentos clásticos.

• Sedimentos químicos o precipitados. Son aquellos generados como

resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. Las rocas evaporíticas, como las formaciones de yeso, son ejemplo de precipitados químicos.

• Los sedimentos orgánicos o biogénicos son el resultado de la

acumulación o precipitación inducida por agentes biológicos. Muchos organismos (p. Ej. foraminíferos marinos, algas, briozoos, etc.) provocan la precipitación de calcita de forma que generan fangos carbonatados. También pueden existir fangos de composición silícica de origen biogénico (p. Ej. las tierras de diatomea o Trípoli por la acumulación de los exoesqueletos de dichas algas o los fangos de radiolarios, que son un tipo de microorganismo acuático).

42

Grupo Clase Sedimento y

tamaño textural Compactada

Criterios de subdivisión

Bloques

Ruditas (2 – 256 mm) Cantos

Grava

Según la forma de los cantos:

• Conglomerado (redondeados)

• Brecha (angulosos)

• Génesis • Composición de los

cantos

Arena muy Gruesa (1 – 2 mm)

Arena Gruesa (0.5 – 1 mm) Arena Media

(0.25 – 0.5 mm) Arena Fina

(0.125 – 0.25 mm)

Arenitas 0.0625 – 2

mm)

Arena muy Fina (0.0625 – 0.125

mm)

Arenisca

• % de cuarzo, feldespatos y líticos

• % de matriz detrítica • Génesis

Limo (0.0625 – 0.004

mm) Limolita

RO

CA

S D

ET

RÍT

ICA

S

Lutitas < 0.0625 mm

Arcilla Arcillita

Grupo Clase Criterios de subdivisión

Rocas Carbonatadas de origen orgánico o químico

• Composición • Textura

Evaporitas de origen químico a partir de salmueras • Composición

Rocas Silíceas de origen orgánico o químico (Ej. Chert, Trípoli, etc.)

• Génesis • Composición

Rocas Alumino-Ferruginosas (Residuales) de origen químico (Ej. Lateritas, Bauxitas)

• Génesis • Composición

Rocas Organógenas (Carbonosas) (p. Ej. turba, lignito, hulla, etc.)

• Composición • Textura y estado físico

RO

CA

S N

O D

ET

RÍT

ICA

S

Rocas Fosfatadas • Textura y estructura • Génesis

Clasificación de conjunto de las rocas sedimentarias detríticas y no detríticas, de acuerdo con

Pettijohn (1957), Krumbein y Sloss (1963), Rastall (1965) y Vatan (1967). Las clases marcadas con un asterisco suponen más del 99 % del total de rocas sedimentarias

Tamaño de los clastos Sedimentos Parcialmente litificada Litificada CaCO3 biogénico

Fango Ooze calizo Creta Micrita Arena Calcarenita Grava

Lumaquela Coquina Rudita

SiO2 biogénico Fango Ooze silíceo Chert (silex) Arena Grava

No existen

Clasificación de las rocas y sedimentos con fragmentos biogénicos carbonatados o silíceos (Ooze : fango orgánico)

43

Contenido en C Roca Alto Carbón antracítico

Carbón bituminoso (Hulla) Medio

Lignito Bajo Turba

Clasificación de las rocas carbonosas, de acuerdo con su contenido en carbono orgánico

Bauxita Sedimento biogénico Los sedimentos se clasifican de diversa manera, como por ejemplo, de acuerdo

con su origen, granulometría y composición mineralógica de las partículas que lo componen.

La naturaleza de un sedimento queda determinada por el grado de

meteorización que ha sufrido, así como por la distancia y tipo de transporte. Algunos sedimentos pueden ser el resultado de la meteorización sin que se llegue a producir su transporte, lo que origina, dependiendo del clima, los suelos más o menos desarrollados (p. Ej. Lateritas), sin embargo otros pueden ser desplazados distancias de miles de kilómetros a contar desde el punto de su generación.

Los agentes de transporte sedimentario, el viento, el agua y el hielo, generan

sedimentos con características distintivas, tales como el grado de abrasión de las partículas o el de ordenación

La granulometría es un factor importante a la hora de determinar muchas

propiedades físicas de las rocas, entre ellas su resistencia, porosidad, permeabilidad, densidad, etc. De acuerdo con ella, se da nombre también a las rocas sedimentarias clásticas.

La forma de las partículas sedimentarias constituye, asimismo, un importante

atributo de los sedimentos. Existen muchos términos descriptivos que pueden ser aplicados a la forma de las partículas. De esa manera, la forma inicial de cualquier partícula está relacionada con la mineralogía: los filosilicatos tienden a ser laminares, los feldespatos tabulares mientras que el cuarzo tiende a ser equidimensional. Otras formas, tales como elipsoidales, cilíndricas o esféricas suelen ser el resultado directo de procesos de abrasión.

44

El agua es el medio de transporte más efectivo y responsable del redondeo de las partículas sedimentarias. La abrasión eólica también puede conducir a ese tipo de forma. El transporte por el hielo puede llevar partículas a lo largo de grandes distancias sin producir modificaciones significativas en su forma.

Las rocas sedimentarias clásticas se clasifican de acuerdo con la granulometría

de las partículas (o clastos) que, una vez cementadas, dan lugar a la roca en cuestión.

Tipos de granulométría de los sedimentos detríticos

Tamaño de Partícula Descripción Litología

Grava Fragmentos de roca redondeados Conglomerado (pudingas)

Grava Fragmentos de roca angulosos Brecha

Arena

Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los granos son visibles a menudo muy bien empaquetados.

Muchas veces es posible reconocer estructuras sedimentarias, como la estratificación cruzada

Arenisca

Arena Arenisca con un contenido en granos de feldespato superior

al 25 % Arcosa

Limo Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los granos son difícilmente visibles si bien al tacto presenta una

sensación áspera Limolita

Arcilla

A menudo, capas potentes >1cm. No se distinguen partículas. Pueden llegar a observarse grietas poligonales. Su

composición mineralógica se caracteriza por la presencia de minerales de la arcilla y cuarzo de grano muy fino

Lutita ó Arcillita

Arcilla Fango compactado, laminado y fisible (se separa en láminas

muy finas) Pizarra

Relación de los principales tipos de litología clástica y sus características

mal clasificados

moderad. clasificados

bien clasificados

muy bien

clasificados

muy mal

clasificados

45

Clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Sheppard (1954)

Las rocas sedimentarias químicas se clasifican de acuerdo con los minerales

precipitados predominantes que constituyen la roca así como por su textura. Se forman como resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa.

Las rocas sedimentarias orgánicas o biogénicas son el resultado de procesos de

tipo biológico. Pueden ser acumulaciones clásticas de fragmentos de esqueletos de organismos (el caso de muchas calizas), precipitados catalizados biológicamente (como en muchas rocas ferruginosas y fosfatadas), la acumulación de detritus vegetales (rocas carbonosas o carbón) o a partir de organismos silíceos (p. Ej. chert).

Existen tres tipos de rocas sedimentarias cuya importancia, dado el volumen

con el que se encuentran en la corteza terrestre, merece la pena ser destacada: las lutitas (y pizarras), las areniscas y las calizas. Todas ellas están mayoritariamente compuestas por un muy limitado número de minerales.

Mineral % en lutitas % en areniscas % en calizas Cuarzo 32 70 4

Feldespato 18 8 2 Minerales de la arcilla 34 9 1

Calcita y Dolomita 8 11 93 Óxidos de Hierro 5 1 −

Abundancia de distintos minerales en tres de los tipos litológicos sedimentarios principales

46

Clasificación de Pettijohn (1957) para las rocas sedimentarias detríticas

47

Textura Composición Nombre de Roca

Clástica Fragmentos de calcita y cemento calcítico. Color blanco, gris o azulado. Reacciona con intensidad en contacto con

HCL diluido Caliza

Clástica Oolitos de calcita (redondeados) y cemento calcítico. Puede estar parcialmente dolomitizada.

Caliza oolítica

Clástica Fragmentos de calcita y cemento calcítico parcialmente transformado en dolomita. Reacciona con HCl diluido

Caliza dolomítica

Clástica

Roca carbonatada casi totalmente transformada en dolomita. A menudo de tonalidades amarillentas o

rosadas. Reacciona de forma poco aparente con HCl diluido

Dolomía

Cristalina Cristales cúbicos de halita formando un entramado Sal

Cristalina Cristales cúbicos de halita y silvita, a veces mezclados con carnalita

Potasa, Silvina

Cristalina Cristales de yeso de morfología variable de color, a menudo, blanco o gris claro

Yeso

Relación de las características más destacables de los principales tipos de rocas químicas

Rocas Aloquímicas Rocas Ortoquímicas

Componente I (Cemento de calcita

esparítica) II (Matriz calcítica

microcristalina)

III (Calcita microcristalina

sin componentes aloquímicos)

Intraclastos

Intraesparita

Intramicrita

Micrita

Ooides

Oosparita

Oomicrita

IV (Rocas arrecifales autóctonas)

Fósiles

Biosparita

Biomicrita

Biolitita

Pellets

Pelsparita

Pelmicrita

Calcita esparítica

Calcita

microcristalina

Clasificación de Folk (1962) para las rocas carbonatadas

48

oolitos

Clasificación simplificada de Vatan (1967) para las rocas sedimentarias intermedias entre lutitas, arenas y carbonatos. Notas: C = calizas; C.a. = caliza arenosa; C.m. = caliza margosa; C.a.l. = Caliza

arenosa lutítica; C.l.a. = Caliza lutítico arenosa; A.c. = arena calcárea; A.l. = arena lutítica; A. = arena; A.c.l. = arena calcárea lutítica; A.l.c. Arena lutítico calcárea; L.m. = lutita margosa; L.c.a. = lutita calcáreo arenosa; L.a. lutita arenosa; L. = lutita; El término lutita pude ser reemplazado por el de arcilla o limo en la medida que se conozca la granulometría del material. En el caso de materiales

cementados, en lugar del término arena se empleará el de arenisca. Cuando se trate de dolomías en lugar de calizas, se hará el cambio de nombre correspondiente

Textura Composición Litología Clástica Acumulación clástica de fragmentos de concha Lumaquela (caliza) Clástica Esqueletos microscópicos de cocolitofóridos Creta Alterada Organismos microscópicos siliceous. Sílice recristalizada. Chert Clástica Restos de plantas consolidados Carbón (s.l.)

Algunos ejemplos de rocas sedimentarias orgánicas biogénicas

Los principales tipos de cemento que mantienen unidas las partículas de las rocas sedimentarias son la calcita, diversas formas de sílice y los óxidos de hierro. La presencia de óxidos de Fe en muy pequeña cantidad puede ser suficiente para conferir a muchas rocas sedimentarias una tonalidad pardo-rojiza, anaranjada o verdosa. Por otro lado, muchas rocas sedimentarias de grano fino, como las pizarras y lutitas suelen ser de tonalidades grisáceas a negras. Las pizarras negras son un caso particular de lutita que contienen cantidades muy elevadas de carbono de origen orgánico.

49

Clasificación de los sedimentos biogénicos en función de la proporción de partículas esqueléticas carbonatadas o síliceas. 1) Fango carbonatado; 2) Fango carbonato-silícico; 3) Fango silícico-

carbonatado; 4) Fango silícico; 5) Ooze1 carbonatado arenoso/arcilloso/limoso; 6) Ooze carbonatado-silícico arenoso/limo-arcilloso/arcilloso; 7) Ooze silícico-carbonatado arcilloso; 8) Ooze silícico

arcilloso; 9) Ooze carbonatado con arena/limo/arcilla; 10) Ooze carbonatado-silícico con arena/limo/arcilla; 11) Ooze silícico-carbonatado con arena/limo/arcilla; 12) Ooze silícico con

arena/limo/arcilla; 13) Ooze carbonatado; 14) Ooze carbonatado-silícico; 15) Ooze silícico-carbonatado; 16) Ooze silícico

La resistencia mecánica de un medio granular depende de la fricción entre las

partículas que lo constituyen. En general, las partículas angulosas y con baja esfericidad tienden a movilizar una mayor fricción que las redondeadas. Por otro lado, las partículas redondeadas o esféricas tienden a presentar un mayor grado de empaquetamiento, dando lugar a sedimentos más densos.

La resistencia de la roca cementada es una propiedad ingenieril de gran

importancia. Por ejemplo, las cuarzoarenitas bien cementadas pueden ser extremadamente resistentes si bien su comportamiento puede ser friable (poco resistente) cuando la cementación sea mala o inexistente. Las limonitas, lutitas y pizarras son, en general, rocas poco resistentes debido a la presencia de partículas laminares arcillosas, las cuales la proveen de una baja resistencia al corte.

Los conglomerados y areniscas poseen un relativamente elevado índice de poros. Son rocas importantes desde el punto de vista económico dado que suelen constituir buenos acuíferos para el abastecimiento de agua o rocas-almacén de petróleo o gas natural. Sin embargo, las rocas evaporíticas, menos densas, suelen constituir estructuras halocinéticas como los diapiros, los cuales suelen actuar como trampas petrolíferas que impiden la migración de los hidrocarburos desde las rocas almacén.

La habilidad de las rocas para almacenar fluidos (porosidad) así como para transmitirlos a través suyo (permeabilidad) son otras dos propiedades de un considerable interés, tanto económico como ingenieril. Los sedimentos, en el momento de su deposición, son extremadamente porosos, ocupando los poros (espacios huecos) un volumen muy importante en relación al volumen del propio sedimento.

1 Sedimento compuesto por fango orgánico o biogénico no consolidado formado por más de un 30 % de partículas biogénicas, ya sean estas silíceas o carbonatadas

50

Los distintos componentes granulométricos y texturales propios de las rocas sedimentarias detríticas

Si el espacio ocupado por los poros es rellenado por otros sedimentos de menor tamaño de grano, tanto la porosidad como la permeabilidad pueden verse reducidas drásticamente. De esa manera, las arenas limpias (desprovistas de limo y arcilla) constituyen magníficos acuíferos y rocas almacén. Sin embargo, las arenas sucias (con limo y arcilla) presentan la porosidad parcialmente taponada por las partículas más finas.

Los sedimentos clásticos muestran una amplia variedad de estructuras sedimentarias cuya interpretación ayuda a descifrar factores tales como el origen y el ambiente deposicional de los sedimentos o el techo y la base de los mismos (criterio de polaridad sedimentaria).

cemento poro

51

Estructura Sedimentaria Ejemplo

Estructura Sedimentaria Ejemplo

Laminación / Estratificación

Granoclasificación

Laminación Cruzada/ Ripples

Flute Marks

(Vórtices)

Imbricación

Tool Marks - Groove Cast (Marcas de Arrastre -

Acanaladuras)

Dirección de flujo

Flute cast Groove marks

Tool marks Figura en croissant

52

Estructura Sedimentaria Ejemplo

Estructura Sedimentaria Ejemplo

Estromatolitos

Burrows (Bioturbación)

Mud Cracks (Grietas de Desecación)

Rain Drops (Gotas de Lluvia)

Load Cast (Marcas de Compactación

o de Carga)

Moldes de Cristales

Algunos tipos de estructuras sedimentarias primarias

suspensívoros limnivoros

sedimentación

erosión

arenas litorales arenas

Y limos arenas arcillosas y limos

fangos pelágicos

Facies de Skolithos Facies de

Cruziana Facies de Zoophycos Facies de

Nereites

53

La estratificación planar, desde el punto de vista diagnóstico, ofrece poca información si bien las trazas de actividad orgánica (p. Ej. burrows u otras bioturbaciones) pueden constituir criterios de polaridad y de tipo de ambiente sedimentario.

Las laminaciones cruzadas ofrecen una clara indicación sobre la polaridad de los estratos ya que su techo se encuentra truncado por los flujos de sedimento posteriores. La orientación de las laminaciones da información también sobre la dirección y sentido de las corrientes (acuáticas o aéreas) responsables del transporte de los sedimentos.

Las capas con evidencias de ripple-marks (ondulaciones) muestran el efecto de oleaje (fluvial o marino somero) y su cresta apunta hacia los sedimentos más modernos. Son esencialmente marcadores del techo de los estratos.

La imbricación de cantos suelen desarrollarse en ambientes donde prima el transporte de sedimentos en ambientes más o menos energéticos (en función del tamaño y densidad de los bloques transportados). Suele presentarse en sedimentos donde abundan las conchas fósiles o de cantos de hábito tabular. Pueden emplearse como indicadores de dirección y sentido de corrientes.

Muchos sedimentos suelen presentar una ordenación en el tamaño de grano de sus partículas que se denomina granoclasificación. La granoclasificación positiva se corresponde con una disminución progresiva del tamaño de grano hacia el techo de los estratos mientras que en la negativa sucede lo inverso. Si bien la granoclasificación positiva es la más frecuente, al existir también la negativa, constituye un criterio de polaridad ambiguo. Sin embargo, los sedimentos gradados reflejas pulsos de sedimentación individuales cuya periodicidad temporal puede ser muy variable. Entre las estructuras sedimentarias primarias que son marcadoras de la base de los estratos (sole marks) conviene destacar los Flute marks, Groove casts, Tool marks, Rain drops, Load casts y moldes de cristales.

Por ultimo, las estructuras sedimentarias de relleno de canales proveen con indicaciones relativas a la polaridad de los estratos y a la dirección y sentido de la corriente de agua responsable de los rellenos. A este tipo de estructuras se las denomina paleocanales y son característicos de ambientes fluviales.

54

Ambiente

Deposicional Características

Ambientales Organismos Sedimento Estructuras

Sedimentarias Litología

Cauce fluvial

Corrientes de agua de alta o baja

energía. Sequía eventual. Oxidante

Plantas y animales de agua dulce

Grava, arena y fango con

clasificación y angulosidad

variable

Laminaciones cruzadas,

granoclasificación, ripple marks, mud

cracks, restos fósiles de animales y plantas

Conglomerados Areniscas

Lutitas

Llanura aluvial

Avenidas de baja energía. Periodos de sequía. Desarrollo

de suelos. Oxidación

Plantas y animales de agua dulce

Arenas y fangos bien clasificados

Laminación, ripple marks,

granoclasificación, fósiles abundantes

Lutitas y Areniscas

(Red Beds)

Delta fluvial

Corrientes de agua. Mareas. Baja

energía

Plantas y animales de agua dulce

Arenas y fangos bien clasificados

Fragmentos fósiles de plantas y animales

Areniscas y Lutitas

Cono de deyección

Avenidas relámpago periódicas, Coladas

de fango. Alta energía

Plantas y animales terrestres

Gravas > arenas. Mala

clasificación y elevada

angulosidad

Fragmentos de plantas y animales fósiles

Brechas sedimentarias

Arcosas

Duna (eólica)

Corrientes de viento de energía variable. Sequedad. Oxidante

Pequeños insectos y reptiles. Plantas

dispersas

Arenas bien clasificadas y redondeadas

Laminaciones cruzadas, ripple

marks, fósiles poco abundantes

Areniscas

Playa (cuenca

endorréica)

Baja energía. Intensa

evaporación. Avenidas

periódicas. Sequedad

Pequeños insectos y

reptiles. Pocas plantas

Evaporizas, fango

Mud craks, ripple marks, trzas de fósiles

Evaporizas Areniscas

Lutitas

Lago

Baja energía. Cuerpos de agua

permanentes someros o profundos

Plantas y animales de agua dulce

Fango, arena, sedimentos

carbonatados

Laminación, ripple marks,

granoclasificación, fósiles abundantes

Lutitas Areniscas

Calizas

No

ma

rin

o

Glaciar Hielo. Roca

desnuda. Frío

Plantas y animales

dispersos y poco

abundantes

Gravas y arenas angulosas y mal

clasificadas Pocas Till

Playa Oleaje de baja y alta

energía. Mareas. Corrientes. Viento

Animales marinos y no

marinos

Grava, arena, fango,

sedimentos carbonatados

bien clasificados y redondeados

Ripple marks, laminaciones cruzadas y abundantes fósiles y

fragmentos fósiles

Conglomerados Areniscas

Lutitas Calizas

Lumaquela

Tra

nsi

ció

n

Lagoon Baja energía.

Mareas. No muy oxidante

Plantas y animales

marinos y no marinos

Fangos Laminación, ripple

marks, fósiles abundantes

Lutitas (de color verdoso a negro.

No rojas)

Marino somero

Oleaje (de baja a alta energía).

Mareas. Corrientes oceánicas fuertes.

Viento

Plantas y animales marinos

Arenas, fango, sedimentos

carbonatados bien clasificados y redondeados

Laminación, laminación cruzada, ripple marks, fósiles marinos abundantes

Areniscas Lutitas Calizas

Arrecife

Oleaje (de baja a alta energía).

Mareas. Corrientes oceánicas fuertes.

Viento

Plantas y animales marinos

Gravas, arenas, fango,

sedimentos carbonatados

con clasificación variable

Fósiles marinos abundantes

Brechas carbonatadas

Areniscas Lutitas M

ari

no

Marino profundo

Baja energía. Corrientes de

variable intensidad

Plantas y animales marinos

Fango, carbonatos y oozes silíceos

Fósiles marinos abundantes

Lutitas Calizas Chert

Relación de los principales tipos de ambiente sedimentario con sus propiedades, sedimentos y

litologías asociadas

55

Sedimentos y Rocas sedimentarias de origen eólico

56

oncolitos Turbiditas Varvas glaciares Tobas volcánicas (bomba) Ignimbritas (dique)

57

Cono de deyección Calizas

Llanuras de inundación (sedimentos fluviales) Braided streams

58

Formación y análisis de suelos La meteorización

Los suelos se forman principalmente por los procesos de meteorización de rocas anteriormente formadas en sus lugares propios de afloramiento. Todos los materiales son susceptibles de sufrir los efectos de la meteorización.

La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la expansión térmica, la hidratación y la actividad biológica.

La gelifracción engloba los procesos mecánicos de fragmentación por el

hielo. En la naturaleza, el agua se abre camino a través de las grietas de las rocas y, tras su congelación, expande y aumenta el tamaño de esas aberturas. Los ciclos repetidos de congelación y deshielo rompen la roca en fragmentos angulares, originando canchales o pedregales, lo que representa un proceso importante de la meteorización mecánica.

La descompresión se origina cuando grandes masas de roca pierden de

alguna manera su presión de confinamiento, por descompresión, y quedan expuestas a la presión atmosférica y a la erosión. Se forman entonces diaclasas de expansión por descompresión o lajeamiento. Se piensa que esto ocurre, al menos en parte, debido a la gran reducción de la presión que se produce cuando la roca situada encima es erosionada. En los macizos graníticos el lajeamiento suele tener formas concéntricas o en cáscara de cebolla. La minería nos proporciona ejemplos de descompresión al observar cómo se comportan las rocas una vez que se ha eliminado la presión de confinamiento. Se conocen casos de estallidos de grandes bloques de roca en las paredes de las galerías de minas, así como de fracturas paralelas al suelo de las canteras cuando se eliminan grandes bloques de roca.

La expansión térmica produce la desintegración por fracturación repetida

de las rocas debido al ciclo diario de temperaturas. Este fenómeno se ve agudizado en especial en las regiones desérticas, donde los cambios en las temperatura diarias son más importantes. Es pues de esperar que la expansión debida al calentamiento y la contracción debida al enfriamiento pueden además contribuir a la fracturación progresiva y a la desintegración de los minerales de las rocas con índices de expansión diferentes.

Expansión térmica

59

La hidratación física produce también fracturación pues modifica el volumen de la roca por humectación y desecación. La roca sufre expansión y contracción por adsorpción y deserción de agua entre los vacíos intergranulares o planares de la roca.

La actividad biológica también contribuye a la meteorización, en especial

mediante la actividad de las raíces de las plantas, de los animales excavadores y de toda la variedad de actividades de los seres humanos sobre el suelo. Además, algunos organismos también producen ácidos que contribuyen a descomponer químicamente la roca.

En la meteorización química interviene como agente principal el agua, por

lo que los procesos más notables son la disolución, la carbonatación, la oxidación-reducción, la hidrólisis, la hidratación química, el cambio catiónico y la quelación. La mayoría de estos procesos se realizan en presencia de agua y contribuyen en sentido amplio a la descomposición de las rocas y de la estructura interna de los minerales.

La disolución es la difusión de moléculas o átomos de un cuerpo en las de

otro; lo más común son sólidos en líquidos. La estructurra dipolar del agua favorece la disolución mediante la puesta en solución de cationes y aniones. Un poco de ácido aumenta la fuerza corrosiva del agua ya que tiene el ión corrosivo H+ reactivo. Los organismos se descomponen formando ácidos orgánicos. La meteorización de la pirita y de los sulfuros produce ácido sulfúrico.

EcosistemaEcosistema del del suelosuelo en en un un climaclima templadotemplado

60

La presión de CO2 favorece también los procesos de disolución, puesto que produce carbonatación o formación de ácido carbónico o bicarbónico disociados, por disolución en agua del CO2 procedente por ejemplo de la atmósfera y la lluvia o de la disolución de CO3Ca. Por carbonatación se entiende también el reemplazamiento por, o introducción de, carbonatos, lo que incluye la alteración química que produce la transformación de minerales que contienen Ca, Mg, K, Na ó Fe, en carbonatos o bicarbonatos de estos metales, debido a la acción del CO2 contenido en el agua.

La oxidación-reducción provoca la pérdida-ganancia de electrones en un

elemento. El oxígeno no está necesariamente presente. Son reacciones reversibles que estabilizan o desestabilizan químicamente un mineral, haciéndolo más o menos vulnerable a otras reacciones, como la disolución, el cambio iónico, etc. El desplazamiento de la reacción en uno u otro sentido depende de su potencial redox. Los minerales ferromagnesianos ( olivino, piroxeno, hornblenda) se descomponen en hematites, limonita. Sin embargo la oxidación sólo se produce cuando el Fe es liberado de los silicatos mediante el proceso de la hidrólisis. La oxidación también se produce cuando se descomponen los sulfuros como la pirita: la pirita (Fe S2) con H2O dá oxi-hidróxido de hierro FeO (OH) y sulfúrico (SO4H2), lo que produce el ácido de mina con mortalidad de organismos y degradación del hábitat acuático.

La hidrólisis es la reacción que origina la progresiva destrucción de los

minerales, sobre todo de los silicatos. En realidad, se trata de una hidro-carbo-hidrólisis, es decir, hidratación, carbonatación y cambio catiónico (reemplazamiento de cationes por iones H+).

Serie de Goldich de la estabilidad de los minerales frente a la meteorización.

( ) +−+− ++→+ HHCObienoHCOOHCO 32322 2

61

La reacción más común es de desilicificación progresiva:

mineral silicatado complejo + agua = mineral silicatado simple + ácido silícico mineral silicatado simple

de tal manera que, en sucesivas etapas, se llega a la desilicificación total del mineral silicatado original. Así por ejemplo, el cuarzo sólo produce sílice en solución. Mientras que el olivino se descompone en limonita y hematites, además de sílice y Mg+2 en solución. El anfibol produce minerales de la arcilla junto con hematites y limonita, además de sílice, Ca+2 y Mg+2 en solución. El feldespato produce minerales de la arcilla, además de sílice y cationes de K+ , Na+ y Ca+2 en solución.

El cambio catiónico de cationes intercambiables es característico además

de los minerales de la arcilla hidratados. La hidratación química como tal conlleva la absorción o incorporación de

agua a la estructura molecular de una sustancia mineral, verificando cambios químicos en la misma. Esto puede implicar variaciones de volumen y solubilidad. Es el caso por ejemplo de la hidratación de hematites (Fe2 O3) para dar limonita (2 Fe2 O3 · 3 H2O), o de anhidrita (SO4 Ca) para dar yeso (SO4 Ca · 2 H2O).

La quelación es un proceso por el cual determinados cationes metálicos

procedentes del suelo mineral son incorporados en moléculas orgánicas (hidrocarbonos) derivadas de las plantas y producto de la actividad biológica.

( )( ) FeOOHMgbrucita +→ 2

( )23HSiO

62

La formación de los suelos La meteorización física y mecánica del la roca contribuye a la formación de la

capa de rocas y fragmentos minerales que constituyen el regolito, el cual forma parte del suelo. Sin embargo, el suelo es una combinación de la materia mineral o regolito y orgánica o humus (restos descompuestos de la vida animal y vegetal), agua y aire, que sustenta la vida animal y el crecimiento de las plantas.

La formación de los suelos depende de ciertos factores de importancia, entre los que hay de destacar: el tipo de suelo, el clima, la topografía, el tiempo, la actividad orgánica y la dinámica del medio. La dinámica del medio contribuye a la formación del suelo mediante el papel que juegan la erosión en la conservación del conjunto del suelo y de los minerales originados en la meteorización de la roca original. Los minerales del suelo pueden ser no alterados y neoformados por alteración de los anteriores.

Meteorización esferoidal Erosión y desertización

63

Erosión eólica Erosión por drenaje artificial Protección contra la erosión de suelos

64

La fertilización intensiva de los suelos agrícolas El Ciclo del Nitrógeno en el suelo

65

La influencia del clima en la formación de los suelos

El perfil del suelo Los procesos de formación del suelo actúan desde la superficie hacia abajo. Las

variaciones de composición, textura, estructura y color evolucionan de manera gradual con la pronfundidad. Se producen de este modo diferencias verticales, que normalmente van siendo más pronunciadas conforme pasa el tiempo, dividiendo el suelo en zonas o capas conocidas como horizontes. Una sección vertical de este tipo a través de todos los horizontes del suelo constituye el perfil del suelo.

Horizontes característicos de un suelo

66

Los diferentes horizontes del perfil del suelo se caraterizan globalmente por una zona superior donde domina la eluviación o lixiviación mineral y por una zona inferior donde domina la iluviación o acumulación y deposición mineral (principio del café americano). Los diferentes horizontes de un suelo son: O, A, E, B, C y R.

Zona superior = O + A + E O = material orgánico y humus o materia bien

descompuesta.

A = material mineral, humus y actividad orgánica. Lixiviación = A + E E = Minerales claros. Iones solubles Na, K, Ca, Mg Deposición = B

B = Zona de acumulación (arcillas, caliche) Zona inferior = B + C C = roca parcialmente alterada R = roca

Idealización de un perfil del suelo para un clima húmedo de latitudes medias

67

Las características y la magnitud del desarrollo de un suelo pueden variar en gran medida del ambiente climático al que está sometido y del tiempo de actuación de la meteorización. Un perfil de suelo bien desarrollado indica que las condiciones ambientales han sido relativamente estables a lo largo de un periodo prolongado y que el suelo es maduro. Por el contrario, algunos suelos carecen por completo de horizontes, por lo que se denominan inmaduros. En ellos el periodo de actuación de la meteorización suele ser demasiado corto o bien la excesiva erosión impide su desarrollo. En los climas fríos o secos los suelos son generalmente muy delgados y están poco desarrollados, debido a que la meteorización química progresa muy despacio y la escasez de vida vegetal produce muy poca materia orgánica

La influencia del clima en el desarrollo de los suelos

Clasificación de suelos

Los suelos más comunes se pueden clasificar en diferentes tipos de suelos principales según la influencia de los factores climáticos que contribuyen a su formación y desarrollo.

Pedalfer

Los suelos pedalferos se caracterizan por una acumulación en el horizonte B

de óxidos de hierro y minerales de la arcilla ricos en aluminio en el horizonte. En las latitudes medias, donde la lluvia anual supera los 630 mm anuales, la mayoría de los materiales solubles, come el carbonato cálcico, es lixiviado desde el suelo y transportado por el agua subterránea. Los óxidos de hierro y las arcillas menos solubles son transportados desde el horizonte E y depositados en el horizonte B, proporcionándole un color marrón a marrón rojizo. Los suelos están mejor desarrollados bajo la vegetación forestal, donde grandes cantidades de materia

68

orgánica en descomposición proporcionan las condiciones ácidas necesarias para la lixiviación.

Pedocal Los pedocales se caracterizan por una acumulación de carbonato cálcico. Este

tipo de suelo se encuentra en regiones secas donde la precipitación es inferior a 630 mm anuales. La meteorización química es menos intensa que el caso de los pedalferos, por lo que el porcentaje de materiales arcillosos es menor. En zonas áridas y semiáridas puede haber una capa enriquecida en calcita, denominada caliche. En dichas áreas, el agua de lluvia apenas penetra en profundidad, con lo que termina evaporándose una vez retenida cerca de la superficie. De esta manera, los materiales solubles, como el carbonato cálcico, son eliminados de la capa más externa y vueltos a depositar debajo, formando la capa de caliche.

Laterita

En los climas cálidos y húmedos de los trópicos pueden desarrollarse suelos lateríticos. Dado que la meteorización química es intensa bajo esas condiciones climáticas, estos suelos suelen ser más profundos que los suelos que se desarrollan a lo largo de un periodo similar en las latitudes medias. No sólo la lixiviación elimina los materiales solubles como la calcita, sino que las grandes cantidades de agua de percolación eliminan también mucha sílice, lo que se traduce en la concentración de los óxidos de hierro y aluminio en el suelo. El hierro proporciona al suelo un color rojo distintivo. No obstante, el mineral principal de los suelos lateríticos es la gibbsita. Puesto que la actividad bacteriana es muy elevada en los trópicos, las lateritas prácticamente no contienen humus, por lo que suelen ser suelos infértiles no aptos para el cultivo agrícola.

Precipitación

Tem

pera

tura

frío

caliente caliente

fríobaja alta50 cm/año

pedalferpedocal

laterita

tundra

Precipitación

Tem

pera

tura

frío

caliente caliente

fríobaja alta50 cm/año

pedalferpedocal

laterita

tundra

69

Tundra Los suelos de tundra son característicos de altas latitudes con clima de tundra. La alteración química de los minerales es lenta en este régimen frío, y parte del sustrato está fragmentado por la acción mecánica de la meteorización. No tienen un perfil característico, pero están compuestos por capas delgadas de arcilla arenosa y humus bruto.

La influencia del clima Laterita en el desarrollo de los suelos

Laterita

Tundra

Laterita

Tundra

70

Pedocal con caliche blanco depositado en el horizonte B Acumulación de sales debido a la irrigación excesiva.

71

Suelos del mundo con problemas de salinidad Existen otras clasificaciones de suelos dignas de mención. Por ejemplo, la Soil

Taxonomy es un sistema para la clasificación de suelos que sigue un procedimiento analítico estricto y que fue desarrollado en el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos - USDA (Soil Service Staf, 1975). Los criterios para establecer las categorías principales, u órdenes de suelos, son los horizontes y los caracteres de diagnóstico, es decir, las propiedades del suelo, así como otros rasgos que hacen referencia a su génesis, evolución y manejo. Los principales órdenes de suelos según esta clasificación son los siguientes:

Alfisoles Suelos de ambiente relativamente húmedo, con un horizonte de

acumulación de arcillas y no desaturados. Aridisoles Suelos secos o salinos de regiones áridas. Entisoles Suelos inmaduros con pocas características de diagnóstico y algo de

materia orgánica. Spodosoles Suelos con un horizonte oscuro por acumulación de hidróxidos y

humus (ceniza). Histosoles Suelos esencialmente orgánicos. Inceptisoles Suelos formados recientemente o con horizontes de diagnóstico que se

forman rápidamente. Mollisoles Suelos ricos en materia orgánica, de pastizales, praderas y estepas. Oxisoles Suelos tropicales ricos en hidróxidos de hierro y aluminio, muy

intemperizados. Ultisoles Suelos forestales tropicales y subtropicales; intemperizados, muy

evolucionados, con iluviación de arcillas y pobres en bases.

72

Vertisoles Suelos con arcillas expansivas, que removilizan y mezclan o pueden homogeneizar el perfil.

Andosoles Suelos oscuros desarrollados a partir de materiales volcánicos y otros,

ricos en amorfos.

Principales órdenes de suelos con respecto al tiempo expuesto a la meteorización.

Diagramas esquemáticos de la composición del perfil de un spodosol (A) y de un oxisol (B), bajo un régimen hídrico del suelo caracterizado por un elevado excedente de agua. Strahler & Strahler, 1997. Geografía Física, pp. 407.

73

Equivalencias principales entre tipos de suelos y órdenes de suelos. Distribución en América. Pf (pedalfer), Pc (pedocal), L (laterita)

Pf

Pc

Pf

Pf, Pc

L

Pf, L

Pf

Pc

Pf

Pf, Pc

L

Pf, L

74

Suelo rico en hematites desarrollado a partir de lavas basálticas (Andosol). Isla de Hawai.

Texturas de los suelos

La clasificación textural de los suelos se inspira en parte de la clasificación de

los sedimentos detríticos clásticos de Shepar para las rocas sedimentarias. Los diferentes tipos de textura de un suelo se basan en la variación en cuanto a la proporción de arena, limos y arcillas, expresada en tanto por ciento de cada elemento. Un sistema bastante difundido es el empleado por el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos (USDA).

La textura franca sería una mezcla en la que no predomina ni uno de los tres

elementos sobre los otros dos, aunque en el contexto de la clasificación anglosajona el término (loam) incluye una cierta proporción de humus, le que confiere a esta textura una cierta coloración oscura. Sin embargo, el término franca no es de uso frecuente, por lo que también se puede equiparar con los términos más habituales de barro, lodo o fango, para contenidos crecientes de agua. El comportamiento mecánico puede ser ciertamente plástico y puede presentar ciertas propiedades de licuefacción cuando su capacidad de drenaje es baja.

75

Clases texturales de suelos

76

Distribución granulométrica Se han clasificado los suelos en cuatro grandes grupos en función de su

granulometría. Gravas con tamaño de grano entre 8-10 cm y 2 mm; se caracterizan porque los granos son observables con facilidad. Arenas, con partículas comprendidas entre 2 y 0.06 mm, las cuales todavía son observables a simple vista. Limos, con partículas comprendidas entre 0.06 y 0.002 mm, las cuales retienen el agua con mayor facilidad que los anteriores (al golpear en la mano una muestra húmeda, el reordenamiento de partículas puede provocar que el agua se drene con más o menos facilidad). Arcilla, formadas por partículas con tamaños inferiores a los limos (0.002 mm). Se trata de minerales de la arcilla con una capacidad de retención de agua que puede ser elevada; suelen estar afectadas por cambios de volumen importantes, a veces presentan propiedades tixotrópicas e igualmente pueden licuefactar.

Para conocer la proporción de cada material en un suelo, se realizan análisis

granulométricos (normalmente mediante técnicas de tamizado) y se elaboran las curvas granulométricas correspondientes. Para una mejor definición de la granulometría de un suelo se utilizan dos coeficientes: el de uniformidad, que es la relación entre el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa un 60 % del material y el diámetro correspondiente al tamiz por el que pasa el 10 %; el contenido de finos, que es el porcentaje de suelo que pasa por el tamiz de 0.075 mm, el cual indica la proporción de arcilla y limo en el suelo, que a su vez está relacionada con la capacidad de retención de agua y la dificultad de su expulsión bajo esfuerzos.

Granulometría de partículas en suelos. González de Vallejo, 2002. Ingeniería Geológica, pp. 22.

77

Las fases de suelo

El suelo suele formar parte de la zona no saturada, por la cual se entiende la porción de terreno comprendida entre la superficie del suelo y el nivel freático de las aguas subterráneas, por debajo del cual el material geológico (suelo o roca) está saturado de agua. La zona no saturada del suelo constituye pues una zona de transición entre las aguas superficiales y subterráneas. La importancia de su estudio es pues innegable en todo lo relativo a las aguas subterráneas y superficiales, tanto desde el punto de vista de los flujos de agua, como del transporte y transformación de los compuestos químicos disueltos.

Perfil de un suelo y su relación con el agua subterránea En un suelo suelen presentarse tres componentes o fases claramente

diferenciables: sólidos, agua y aire. El esquema que sigue a continuación puede ayudar a definir la relaciones entre el volumen y la masa de tres de los posibles componentes o fases de un suelo. Se representa un volumen unitario de suelo subdividido en tres secciones diferentes desde el punto de vista cuantitativo. La sección inferior representa la fase correspondiente a los sólidos minerales u orgánicos, la sección intermedia la fase líquida del agua, y la sección superior la fase gaseosa del aire.

78

Relaciones Relaciones volumétricas másicas Va A i r e Ma = 0 Vh Vw Mw

Vt Mt Vs Ms Las masas de estos componentes están indicadas en la parte derecha del

esquema: la masa del aire Ma es despreciable, Mw es la masa del agua, Ms es la masa de los sólidos, Mt es la masa total. Las masas se pueden convertir en pesos: Pa, Pw, Ps y Pt (producto de las masas correspondiente por la aceleración de la gravedad). Los volúmenes de los mismos componentes se indican a la izquierda del diagrama: Va es el volumen del aire, Vw es el volumen de agua, Vh es el volumen de huecos (Vh = Va + Vw), Vs es el volumen de sólidos, y Vt es el volumen total del suelo.

La porosidad total n de un suelo es la fracción de roca o sedimento hueca (a

veces se suele expresar en porcentaje):

VtVhn =

El contenido en agua θ es la fracción volumétrica de suelo ocupada por el agua:

VtVw

=θ

El grado de saturación S es la fracción volumétrica de huecos ocupados por el agua:

VhVwS =

A g u a

S ó l i d o s

79

Se pueden igualmente definir: la densidad de las partículas sólidas ρs, la

densidad aparente seca ρsec, y la densidad aparente ρa: Igualmente se podrían definir en función de los pesos correpondientes Ps y

Pt: el peso específico de las partículas sólidas γs, el peso específico aparente seco γsec, y el peso específico aparente γa.

Un parámetro relacionado es la denominada relación de huecos, e, el cual se

define como:

VsVhe =

Puesto que el volumen total es la suma del volumen de los huecos y del

volumen de sólidos, es posible relacionar el volumen de huecos e con la porosidad total n:

een

nne

+=

−=

1;

1

Otras relaciones de interés entre las cantidades volumétricas y másicas de las diferentes fases del suelo son las siguientes:

s

nn

Sρρθ sec1; −==

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ +=

+=

PsPw

e as 1;

1 secsec γγγ

γ

La definición de porosidad total n no requiere que los huecos del sedimento o roca estén conectados. Para ello es preciso definir otra magnitud denominada porosidad efectiva que representaría el porcentaje de porosidad interconectada u ocupada por el agua capaz de drenarse.

VsMs

s =ρVtMs

=secρ VtMt

a =ρ

80

Material Porosidad (%) Material Porosidad (%) Sedimentos Rocas Sedimentarias

Grava (gruesa) 24 – 36 Arenisca 5 – 30 Grava (fina) 25 – 38 Limolita 21 – 41

Arena (gruesa) 31 – 46 Caliza, Dolomía 0 – 40 Arena (fina) 26 – 53 Caliza karstificada 0 – 40

Limo 34 – 61 Pizarra 0 – 10 Arcilla 34 – 60

Rocas Cristalinas Rocas cristalinas fracturadas 0 – 10

Rocas cristalinas densas 0 – 5 Basalto 3 – 35

Granito meteorizado 34 – 57 Gabro meteorizado 42 – 45

Rango de valores de la porosidad para distintos tipos de roca y sedimentos. Fuente: Domenico, F.A. y

Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.

Material Porosidad total, n (%) Porosidad efectiva, ne (%) Anhidrita 0.5 – 0.5 0.05 – 0.5

Creta 5 – 40 0.05 – 2 Caliza, Dolomía 0 – 40 0.1 – 5

Arenisca 5 – 15 0.5 – 10 Pizarra 1 – 10 0.5 – 5

Sal 0.5 0.1 Granito 0.1 0.0005

Roca cristalina fracturada – 0.00005 – 0.01

Rango de valores de porosidad total y efectiva para distintos tipos de roca. Fuente: Domenico, F.A. y Schwartz, F.W. (1998) Physical and Chemical Hydrogeology; John Wiley & Sons, 506 pp.