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SEDIMENTOLOGIA

La palabra sedimentología proviene del latín Sedere (sentarse) y Sedimentum (depósito). Petrología sedimentaria proviene del griego Petra (piedra, roca) y logos (tratado). Ambas definiciones pueden considerarse como sinónimos.

Los tres principales tipos de rocas, las ígneas, metamórficas y sedimentarias fueron reconocidos por primera vez en la mitad del siglo XIX.

El origen de las rocas sedimentarias fue comprendido más fácilmente por su similitud con los sedimentos actuales (principio de actualismo). Por sedimento se entiende a fragmentos no consolidados.

Naturaleza de las rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias cubren un 70% de la superficie de la tierra. Las rocas sedimentarias son estatificadas por naturaleza. Importancia: Contienen casi la totalidad de las reservas de combustibles fósiles, de agua subterránea y grandes yacimientos de

minerales: hierro, fosfatos, cloruros, sulfatos (yeso), carbonatos-calizas, arcillas, rocas de construcción, boratos, sal común. Contienen el registro de la actividad biológica desde tiempos remotos del planeta. En ellas se encuentra el registro del clima en el pasado y de los eventos principales de la historia del planeta. Con

respecto al cambio climático global, los sedimentos son el único registro previo a la observación humana directa. En los sedimentos se registran claramente elementos contaminantes. El estudio de los sedimentos es crítico en

problemas de contaminación ambiental. Los procesos sedimentarios se encuentran en estrecha relación con la actividad humana, ya que pueden generar

riesgos geológicos, como puede ser un deslizamiento.

En consecuencia el estudio de las rocas sedimentarias reviste de gran importancia para la Humanidad.

Historia del estudio de las rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias fueron durante largo tiempo sujetas a estudios de tipo estratigráfico o bioestratigráfico. Inicialmente la mayor parte de los estudios se dedicaban a los sedimentos (estudios texturales, e.g. Udden, 1898 y 1914, y Wenworth, 1922).

Los primeros estudios petrográficos datan de la mitad del siglo XIX y principios del siglo XX (Sorby, 1859 y 1880) y Cayeux (1906-1929).

De gran importancia en nuestro país fue la traducción del libro Sedimentary Rocks (Pettijohn, 1949 y sucesivas ediciones), en la década del 1950, por J.C. Turner (EUDEBA).

La sedimentología moderna (caracterizada por el estudio de los procesos) comienza con Kuenen y Migliorini (1950) sobre las corrientes de turbidez como origen de la estratificación gradada.

Recientemente (fines de 1960), los geólogos comenzaron a preguntarse como se forman realmente las rocas sedimentarias y a qué responden sus características tales como estructuras sedimentarias o distribuciones granulométricas particulares. Las respuestas se encontraron en la observación de los sedimentos actuales.

Principio de actualismo: Para entender cómo se formaron las rocas sedimentarias en el pasado se observan los procesos sedimentarios actuales.

En las últimas décadas ha habido un progreso inmenso en el estudio de la sedimentación en los fondos marinos y de cómo ha evolucionado la sedimentación en los fondos marinos durante el Mesozoico y el Cenozoico.

La búsqueda de hidrocarburos en pozos profundos brindó un enorme volumen de información sobre lo que ocurre con los sedimentos sepultados en las cuencas sedimentarias

Estudios sobre los procesos de la diagénesis: transformación de sedimentos no consolidados en rocas. También hubo contribuciones de otras ciencias, como las formas de lecho en canales experimentales, encontrando

estructuras similares a las que observan los geólogos en el campo. El estudio de los sedimentos de grano fino se ha visto enormemente favorecido por los avances tecnológicos

(microscopía electrónica, microsonda y rayos X).

Principales grupos de rocas sedimentarias

• Silicoclásticas: conglomerados-brechas, areniscas, pelitas.

• Volcaniclásticas: tobas, ignimbritas.

• Biogénicas, bioquímicas y orgánicas: calizas, chert, carbón, fosforitas, pelitas oleosas. Estas últimas poseen mucha materia orgánica y son las que van a dar petróleo.

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• Químicas: evaporitas, Fe-sedimentario?

El ciclo geológico

Se refiere al conjunto de procesos geológicos que afectan las rocas y actúan de manera cíclica. El ciclo geológico consta de una parte exógena, que incluye la meteorización, la erosión, el transporte y la depositación

(la energía para estos procesos es aportada por el sol y la gravedad – energía externa-); y de una parte endógena, que incluye: diagénesis, metamorfismo y fusión parcial (la energía para estos procesos es aportada por el calor interno de la tierra –energía interna-).

El sedimento es producido por meteorización y erosión de rocas preexistentes (ígneas, metamórficas o sedimentarias). Luego es transportado desde zonas elevadas de la superficie de la tierra hacia zonas deprimidas, en donde finalmente es depositado y sepultado gradualmente. En esta etapa es diagenizado y litificado. Posteriormente, puede sufrir metamorfismo y fusión parcial. Por último, la roca generada (sedimentaria, metamórfica o ígnea), es elevada hacia la superficie, estando disponible nuevamente para los procesos exógenos, completándose el ciclo geológico, el cual no tiene fin.

La velocidad de erosión de los continentes es rápida. Se verían reducidos a extensas peneplanicies (termino geomorfológico que significa “casi un llano”) en el término de unos 15 millones de años, si no hubiera creación de relieve debido a procesos endógenos.

Durante el ciclo geológico, el material (ya sea elementos químicos, minerales, fragmentos rocosos, etc) pasa sucesivamente de un reservorio a otro. Un reservorio es una parte del ciclo geológico en el cual el material permanece en un estado relativamente estable y durante un período de tiempo relativamente largo. El material, a lo largo del ciclo geológico, pasa de un reservorio a otro. El pasaje de material de un reservorio a otro se denomina “flujo”.

Cada reservorio es fuente y sumidero a la vez. Fuente con respecto al reservorio siguiente, y sumidero con respecto al

reservorio anterior. Por ejemplo, en el caso de una formación sedimentaria, la misma puede actuar como fuente para una cuenca de

sedimentación donde se acumula sedimento, pero antes esta roca tuvo que haberse acumulado en otro lugar (y posteriormente ser litificada), el cual actuaba como sumidero de otro reservorio, una cadena montañosa por ejemplo.

Si el sistema se encuentre en equilibrio o equilibrado (steady state) lo que entra y sale de cada reservorio es similar. El tiempo de residencia de un reservorio es el tiempo que tardaría en vaciarse si no hubiera fuente o de llenarse si

estuviera vacío y no habría sumidero. Es igual a la masa total del reservorio dividida por la masa que entra o sale cada año (velocidad de pérdida o ganancia de masa).

Tiempo de residencia = Masa reservorio Vel. Pérdida o ganancia de masa

El tiempo de residencia global actual del sedimento puede estimarse dividiendo el volumen total de rocas sedimentarias por la velocidad actual de denudación (aporte de sedimentos al mar). Equivale a 260 Ma. El volumen total de los sedimentos y rocas sedimentarias en el planeta es de 654 millones de kilómetros cúbicos; y la velocidad de denudación es 5,6 * 1015 g/año.

METEORIZACIÓN

La meteorización se refiere a todo proceso exógeno que provoca disolución y/o fragmentación de una roca preexistente. Existen diferentes tipos de meteorización:

1) Meteorización física: Fragmentación de una roca sin alteración de sus componentes. O sea una roca relativamente grande es fragmentada en unidades menores, que mantienen la misma composición química y mineral respecto a esta. Lo importante de este proceso es que incrementa la superficie específica de las rocas y por lo tanto favorece a la meteorización química. Tipos:

- Gelifracción- Cambios diarios en la temperatura

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- Diaclasas de alivio de presión

2) Meteorización química.

3) factores biológicos (físico-químicos): fragmentación y/o disolución de una roca por parte de organismos. Por ejemplo raíces de árboles, hifas de líquenes, actividad de gusanos y organismos en el sustrato, actividad de bacterias, plantas que sustraen cationes de la roca (la disuelven), etc.

Intensidades de los distintos tipos de meteorización en relación con la temperatura y las precipitaciones (cm/año):

Notar que la meteorización química está favorecida por altas temperaturas y altas precipitaciones. Por otro lado, la meteorización física esta favorecida por bajas temperaturas y altas precipitaciones (climatológicamente posibles a esas temperaturas), esto infiere que la gelifracción es el principal tipo de meteorización física.

Meteorización química:

Se refiere a la disolución parcial o total de una roca, generando como productos: Resistatos (minerales resistentes a la meteorización química que permanecen prácticamente intactos), componentes en solución y residuos insolubles (predominan las arcillas).

La meteorización química puede ser definida como el proceso por el cual un sistema que involucra a las rocas, aire, y agua se aproxima al equilibrio en o cerca de la superficie terrestre.

La velocidad de meteorización química (cantidad de material disuelto/tiempo) depende fundamentalmente de la temperatura y de la humedad, asociada a la cantidad de precipitaciones (aunque también pueden ser importantes otros factores, como por ejemplo el drenaje): A mayor temperatura y humedad, mayor velocidad de meteorización química (en estas zonas a su vez tiende a haber mayor % de suelos). La temperatura controla la velocidad de las reacciones de disolución, mientras que el agua es fundamental para que estas se lleven a cabo (el agua disponible en cierta medida controla la cantidad de de disolución posible para una dada temperatura, independientemente del tiempo empleado). Las reacciones químicas son cinéticamente lentas en condiciones superficiales debido a las relativas bajas temperaturas (en comparación, por ejemplo con las condiciones del metamorfismo).

Con pocas excepciones, la secuencia en la cual los minerales se meteorizan químicamente es inversa a la serie de Bowen, que marca el orden de cristalización de los minerales por enfriamiento de un fundido.

Todos los cristales tienen orbitales incompletos en sus partes exteriores, que interactúan con iones de hidrógeno del agua y con moléculas de agua (dipolares). Debido a esto, la meteorización progresa de la superficie hacia adentro y será más rápida cuanto mayor sea la superficie específica del cristal afectado. Además, los estudios de laboratorio muestran que el ataque superficial comienza en las imperfecciones y dislocaciones de las estructuras de los cristales.

La siguiente figura muestra la meteorización química en el planeta a distintas latitudes:

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En las regiones árticas la temperatura es demasiado baja y la humedad es escasa (las precipitaciones son muy escasas). Además, cuando hay precipitaciones, el agua cae en forma sólida y permanece en este estado (no hay agua líquida disponible para las reacciones químicas). En las regiones templadas la temperatura y las precipitaciones son moderadas, con lo cual también es moderada la

meteorización química. En las regiones subtropicales suele haber grandes desiertos (precipitaciones casi nunca superan los 250 milímetros

al año). Es decir, las temperaturas son relativamente altas pero las precipitaciones son escasas, y por ende no hay mucha agua disponible para que se lleven a cabo las reacciones de disolución. En las regiones tropicales la temperatura y las precipitaciones son elevadas (las condiciones son óptimas).

Hablar de precipitación o humedad en el sentido del favorecimiento a la meteorización química es lo mismo. En esencia toda precipitación de agua en la atmósfera, sea cual sea su estado (sólido o líquido) se produce por la condensación del vapor de agua contenido en las masas de aire, que se origina cuando dichas masas de aire son forzadas a elevarse y enfriarse. Para que se produzca la condensación es preciso que el aire se encuentre saturado de humedad.

HIDRÓLISIS Y FORMACIÓN DE ARCILLAS POR METEORIZACIÓN

Dentro de las reacciones que producen la meteorización química de las rocas, la hidrólisis es la más importante. La hidrólisis es la reacción química entre una sal y agua para formar un ácido y una base. En general, los aluminosilicatos son sales de ácidos débiles y reaccionan con agua para formar ácido silícico, bases, ambos en solución, y minerales secundarios insolubles como arcillas (principalmente) y óxidos.

LA INTENSIDAD DE LA HIDRÓLISIS SE VE REFLEJADA EN LA COMPOSICIÓN DE LOS MINERALES INSOLUBLES PRODUCIDOS.

La siguiente tabla muestra el incremento en la hidrólisis de un feldespato potásico:

Notar el incremento en la relación sílice/potasio en solución a medida que progresa la hidrólisis, es decir: A MEDIDA QUE PROGRESA LA HIDRÓLISIS, CADA VEZ SE ELIMINA MÁS SÍLICE DEL MINERAL

ORIGINAL. De esta forma, dependiendo de la intensidad de la hidrólisis, la sílice en los suelos puede quedar formando nuevos minerales con DOS, UNA O NINGUNA LÁMINA TETRAÉDRICA (BISIALITIZACIÓN, MONOSIALITIZACIÓN O ALITIZACIÓN RESPECTIVAMENTE), que corresponden a ARCILLAS DE TIPO 2:1, 1:1 o a ÓXIDOS DE ALUMINIO.

Durante la hidrólisis se produce una sucesiva sustracción de los iones de los minerales, que estadísticamente ocurre comenzando con los más móviles. En primer lugar es removido el Na, seguido por el K, Ca, Mg y Sr. Más tarde son eliminados los elementos de transición, como el Mn, Ni, Cu, Co y Fe, antes de que sea lixiviado el Si. En último es eliminado el Ti y el Al.

Orden de eliminación de elementos de una roca

Se va primero Se va último

Na, K, Ca, Mg, Sr, Ba, Mn, Ni, Cu, Co, Fe, Si, Ti, Al

Orden de eliminación de minerales de una roca:

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Olivina, Piroxenos, Feldespatos Ca, Anfíboles, Feldespatos Na-K, Biotita, Cuarzo

Como se puede observar hay algunas incoherencias entre el orden de eliminación de los componentes y de los minerales, por ejemplo se elimina primero la olivina, pero su composición es un silicato de Fe y Mg, donde ambos elementos no son los primeros en irse. Por ello se puede concluir que:

EL ORDEN DE ELIMINACIÓN DE LOS MINERALES DE UNA ROCA DEPENDE TANTO DE LA ESTRUCTURA DE LOS MISMOS COMO ASÍ TAMBIÉN DE LA MOVILIDAD DE LOS ELEMENTOS QUE LOS CONFORMAN (NOTAR QUE EL ORDEN NO ES ESTRICTAMENTE INVERSO A LA SERIE DE BOWEN).

Ver bien que feldespato es el que genera arcillas… calculo que debe ser el feldespato alcalino fundamentalmente.

Análisis microscópico de la hidrólisis (ejemplo en un cristal de feldespato):

Si tengo una solución acida, los protones tiende a unirse a los iones de oxigeno de los bordes del cristal. El resultado es la liberación de cationes de potasio (en este caso) y de moléculas de ácido silícico. Siempre es necesaria la presencia de agua para que pueda ocurrir esto.

La hidrólisis se ve favorecida por:

la abundancia de minerales solubles (dependencia estructural y composicional). Meteorización física de las rocas (disminución del tamaño de grano), que implica un aumento en superficie

específica. La presencia de ácidos orgánicos (pH) en la solución, que aumenta la concentración de protones. El buen drenaje (que permite una lixiviación continua, o sea la eliminación del agua saturada y la entrada de agua

subsaturada para que la hidrolisis continúe). Por ejemplo en los pantanos, si bien hay mucha humedad y altas temperaturas, la hidrolisis esta inhibida por la falta de drenaje (agua saturada). La alta temperatura, que acelera la hidrólisis ya que aumenta la energía cinética de los iones. Depende

fundamentalmente de la latitud y de la altitud. A menor latitud mayor T y a mayor altitud menor T. La alta humedad. Una mayor cantidad de agua implica mayor hidrólisis para lograr la saturación.

Estructura de los minerales de arcilla (resumir bien de los apuntes de mine):

Las arcillas son filosilicatos, y poseen estructuras laminares. La siguiente figura muestra la estructura de los minerales de arcilla. Estos presentan dos tipos de capas:

Factores más importantes

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En hidrólisis muy intensas pueden desaparecer las capas T y solo quedar las capas O. El tipo de estructura se caracteriza por la relación número de capas T/número de capas O en cada lámina.

Ejemplos: beidellita (2:1, TOT), caolinita (1:1, TO), gibbsita (sin lámina T). la hidrolisis intensa se ve reflejada en climas cálidos y húmedos, en los cuales hay formación de caolinita y gibbsita.

Hidrólisis y suelos:

La hidrólisis, junto con otros procesos de meteorización y con la influencia del relieve, juega un papel fundamental en el desarrollo de los suelos. Los principales tipos de suelos muestran una distribución geográfica que es controlada por altitudes y latitudes (suelos zonales), aunque en última instancia es la intensidad de la hidrólisis la que regula la distribución geográfica de los suelos.

Es así, que las asociaciones de arcillas desarrolladas durante la meteorización reflejan las condiciones paleoclimáticas y edafológicas. Una descripción sintética de la distribución de los suelos zonales y de los productos de la meteorización actual en el planeta, nos muestra lo siguiente: en climas muy fríos, la escasez de materia orgánica y el pobre drenaje por congelamiento del agua impiden la

hidrólisis. Los suelos que se forman corresponden a complejos de meteorización poco desarrollados y regosoles, en los cuales las arcillas presentan una mineralogía similar a la de las rocas aflorantes, dominando la illita y la clorita, procedentes de sustratos magmáticos y/o metamórficos (tipo 2:1). las condiciones frías y húmedas permiten la generación de suelos (podzoles) con un pH ácido, favoreciendo la

degradación intensa de los minerales primarios y la preservación y reprecipitación de la sílice (ópalo libre y cristobalita). Las arcillas de los podzoles consisten principalmente en formas degradadas de los minerales primarios (especialmente micas) y se preserva materia orgánica en forma de complejos órgano-minerales. Las arcillas generadas son fundamentalmente illita, vermiculita y esmectita (tipo 2:1). en los climas templado-húmedos, las arcillas formadas en los suelos se producen principalmente por degradación

de los minerales preexistentes (mayormente por sustracción de elementos como Ca, Mg y en menor medida Si y Fe). Se generan minerales alterados en forma incompleta, illita, clorita, interestratificados irregulares, vermiculita o esmectita degradada (tipo 2:1). Se generan suelos pardos y rojizos. los climas cálidos y húmedos se caracterizan por la formación de suelos lateríticos, que pueden alcanzar espesores

de hasta 10-30 metros y aún más. Son suelos ácidos, con fuerte lixiviación, en los cuales sólo el aluminio y el titanio no son removidos y permanecen junto con cantidades variables de silicio y hierro. Esto lleva a la formación de caolinita (proceso de monosialitización), a menudo asociada con goethita. Si la hidrólisis es muy intensa se genera gibbsita y mas raramente bohemita, dos óxidos de aluminio que caracterizan al proceso de alitización y que constituyen la bauxita. Por lo expresado, la caolinita es el mineral de arcilla típico de los suelos tropicales, aunque no se forma exclusivamente en ellos. en las áreas cálidas y áridas la hidrólisis es poco activa y se reduce a la remoción y precipitación de óxidos de

hierro y manganeso. Debido a la escasa lixiviación se favorece la precipitación de sales tales como halita, yeso y carbonatos. La mayor parte de los minerales de arcilla en el suelo reflejan la composición de la roca original. No hay suelos verdaderos. en las áreas templado-cálidas, con pobre drenaje y estación seca prolongada, se favorece la formación de

esmectita rica en hierro y bien cristalizada, y de arcillas fibrosas, como producto de hidrólisis intensa durante la estación húmeda y de la posterior concentración de los iones removidos en los horizontes del suelo, durante la estación seca. Los suelos desarrollados son los vertisoles y los tchernozem, que pueden alcanzar varios metros de espesor. Las arcillas neoformadas corresponden al grupo de esmectitas dioctaédricas (beidelitas ricas en Fe y Fe y Al, y nontrolitas). En suelos de regiones subáridas y cálidas es común el desarrollo de calcretes (también conocido como caliche), en condiciones de hidrólisis estacional con pH alcalino. Los niveles de calcita, de origen concrecionario, pueden alcanzar varios metros de espesor. Asociados a los calcretes existen arcillas como palygorskita, esmectitas de magnesio y eventualmente sepiolita.

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Nota: los sustratos volcánicos permiten a menudo procesos de alteración y lixiviación acelerados, con rápido desarrollo de suelos de gran espesor, llamados andosoles.

La siguiente figura muestra los potenciales procesos de meteorización y áreas ocupadas por los suelos resultantes de estos procesos.

En las áreas de tectónica activa, la rápida erosión y poca meteorización química resultan en una pobre generación de arcillas, ya que no hay períodos de exposición prolongados en una misma superficie, que permitan el buen desarrollo de suelos.

Durante el transporte, las arcillas que han sido erosionadas de los suelos, sufren relativamente pocos cambios hasta su sedimentación final en el mar. La composición de los minerales de arcilla en suspensión en las aguas de los ríos suele reflejar la de las arcillas de los suelos en las cuencas fluviales. Por ello, luego de la depositación final en el mar, las arcillas pueden ser utilizadas como indicadores paleoclimáticos de las áreas de procedencia y, en general, de los climas del planeta en el pasado.

En síntesis, la illita, clorita, cuarzo, feldespato y minerales pesados son en general considerados de origen terrígeno, junto con algunos filosilicatos como talco, pirofilita y serpentina, procedentes de la erosión de rocas continentales. Adicionalmente, casi todos los autores sostienen que la caolinita los interestratificados irregulares y las vermiculitas son productos de la pedogénesis y de la meteorización química en masas de tierra expuestas. Por otra parte las esmectitas, si bien pueden ser autigénicas, no se forman de un modo sencillo en el mar, ni tampoco son el resultado automático de la

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alteración del vidrio volcánico. Aun las arcillas fibrosas, en especial la palygorskita, toleran el transporte mucho mejor de lo que antiguamente se creía, y pueden ser de origen detrítico.

Meteorización de rocas “duras” (granitos y basaltos)

Los basaltos y los granitos son las rocas ígneas más importantes expuestas en las superficies de los continentes. Meteorización de los granitos: Se pierde casi todo el hierro ferroso debido a que se oxida (anfíboles, biotita y magnetita),

el sodio y el calcio (oligoclasa), un 40% del magnesio original (destrucción de la hornblenda) y un 15% de la sílice. En contraste, el aluminio y el potasio se incrementan por la formación de illita y otros minerales del suelo. Otro tanto ocurre con el titanio, que normalmente forma anastasa (igual fórmula química que las micas pero de baja temperatura), casi insoluble a pH mayores de 2. El hierro aparece incrementado como hierro férrico insoluble.

Meteorización de basaltos: Presentan temperaturas de cristalización unos 300°C mayores que los granitos y por lo tanto contienen minerales más inestables. Además presentan mayor contenido de hierro.

Es típica la formación de costras de óxidos de hierro en áreas tropicales (a veces de importancia económica). La alteración típica es a óxidos de hierro ricos en titanio, óxidos de aluminio y minerales de arcilla. El producto final de la meteorización en un clima tropical estacional húmedo es la formación de una laterita rica en hierro (50 a 60% de Fe2O3; 15 a 25% TiO2).

Las rocas basálticas extruidas en los fondos marinos también son "meteorizadas" por el agua de mar, aunque este proceso puede ser denominado también alteración.

PROPIEDADES DE LAS PARTÍCULAS SEDIMENTARIAS (CLASTOS)

Algunas propiedades de las partículas sedimentarias son: Redondez Esfericidad Forma Texturas superficiales Tamaño de grano Composición Origen

MORFOLOGÍA DE CLASTOS: Para caracterizar la morfología de los clastos consideramos cuatro propiedades: forma, esfericidad, redondez y texturas superficiales.

Caracterizan la morfología de los clastos

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Forma : La forma se refiere a la morfología general (o “hábito”) que muestra un clasto en relación al tamaño relativo de sus tres ejes: mayor (a o L), intermedio (b o I) y menor (c o S); es por lo tanto una propiedad tridimensional. La medida de los tres ejes solo se puede efectuar en la práctica para clastos tamaño grava.

Zingg : En base las relaciones b/a (I/L) y c/b (S/I), distingue cuatro clases de forma utilizando un diagrama bivalente:

Sneed y Folk : En base a los índices S/L (achatamiento), L-I/L-S (de forma) y 3√S2 /LI (esfericidad de máxima

proyección) distinguen 10 clases de formas, utilizando un diagrama triangular. Los vértices del triángulo representan las formas: compactas (esféricas), aplanadas (discoidales) y elongadas (proladas).

(Formas de las gravas)

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Illemberg : En base a los índices (L-I)/(L-S) (índice de forma) y S/(I.L)1/2 (índice de Corey) distingue 10 clases de forma utilizando un diagrama triangular:

Esfericidad : Es el grado en que la morfología del clasto se aproxima a la de una esfera (Wadell, 1932), es una

característica mayormente heredada de la roca madre y muy poco modificada por el transporte. Su determinación se basa también en la medición de los tres ejes del clasto, así cuanto más se aproxima entre sí la longitud de dichos ejes, más tenderá el clasto a semejarse a una esfera (o sea podemos decir que es una medida de la equidimensionalidad del clasto). Es una propiedad tridimensional, y que solo puede efectuarse en la práctica para clastos tamaño grava.

Se ha definido la esfericidad de diferentes maneras. Una de las más representativas y simples es:

Diámetro medio del clasto Diámetro de esfera de igual volumen

Obtengo el volumen del clasto sumergiendo al mismo en agua y calculo el diámetro de la esfera de igual volumen. El diámetro del clasto es el promedio de los tres diámetros (de los tres ejes). Cuanto más cercana a uno sea esta relación, mayor esfericidad tendrá el clasto.

Consideraciones geológicas sobre forma y esfericidad: El tipo de roca madre tiene gran influencia en la forma y

esfericidad de los clastos que de ella derivan, así rocas masivas y de granulometría uniforme, tienden a dar partículas esferoidales. Pero si la roca presenta laminación (ej. pelita laminada), la abrasión tenderá a producir clastos oblados.

Por otra parte, la esfericidad tiene marcada influencia en la velocidad de asentamiento de los clastos de un fluido. Los clastos más esféricos se asientan más rápidamente si son llevados en suspensión, pero son transportados a mayor distancia si son llevados por rolido.

Hatting e Illenberg (1995) demostraron mediante un experimento llevado a cabo durante la creciente de un río de lecho gravoso que existe una selección morfológica de los clastos tamaño grava. Utilizaron clastos sintéticos de igual volumen y densidad, con un diámetro nominal de 52 mm. Se comprobó que los clastos esféricos son los de mayor movilidad, los clastos

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laminares y prolados presentan movilidad intermedia, y por último los clastos discoidales son los de menor movilidad. La mayor movilidad no solo refleja una mayor distancia (tiempo) de transporte, sino también un mayor número de clastos puestos en movimiento. Este fenómeno está relacionado con las fuerzas de levantamiento y arrastre ejercidas sobre los clastos y también con su ángulo de reposo y pivotabilidad (rodabilidad). El resultado de esta diferenciación en el transporte resulta en una selección de los clastos de acuerdo a su forma.

Redondez (Análisis bidimensional): El redondeamiento, es una medida de la agudeza de los vértices de un grano. La expresión matemática más usada para definir el redondeamiento se debe a Wadell (1932):

Rw=∑ (r i/ R )

N=∑ r i

R . NDonde r: radio de curvatura de cada uno de los vértices, R: es el radio del círculo máximo inscripto (radio de todo el

clasto) y N es el número de vértices. Esta representa la media del radio de los vértices (divididos por R para que se trate de una cantidad adimensional). Operativamente se mide en dos dimensiones, a partir de la proyección bidimensional del clasto (plano de máxima proyección). Dado determinar la redondez de esta forma lleva mucho tiempo, se ha propuesto tener en cuenta solamente el radio de curvatura del vértice más agudo, o bien utilizar cartas de comparación visual (especialmente para arenas), de las cuales la más popular es la de Powers. Esta escala define 6 grados (clases) de redondez, desde 0 (muy anguloso) a 5 (bien redondeado).

En resumen, para medir la redondez según el tamaño del clasto tenemos que en: Grava: con una lámpara se proyecta el clasto según el plano de máxima proyección sobre una pantalla graduada y

se mide el radio de curvatura del vértice (se divide luego por R). También puede ser determinada con la carta de Powers (comparación visual). Arenas: por comparación visual con la carta de Powers. Limos y Arcillas: no se mide la redondez

Consideraciones geológicas del redondeamiento: En términos generales el redondeamiento se incrementa con la duración del transporte y el retrabajo, por ejemplo arenas de playa y de ambientes desérticos son más redondeados que las fluviales o glacifluviales. Sin embargo debe tenerse en cuenta que el redondeamiento puede ser una característica heredada de ciclos sedimentarios previos y que una intensa abrasión puede romper los clastos tomándolos angulosos.

Texturas superficiales: Son rasgos tridimensionales de pequeña escala que se forman sobre la superficie de los granos, cuyo estudio puede dar importante información acerca de los procesos de transporte, depositación, diagénesis y proveniencia de los clastos. En otras palabras, las texturas superficiales se refieren al microrrelieve que presenta la superficie de los clastos, como ralladuras y hoyuelos. Se dividen según el tamaño de clasto que las contiene. Gravas : las texturas superficiales se ven a simple vista. Se incluyen:

- Estriaciones : Son rayaduras rectas sobre la superficies de los clastos. Pueden ser de dos tipos:De origen glacial: una característica es que presentan varios patrones de estriación debido al movimiento del clasto al ser

trasladado. Otra distinción es que las superficies donde se producen las estrías son facetadas (se generan caras como producto del desgaste) al paso del glaciar.

De origen en zonas de falla: no presentan facetamiento y tienen un solo patrón de estriación.

- Ventifactos : en las regiones secas, así como a lo largo de las playas, la arena transportada por el viento corta y pule las superficies rocosas expuestas, como así también los clastos de mayor tamaño (gravas, bloques, etc). A veces, la

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abrasión crea rocas de formas muy interesantes conocidas como ventifactos. La cara de la roca expuesta al viento predominante es sometida a abrasión, dejándola pulida, picada y con bordes angulosos. Si el viento no sopla constantemente de la misma dirección, o si el canto se reorienta, puede tener varias superficies facetadas.

- Clavos : es una estría con una pequeña incisión en un extremo (ambiente glacial).

- Figuras de percusión : son marcas en forma de media luna que se producen por choques de clastos en ambiente fluvial de alta energía.

Arenas : los estudios de texturas superficiales en arenas requieren del uso de microscopio electrónico de barrido y su interpretación debe ser cuidadosa, pues la diagénesis puede modificarlas considerablemente. Algunas microtexturas, según su origen, son las siguientes:

- origen mecánico : fracturas concoidales, las escalonadas, las estriaciones orientadas al azar y los contornos angulosos

- origen químico : oquedades de disolución no orientadas, distintos tipos de texturas mecánicas con alteración química sobreimpuesta

OTROS MÉTODOS MÁS COMPLEJOS PARA ANALIZAR LA MORFOLOGÍA DE LOS CLASTOS EN DOS DIMENSIONES:

Análisis morfológico a través de series de Fourier : Este método caracteriza la morfología de los clastos en dos dimensiones mediante una función periódica, obtenida por medio de series de Fourier (suma de funciones periódicas simples). El principio general de este método se basa en que la línea que determina el contorno del clasto puede ser reconstruida a partir de los radios medidos desde el centro del grano (centroide) a puntos del perímetro, donde los radios tienen que tener espaciados angulares (α) constantes. Cuando se "desenrolla" esta línea, se observa una silueta que asemeja a una función periódica.

De esta forma el radio correspondiente a cualquier valor α (Rα) puede ser expresado según la función:

R( α)=Do2

+∑n=1

∞Ancos nα

An = amplitud de la armónicaα = ánguloDo = Promedio de radios que medimosR(α) = radio en función del ángulo

Caracterización morfológica a través de fractales : La técnica en cuestión se basa en la determinación del número y tipo fractal que corresponde a la forma de la partícula analizada. En otras palabras, a lo que se refiere este método es a que la forma depende de la escala. Se trata de expresar la forma de un clasto mediante un número (o en su defecto dos).

Fijado el contorno del clasto se mide el perímetro del mismo utilizando un segmento de longitud constante (stip). Una segunda medición será efectuada empleando ahora un segmento de menor valor; es obvio que el perímetro resultante de esta segunda medición será mayor que el de la anterior. Esta operación debe repetirse varias veces con sucesivos segmentos decrecientes.

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Si se grafican los sucesivos valores del perímetro en función de la longitud de los segmentos se obtendrá una curva que expresa la correlación inversa que existe entre estas variables. Para una mejor visualización de esta correlación se utilizan escalas logarítmicas decimales en abscisas y ordenadas.

El valor fractal F es expresado por F = 1 – P, siendo P la pendiente de la recta obtenida del grafico anterior (el cual es un valor negativo). Así el valor fractal en análisis de formas de clastos podrá variar entre 1, para formas perfectamente circulares, y tenderá a 2 a medida que aumente la irregularidad de la forma.

Hay clastos que muestran truncamientos en los gráficos anteriores. En estos casos la correlación entre P y S se resuelve mediante dos rectas. Como consecuencia hay dos valores fractales, uno llamado estructural y otro textural. El primero refleja la forma general del clasto y el segundo representa los rasgos de menor escala.

Teniendo en cuenta la existencia o no de bifractalidad y los valores de fractales estructurales y texturales se reconocieron tres tipos básicos de diseños fractales:

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Composición: La composición de los clastos se refiere a la composición mineralógica o litológica de los mismos. Es una propiedad que está estrechamente ligada a la estabilidad de los clastos, que es una medida de la resistencia de los mismos a la meteorización.

Clastos superestables o ultraestables : Todos los clastos de composición silícea. Cuarzo monocristalino, cuarzo policristalino (agregado de cristales), chert (agregado microcristalino), fragmentos liticos de cuarcitas, fragmentos líticos de chert, cuarzo de vena. Clastos estables : clastos de feldespato (feldespato pegmatitico en el caso de gravas). Clastos inestables : casi todos los fragmentos líticos.

Vale decir, que si bien la composición de los clastos es una propiedad de cada uno de los mismos (reflejando la estabilidad de cada uno de ellos), conviene tener en cuenta a la composición como una propiedad del conjunto del sedimento. En este caso, la composición de los clastos refleja su procedencia y el tiempo de transporte (en última instancia sobreviven los clastos más estables).

Origen: Según su origen, los clastos pueden ser:

Extraformacionales o extracuencales (o terrígenos): clastos provenientes de la meteorización y erosión de rocas preexistentes, que pueden ser de cualquier tipo. Si son de origen sedimentario resultan de un ciclo anterior de sedimentación. También se denominan extracuencales (origen externo a la cuenca de sedimentación). Intraformacionales o intracuencales : clastos provenientes de la fragmentación y redepositación de sedimentos con

un cierto grado de cohesión, es decir que pertenecen al mismo ciclo de sedimentación (el sedimento nunca sufrió diagénesis y por lo tanto nunca fue litificado). También se denominan intracuencales, ya que por su baja resistencia al transporte se infiere que fueron originados dentro de la misma cuenca de sedimentación.

Los clastos extraformacionales e intraformacionales son epiclastos, es decir están formados por la fragmentación de material preexistente. Piroclastos : los clastos provienen directamente de la actividad volcánica (no provienen de una roca preexistente).

Los clastos provenientes de la meteorización y erosión de rocas piroclásticas preexistentes son epiclastos (y las rocas generadas a partir de los mismos se denominan rocas volcaniclásticas, no piroclásticas).

Una sedimentita (o depósito) puede entonces clasificarse como extraformacional, epiclástica intraformacional, epiclástica extraformacional o piroclástica. Sin embargo es común que existan rocas “hibridas”.

PROPIEDADES DE CONJUNTO DE LOS SEDIMENTOS

Fábrica: Se entiende por fábrica a todas las relaciones espaciales que guardan entre sí los clastos que conforman una roca sedimentaria o sedimento. La fábrica describe el modo en el que los clastos se disponen en el espacio (caóticamente o orientados), el tipo de contactos que se establecen entre los mismos, el grado de empaquetamiento, etc. El estudio de la fábrica puede aportar importante información acerca de paleocorrientes, profundidad de sepultamiento, procesos diagenéticos, etc.

Desde un punto de vista genético-descriptivo, se reconocen dos tipos de fábricas principales:

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Depositacionales : se refieren a rasgos de fábrica originados como consecuencia de las características de las corrientes generadoras; Postdepositacionales : incluyen las modificaciones sufridas por los granos en condiciones diagenéticas.

Porosidad : La porosidad (total) es el volumen de espacios vacíos que presenta una roca en relación al volumen total de la roca, se expresa en %. A grandes rasgos, a menor tamaño de grano hay mayor porosidad. Es evidente la importancia de la porosidad en relación a la capacidad de una roca para almacenar fluidos. Sin embargo una alta porosidad no necesariamente significa alta permeabilidad.

Básicamente el sistema poral se encuentra integrado por los poros y los cuellos porales, éstos últimos representados por canales estrechos que a menudo comunican los poros. La porosidad efectiva se expresa por el volumen de espacios vacios interconetados en relación al volumen total de la roca, también se expresa en % y es siempre menor a la porosidad total. Esta porosidad es la que caracteriza las propiedades de un reservorio de fluidos.

Los poros pueden según su ubicación pueden ser intragranulares (dentro de granos), extragranulares (entre granos) o intracristalinos (entre los cristales de cemento). Y según su origen primarios (producidos durante el depósito) o secundarios (producidos durante la diagénesis).

Permeabilidad : La permeabilidad es la capacidad que tiene una roca de permitir el pasaje de fluidos a través de ella sin modificar su estructura ni alterar significativamente la fábrica. Al principio al disminuir el tamaño de grano aumenta la permeabilidad, pero luego decae en limos y arcillas. Existen varios factores que controlan la permeabilidad de la roca, por ejemplo tamaño de grano, selección, porosidad, porosidad efectiva, presencia de cemento, etc.

Madurez. Existen distintos tipos de madurez:

Madurez mineralógica : es una medida de la proporción de clastos estables y ultraestables que muestra una roca sedimentaria o sedimento. Este tipo de madurez permite determinar el tiempo de transporte del sedimento (y si tenemos en cuenta con un poco mas de detalle la composición mineral de los clastos, también podemos inferir la proveniencia).

Un conglomerado ultraestable posee cuarzo, chert (tipo de sílice), ópalo o fragmentos de cuarcitas. A estos minerales que son muy resistentes y estables, se los denomina resistato.

Madurez química : se expresa en función de la proporción de sílice que muestra una roca sedimentaria o sedimento.

Madurez textural : es una medida de la selección granulométrica de la roca sedimentaria o sedimento. Este tipo de madurez permite determinar o inferir el medio de transporte que trasladó al clasto.

Madurez total (no se utiliza) : término utilizado por algunos autores para expresar relaciones entre la madurez mineralógica y química o mineralógica y textural.

La madurez mineralógica y la textural son las más importantes. La madurez mineralógica refleja el tiempo de transporte, mientras que la madurez textural refleja el tipo de transporte.

ANALISIS GRANULOMETRICOS

El objetivo de los análisis granulométricos es determinar el tamaño de las partículas sedimentarias que componen una roca sedimentaria o sedimento y, mediante la representación gráfica de los datos y/o la obtención de ciertos parámetros estadísticos, arribar a conclusiones acerca del medio de transporte, ambiente de sedimentación, mezcla de poblaciones, etc.

Clasificaciones granulométricas

La distribución de los tamaños de grano en una población natural es continua. Gracias a esto es posible subdividirla en clases o grados granulométricos, empleando una escala granulométrica. Las escalas granulométricas son subdivisiones arbitrarias de una sucesión continua de tamaños de grano. Esta subdivisión se hace por dos razones:

1) estandarizar la terminología sedimentológica y así poder realizar comparaciones entre distintas distribuciones.2) simplificar el análisis estadístico de los sedimentos. Para que la escala granulométrica sea útil en estadística, debe ser una escala regular, cuyos términos mantengan una

relación simple entre sí. Una relación lineal primaria sería inapropiada ya que si, por ejemplo, tomáramos el milímetro como unidad, la arcilla, el limo y casi toda la arena pertenecerían a una misma clase y sólo la arena gruesa y la grava serían subdivisibles. Por lo tanto una escala geométrica es más apropiada, pues da origen a unidades más pequeñas para las partículas menores y más grandes para las mayores. Si al graficarla se lo hace sobre una escala logarítmica, todos los intervalos geométricos quedan igualmente espaciados.

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Antes se utilizaban distintas escalas en distintos países, actualmente se estandarizo la escala, se utiliza la escala Udden-Wentworth

Escala Udden-Wentworth

Es la más utilizada en la actualidad, es una escala de carácter geométrico. Esta escala tiene como punto de partida a 1 mm de diámetro y utiliza la razón 2 para valores de diámetro mayores a 1mm y la razón ½ para valores de diámetro menores a 1mm. El término grado (o clase) fue empleado para referirse a todos los tamaños comprendidos entre dos puntos fijos de esta escala (por ejemplo 0.25 y 0.5, 0.5 y 1, 1 y 2, 2 y 4, 4 y 8 etc), cada uno de los cuales tiene un nombre específico (por ejemplo: arena fina).

Esta escala es poco discriminativa cuando se trabaja con sedimentos muy bien seleccionados y pequeños porque la mayoría de las partículas quedan comprendidas dentro de una único grado, y se hace necesario introducir un mayor número de grados en cada intervalo, por lo tanto se subdivide cada clase en 2 o 4 subclases, utilizando como razón √2 o 4√2 respectivamente, para respetar el carácter aritmético de la escala y guardar relación con la razón 2 fijada. Estas escalas se denominan escala raíz cuadrada de dos y escala raíz cuarta de dos respectivamente

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La escala que aparece a la derecha de la tabla es la escala phi. Con el objeto de hacer más práctica la representación de los valores de la escala U-W, evitando la existencia de números irracionales (generados al emplear las escalas raíz cuadrada de dos y raíz cuarta), y obtener una progresión aritmética para los límites de grado, Krumbein propuso una transformación logarítmica de la escala definiendo el número phi como:

Phi = - log 2 dm (diámetro en mm)

Como los límites de grado de la escala U-W pueden ser expresados como una potencia de dos, y el logaritmo en base 2 de 2 a la n es igual a n, phi representa directamente el módulo de la exponencial para cada límite de grado:

si Phi = - log 2 2 n entonces Phi = - n

V

d

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El signo negativo introducido es solamente convencional y tiene como finalidad que las arcillas, limos y la mayor parte de las arenas tengan números de phi positivos, mientras que la arena muy gruesa y las gravas muestren valores negativos.

En la tabla se puede observar que mientras mayor es el número phi, mayor es el tamaño de grano y su signo es negativo.

En síntesis, la escala phi representa el exponente del número dos que me da el diámetro en milímetros (el signo negativo del exponente es sólo una convención):

Dm=2-(phi)

Ejemplos:

1mm equivale a 2-0, siendo phi=0, 2mm equivale a 2-(-1), siendo phi=-1, 4mm equivale a 2-(-2), siendo phi=-2, 0.5 mm equivale a 2-(1), siendo phi=1, 0.25 mm equivale a 2-(2), siendo phi=2.

EL CONCEPTO DE TAMAÑO DE GRANO:

El concepto de tamaño de grano depende en gran medida de la posibilidad operativa de su medición, o sea el concepto de tamaño de grano se vuelve relativo, pudiendo estar referido al promedio de la longitud de los tres ejes, al eje intermedio, al menor, al volumen, etc. Entonces:

EL CONCEPTO DE TAMAÑO DE GRANO EQUIVALE A DISTINTAS PROPIEDADES DIMENSIONALES DE LOS CLASTOS, DEPENDIENDO DEL RANGO DE GRANULOMETRÍA CON QUE ESTEMOS TRABAJANDO.

TAMAÑO DE GRANO EN GRAVAS (DIÁMETRO MEDIO):

Exceptuando los sábulos y las guijas, cuyo tamaño es obtenido mediante tamizado, en el resto de las psefitas se miden los tres ejes con un calibre, considerando al clasto como una forma elipsoidal, y el tamaño se consigue sacando su promedio del largo de los tres ejes (diámetro medio).

Dm = (L + I + S) / 3

El eje mayor es la línea que une los dos puntos más distantes de un plano. El eje intermedio es aquel que siendo perpendicular al eje mayor, une los dos puntos más distantes. El plano de máxima proyección es el que contiene a estos dos ejes. El eje menor es aquel que siendo perpendicular al plano de máxima proyección une los dos puntos más distantes. En los tres casos, el eje puede atravesar zonas curvas y pasar por fuera del clasto. El cruce de los tres ejes no tiene por

qué coincidir en un punto.

Otras formas de definir el tamaño de gravas

El diámetro nominal de Wadell : El diámetro correspondiente a la esfera de igual volumen que el clasto. El volumen del clasto es determinado midiendo en una probeta el volumen de líquido desplazado, y se emplea un gráfico de conversión elaborado por Krumbein y Pettijohn que permite un pasaje directo de volumen a diámetro nominal. Un problema es la porosidad del clasto, ya que el volumen desplazado de agua no sería el correcto.

Diametro intermedio : medido con calibre.

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Diámetro mayor : medido con calibre.

TAMAÑO DE GRANO EN ARENA (DIÁMETRO INTERMEDIO)

Se emplean tamices tipo Tayler y el uso de una Ro-Tap. Esta última es una máquina que tiene tres movimientos, para orientar al grano de manera que el eje mayor quede perpendicular al tamiz, por ello trabaja con el diámetro del eje intermedio (perpendicular al mayor). Los diámetros de los tamices coinciden con los límites de la escala U-W, √2 y 4√2, y hay tamices desde el límite inferior de arena muy fina y el límite superior de guija.

La metodología para realizar el tamizado consiste en:

Cuartear la muestra de sedimento hasta que se obtenga un peso de sedimento entre 100 y 130 g, para no dañar los tamices (se pesa). Se separa la arena en su conjunto de la fracción limo-arcilla, mediante un tamiz de 62 µ (límite inferior de arena fina) haciendo correr suavemente agua sobre el sedimento contenido en el tamiz con el objeto de que las partículas finas sean arrastradas a un recipiente apropiado ubicado debajo. La fracción que queda en el tamiz se seca a no más de 100 °C (para evitar deformación de la malla). Se arma una pila de tamices cuyas aberturas responderán a la escala granulométrica adoptada para el análisis. Por debajo se colocará un fondo y hacia arriba se colocan las mallas en orden creciente de abertura.

Verter el sedimento seco en el tamiz superior, luego colocar la tapa a la pila e introducir la pila en una máquina agitadora (Ro-Tap). Se mantiene agitando durante 15 minutos, sin modificar este tiempo entre muestra y muestra.

Finalizando el tamizado, vaciar el contenido de cada tamiz en una hoja de papel, ayudándose con el pincel. Cada una de las fracciones recogidas en los tamices deberá ser pesada al miligramo. La suma de todas estas fracciones

corresponderá al peso de la arena de la muestra, al que deberá luego adicionarse el peso de la fracción pelítica (si eventualmente se recogen finos en el fondo de la pila de tamices, estos deben ser incorporados al material a pipetear).

Por último se realizan los cálculos necesarios para determinar los parámetros estadísticos.

TAMAÑO DE GRANO DE LIMO Y ARCILLA (DIÁMETRO DE LA ESFERA DE APROXIMADAMENTE EL MISMO VOLUMEN QUE EL CLASTO)

La obtención del tamaño de grano en el limo y arcilla se determina indirectamente, mediante la velocidad de asentamiento de las partículas en medio ácueo, considerando a éstas como esferas perfectas. Para estas partículas no es posible realizar el tamizado debido a que presentan formas laminares y por ende una gran superficie especifica, lo que les confiere un gran número de cargas libres, por lo cual tienden a pegarse en los tamices.

Lo que se obtiene es el diámetro de la esfera de aproximadamente el mismo volumen del clasto, utilizando la ley de Stokes. Esta ley establece que la velocidad de decantación de las partículas esféricas (V) es función del diámetro de dichas partículas (dm), su peso específico (Pp), el peso específico del fluido (Pf), la viscosidad dinámica (u) y la aceleración de la gravedad (g):

V = (Pp – Pf ). g .dm 2 18u

Pp, Pf, g y u son constantes a una temperatura de 20 ºC, se asume que el peso especifico de las partículas corresponde al del cuarzo (2,65 g /cm3), entonces C = 3,57 104. O sea:

Dm2 = V / C y en nuestro caso Dm2 = (h/t) / C

Donde h representa la profundidad en centímetros alcanzada por la partícula en un tiempo t determinado.El método utilizado se denomina método de la pipeta. Previamente homogeneizada la solución y dispersada mediante un

electrolito (dispersa los granos evitando flóculos), se prende el cronometro, y se toma una cantidad fija de suspensión por medio de una pipeta graduada a una profundidad "h" determinada para cada extracción, al cabo de un tiempo t determinado. Las partículas extraídas tendrán una velocidad de caída inferior o igual a h/t.

Los tiempos y las profundidades de extracción corresponden a valores experimentales de la ley de Stockes. La tabla 2 siguiente indica los principales valores (los diámetros pertenecen a la escala Udden -W).

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Este método de la pipeta presenta algunas limitaciones:

Las partículas de arcilla no son por lo general esféricas e incluso frecuentemente resultan planares. El peso específico no es necesariamente igual al del cuarzo (es un error de poca importancia) Hay interacción entre partículas y el rozamiento con las paredes del tubo. Estos efectos no son considerados en la

ley anteriormente nombrada Las perturbaciones producidas al efectuar las extracciones con la pipeta. La presencia de agregados de arcilla (si bien se agrega el electrolito, algo siempre queda) El tiempo empleado es muy alto para cada muestra.

Otros métodos de análisis son:

El sedígrafo láser: trabaja también con la ley de Stokes. Se utilizan 2 a 3 g de muestra en agua, luego se coloca dentro del aparato y una fotocélula mide la intensidad de luz que atraviesa el tubo con los clastos.

Este método presenta inconvenientes con clastos con contenido en Fe, con clastos de materia orgánica y la poca cantidad de muestra que puede ser no representativa. El tubo de sedimentación con microbalanza: es igual a los demás métodos, a diferencia que el material se saca por

debajo en vez de pipetear de arriba.

ANÁLISIS GRANULOMÉTRICOS DE ROCAS LITIFICADAS

La distribución granulométrica de sedimentitas puede ser analizada mediante tres técnicas básicas: desagregando la roca y liberando las partículas individuales: puede ser aplicada en aquellos casos en los que el

grado de cementación es limitado, lo que permite la liberación de los clastos originales mediante métodos físicos o químicos. El tamaño de grano de los clastos individuales es determinado por alguno de los métodos anteriores, según su granulometría. mediante mediciones directas realizadas sobre secciones delgadas. Este método consiste en la medición del eje

mayor del clasto en por lo menos 300 individuos por preparación, elegidos al azar por el método de la transecta (se trazan transectas al azar en el corte y se mide el diámetro del eje mayor de los clastos cortados por dichas transectas). Es un procedimiento óptimo para areniscas ricas en cuarzo, con selección buena a muy buena y esfericidad alta.

Los resultados obtenidos por este método no son estrictamente comparables con los originados por tamizado debido a que:

1) el diámetro medido en sección delgada es el diámetro mayor, mientras que el tamizado tiene en cuenta el diámetro intermedio.

2) existe una fuerte dependencia entre la probabilidad de que un grano en sección delgada sea interceptado por una transecta al azar y el tamaño de dicho grano. Los tamaños de grano son cortados más veces, por lo tanto hay una cierta inclinación del tamaño de grano medido hacia valores mayores de los que se debería obtener si el método fuera realmente al azar(un posible remedio a esto es utilizar una grilla de puntos en lugar del método de la transecta)

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El problema de la comparación de los resultados obtenidos por tamizado y por corte delgado ha sido tratado por Friedman, quien propuso gráficos de corrección para aproximar los parámetros estadísticos (media y desviación estándar) obtenidos por medición en secciones delgadas a tamizado (lo que se hace es obtener el valor de tamizado a partir de líneas de tendencia):

empleando análisis de imágenes: es el método más moderno para obtener la distribución granulométrica de rocas bien consolidadas. El equipamiento necesario es:

1) Sección delgada de la roca2) Microscopio petrográfico trinocular3) Un sistema de videocámara4) Una computadora con un programa para el procesamiento de imágenes. Mediante este programa los contornos de los

gramos son tomados como unidades pixel, digitalizados, y calculado el diámetro del grano.

ANÁLISIS ESTADÍSTICO

En el tratamiento estadístico de los estudios granulométricos es generalmente asumido que: TOMANDO LOS INTERVALOS DE LA ESCALA PHI (CONVERSIÓN NUMÉRICA DE LA ESCALA UW), LA

DISTRIBUCIÓN DE FRECUENCIA DE TAMAÑOS DE GRANO EN UN SEDIMENTO ES DEL TIPO NORMAL O GAUSSIANA (hay pocas exepciones, una de ellas corresponde a las distribuciones logarítmicas hiperbólicas de algunas arenas eólicas).

Este tipo de distribución se caracteriza por presentar una curva de frecuencia en forma de campana que incluye aproximadamente al 68 % de la población dentro del intervalo correspondiente a una desviación estándar, y al 95 % considerando 2 desviaciones estándar a ambos lados del valor medio.

Para trabajar con gráficos de distribución de frecuencias, se utiliza la escala phi (transformación de la escala UW), debido a su carácter aritmético que permite que todos los intervalos de clase tengan el mismo ancho.

DISTRIBUCIONES DE FRECUENCIA UTILIZADAS EN EL ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO:

Histograma de frecuencias relativas:

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Es la más simple de las representaciones gráficas de distribución de frecuencia. Se grafican barras verticales con áreas proporcionales a la cantidad de material de cada clase. Si el ancho de cada intervalo es igual, la altura de las barras es proporcional al porcentaje de material en peso de cada clase.

Construcción: se representa en un sistema de coordenadas cartesianas, en papel milimetrado. EN LAS ABSISAS SE GRAFICAN LAS CLASES GRANULOMÉTRICAS EN ESCALA PHI Y EN ORDENADAS EL PORCENTAJE DE MATERIAL EN PESO DE CADA CLASE (FRECUENCIA RELATIVA). UNIENDO EL PUNTO MEDIO DE LA FRECUENCIA DE CADA UNA DE LAS CLASES OBTENGO LA CURVA APROXIMADA DE FRECUENCIAS RELATIVAS.

Da una rápida idea cualitativa de las principales características de la población analizada. Permite obtener el valor de la moda (el intervalo de clase correspondiente con la barra de mayor altura).

Histograma de Frecuencia Acumulativa

AQUÍ SE GRAFICA EL PORCENTAJE ACUMULADO EN PESO DE SEDIMENTO EN FUNCIÓN DEL TAMAÑO DE GRANO (AGRUPADO EN CLASES SEGÚN LA ESCALA PHI). UNIENDO EL PUNTO MEDIO DE CADA CLASE OBTENGO LA CURVA APROXIMADA DE FRECUENCIA ACUMULATIVA.

Inicialmente las representaciones fueron realizadas utilizando una escala aritmética para el porcentaje acumulado (en peso), lo que generaba una curva aproximadamente sigmoidal (su trazo en papel milimetrado tiene forma de "S" abierta).

Sin embargo, una escala de probabilidades logarítmica para el porcentaje acumulado, rectifica la curva transformándola aproximadamente en una recta.

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La particularidad de este papel es que es simétrico con respecto al 50% de la frecuencia y que los intervalos se van agrandando hacia ambos extremos, sin llegar nunca al 0% o hasta el 100%, pues esos valores quedarían en el infinito. De esta manera, la curva se "estira" logrando representar los extremos de la misma (colas) con mayor definición, otorgándole mayor confiabilidad a los valores extraídos de estos sectores.

EL PLOTEO DE LA FRECUENCIA ACUMULATIVA EN PAPEL DE PROBABILIDAD DA UNA CURVA COMPUESTA POR UNA SERIE DE SEGMENTOS (SE OBSERVAN TRUNCAMIENTOS) DONDE CADA SEGMENTO INDICARÍA LA SUBPOBLACIÓN DE ROLIDO, SALTACIÓN Y SUSPENSIÓN. ES DECIR, LOS TRUNCAMIENTOS SE DEBEN A CAMBIOS EN LOS MECANISMOS DE TRANSPORTE: ROLIDO, SALTACIÓN Y SUSPENSIÓN. Esto fue determinado por Visher en 1969. En ambientes eólicos en general solo se tiene 2 o 1 segmento (porque el rolido está mucho menos representado). Cada subpoblación difiere de la otra en la media y la desviación estándar.

EL OBJETIVO MÁS IMPORTANTE DE LAS DISTRIBUCIONES DE FRECUENCIA ES ESTABLECER UNA SERIE DE PARÁMETROS ESTADÍSTICOS QUE DESCRIBAN LA TEXTURA DEL SEDIMENTO ANALIZADO (ES DECIR QUE ME RESUMAN LAS PROPIEDADES GRANULOMÉTRICAS DEL SEDIMENTO O SEDIMENTITA).

DETERMINACIÓN DE LOS PARÁMETROS GRANULOMÉTRICOS

ASUMIENDO QUE LAS DISTRIBUCIONES GRANULOMÉTRICAS SON DEL TIPO NORMAL, EL CÁLCULO DE SUS PARÁMETROS ESTADÍSTICO PUEDE REALIZARSE MEDIANTE DOS TÉCNICAS DIFERENTES:

Método gráfico: El cálculo de los parámetros estadísticos por los métodos gráficos (con excepción de la moda) se realiza a partir de los datos obtenidos en la curva de frecuencia acumulativa en escala logarítmica, en el cual para cada tamaño de grano hay un único porcentaje acumulativo (aproximado). Puedo calcular los siguientes parámetros: media, mediana, selección, asimetría, agudeza o curtosis

Método de momentos: este método dice que es muy pobre tomar sólo unos puntos de la población para obtener los parámetros de la misma, y que es necesario tomar a toda la población (todas las frecuencias de todos los intervalos de clase). El tratamiento estadístico de los momentos guarda analogía con la definición de momentos en mecánica. La ventaja del método de los momentos es que usa toda la distribución de frecuencias (todas las frecuencias correspondientes a cada uno de los intervalos de clase) y no unos pocos valores. Puedo calcular: media, selección, asimetría, agudeza o curtosis.

PARÁMETROS ESTADÍSTICOS:

1 – Tendencia central: orientados a caracterizar el tamaño de grano de la población

Mediana: es el diámetro correspondiente al 50% de la distribución de las partículas, con lo cual, la mitad de los granos (por peso) son más gruesos y la otra mitad más finos que este valor. Se lee directamente de la curva acumulativa, encontrando la intersección del percentil 50 con la curva acumulativa (Φ 50).

Moda : puede ser definida como la clase granulométrica de mayor representación en el sedimento. Es el intervalo que se encuentra con mayor frecuencia. Su determinación es inmediata al observar el histograma. Puede haber una o más modas dando lugar a distribuciones unimodales o polimodales, respectivamente. En este último caso, la más abundante se llama moda principal y la/las otra/s moda/s secundaria/s. Mientras más modas tenga una distribución, más se aleja de una distribución normal o gaussiana.

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Media: es el parámetro que más se aproxima al diámetro promedio de todas las partículas que integran el sedimento. Método de momentos (primer momento):

μ=∑i=1

n x i

nPara nuestro caso en que los datos están divididos en intervalos de clase:

μ=∑i=1

n

f i .mi

100Donde mi es el valor correspondiente al punto medio del intervalo de clase i y fi es la frecuencia relativa (porcentaje en

peso) de dicho intervalo de clase.

Método gráfico:

Media =

φ84+φ50+φ16

3

2- Medidas de cola: orientadas a caracterizar diferentes aspectos de la población con respecto a una medida de tendencia central.

Selección (Sorting) : Indica el grado de dispersión del tamaño de grano de la población respecto al valor central de la misma (media). Es una medida matemática del grado de uniformidad del tamaño de las partículas. Depende en gran medida del tipo y longitud de transporte que ha sufrido el sedimento. La selección puede determinarse cualitativamente a partir de la pendiente de la curva acumulativa en escala logarítmica. Cuanto más vertical (mayor pendiente) es el trazado de la curva acumulativa, mayor es la selección de la población, cuanto más horizontal es la curva acumulativa (menor pendiente), menor es la selección.

Método de momentos (segundo momento):

σ 2=∑i=1

n (x i−μ )2

nNotar que es un promedio de las desviaciones de los distintos valores respeto al valor central (al estar al cuadrado y

calcularle la raíz, es siempre positivo). A mayor valor de selección (valor siempre positivo), mayor es la dispersión de los valores respecto al valor central.

Para nuestro caso en que los datos están divididos en intervalos de clase, el cálculo es:

σ 2=∑i=1

n

f i .(mi−μ )2

100

Método gráfico:

Selección =

φ84−φ16

4+

φ95−φ5

6 .6Existen diversas fórmulas según los autores, esta corresponde a la definición de Folk & Ward, quienes además

determinaron una nomenclatura de la selección según el valor:

Muy bien seleccionado < 0,35Bien seleccionado 0,35 - 0,5 Moderadamente bien seleccionado 0,5 - 0,71Pobremente seleccionado 0,71 - 1,00

unimodalbimodal

25

Muy pobremente seleccionado 1,00 - 2,00 Extremadamente mal seleccionado 2,00 - 4,00

Asimetría (Skewness): Es un parámetro que indica el grado de asimetría de la distribución alrededor de la media. De esta forma existen dos tipos de asimetría según exista un exceso de partículas gruesas (asimetría negativa) o finas (asimetría positiva).

Método de momentos (tercer momento):

sk=∑i=1

n (x i−μ )3

n . σ3

Notar que es una especie de promedio de las desviaciones de los valores al cubo, por lo tanto cada desviación tiene su signo. Si las desviaciones de los valores hacia un lado y hacia el otro de la media son iguales en modulo pero distintas en signo (hay simetría perfecta), entonces sk será cero. Un valor positivo significa que la cola se halla del lado de los finos (valores positivos), mientras que un valor negativo significa que la cola se halla del lado de los gruesos (hacia valores negativos).

En nuestro caso, en que los datos están agrupados en intervalos de clase, el cálculo es:

sk=∑i=1

n

f i .(mi−μ )3

100 . σ3

Método gráfico:

Asimetría =

φ84+φ16−2( φ50)2 (φ84−φ16 )

+φ95+φ5−2 (φ50 )

2 (φ95−φ5 )Existen diversas formulas según los autores, esta corresponde a la de Folk y Ward, que definieron los siguientes términos:Asimetría muy positiva +1,0 a + 0,3Asimetría positiva +0,3 a + 0,1Simétrica +0,1 a - 0,1Asimetría negativa - 0,1 a - 0,3Asimetría muy negativa - 0,3 a - 1,0

La asimetría puede observarse cualitativamente del grafico de distribución de frecuencias:

Agudeza (Curtosis): Es un parámetro que indica el grado de agudeza de la distribución, respecto a una distribución normal teórica de igual media y varianza. Juntamente con la asimetría son parámetros sensibles para detectar ambientes de depositación y para averiguar si la frecuencia es resultante de la mezcla de poblaciones distintas.

En general la curva de frecuencia puede adoptar dos formas bien definidas: una aguda o leptocúrtica, con valores altos de agudeza, y otra achatada o platicúrtica, debido a la mezcla de más de una población, con valores bajos de agudeza.

Método de momentos (cuarto momento):

K=∑i=1

n ( xi−μ ) 4

n . σ4

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La curtosis para una distribución normal teórica de iguales parámetros µ y σ tiene un valor de 3, un valor mayor a tres indica mayor agudeza respecto a la misma (leptocúrtica) y un valor menor a 3 menor agudeza que ésta (platicúrtica). Como en nuestro caso los datos vienen divididos en intervalos de clase, el cálculo es:

K=∑i=1

n

f i .(mi−μ )4

100 . σ 4

Método gráfico:

Agudeza o curtosis =

φ95−φ5

2.44 (φ75−φ25 )

Las medidas gráficas se calculan de la curva acumulativa; los términos asociados a la fórmula de Folk y Ward (1957) son:

Muy platicúrtico < 0,67 Platicúrtico 0,67 - 0,90Mesocúrtico 0,90 - 1,11Leptocúrtico 1,11 - 1,50 Muy leptocúrtico 1,50 - 3,00Extremadamente leptocúrtico > 3,00

Significado geológico de los análisis granulométricos:

Desde inicios de la década del sesenta y hasta fines de los años setenta, tuvieron lugar un importante número de investigaciones tendientes a caracterizar los ambientes de sedimentación a partir de los rasgos granulométricos de los sedimentos. Así fueron propuestos diagramas en los que, graficando distintos parámetros, se intento discriminar entre distintos ambientes de sedimentación. Por ejemplo Passega (1957, 1964) gráfico C (percentil 1, aproximadamente el valor del máximo tamaño de grano) en función de M (media) para tratar de discriminar ambientes.

Sin embargo, por si solos los parámetros estadísticos no permiten inferir el paleoambiente de depositación, ya que la distribución granulométrica no es función exclusiva del ambiente de sedimentación, sino que está relacionada con las condiciones del medio de sedimentación (energía del flujo, etc), con los procesos de transporte y con el aporte original de sedimentos que están siendo transportados. Más aun, varios procesos diferentes pueden haber operado en un mismo ambiente y por otro lado, procesos similares tienen lugar en distintos ambientes.

EL ANÁLISIS ESTADÍSTICO ME PERMITE CONOCIENDO PREVIAMENTE (DEL CAMPO) EL AMBIENTE DE DEPOSITACIÓN, CARACTERIZAR CON GRAN PRECISIÓN COMO FUE EL PROCESO DE SEDIMENTACIÓN.

TRANSPORTE Y ACUMULACION DE LOS SEDIMENTOS

El transporte de sedimentos se puede realizar por alguna de las siguientes maneras:

Flujos fluidos- Acuosos- Aéreos Flujos gravitatorios Hielo

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FLUJOS FLUIDOS O NORMALES

Desde el punto de vista sedimentológico, los flujos fluidos son aquellos con un contenido de sedimento en agua < al 50% en peso. En este tipo de flujos los granos se transportan como partículas individuales (grano a grano).

Desde el punto de vista reológico, los fluidos, propiamente dichos, son líquidos y gases sin resistencia interna (strength) al esfuerzo de cizalla (shear stress). Ante un esfuerzo de cizalla constante, por más pequeño que sea, la taza de deformación es constante (y aumenta cuanto mayor es el esfuerzo de cizalla). Importante:

LOS FLUIDOS, COMO MATERIAL FÍSICO CON CARACTERÍSTICAS REOLÓGICAS ESPECÍFICAS, CONFORMAN A LOS FLUJOS FLUIDOS Y A LOS FLUJOS HIPERCONCENTRADOS NO COHESIVOS (DOS FLUJOS SEDIMENTOLÓGICAMENTE DISTINTOS).

ES IMPORTANTE NO USAR FLUIDO Y FLUJO FLUIDO COMO SINÓNIMOS, EL PRIMERO SE REFIERE AL MATERIAL REOLÓGICO SIN RESISTENCIA INTERNA, Y EL SEGUNDO SE REFIERE A UN FLUJO CON UNA CONCENTRACIÓN DE SEDIMENTO EN AGUA MENOR AL 50% EN PESO (SIGNIFICADO SEDIMENTOLÓGICO).

Los fluidos pueden clasificarse como newtonianos o no newtonianos (dos tipos de fluidos):

Ley de Newton de la Viscosidad:

La viscosidad de un fluido es una medida de su resistencia al ser sometido a un esfuerzo de cizalla. Es un concepto fundamental para la mecánica del transporte de los sedimentos. Más objetivamente, la viscosidad es la relación entre el esfuerzo de cizalla y la taza de deformación del fluido (también llamada gradiente de velocidades: es la variación de la velocidad de las láminas de fluido en dirección perpendicular al esfuerzo de cizalla). A mayor viscosidad, menor es la taza de deformación para un mismo esfuerzo de cizalla (representa la pendiente del grafico Γ vs δv/δy). La ley de Newton de viscosidad establece que la viscosidad de un fluido es constante a T° constante, es decir al aumentar el esfuerzo de cizalla la taza de deformación aumenta de manera proporcional, y a su vez que no hay resistencia a la deformación. En síntesis la ley de newton de viscosidad es:

Γ = µ . δv/δy

Un fluido que cumple con esta ley se denomina fluido Newtoniano.

Fluidos Newtonianos:

EL FLUIDO NEWTONIANO, ADEMÁS DE SER UN FLUIDO (NO TENER RESISTENCIA INTERNA), PRESENTA VISCOSIDAD CONSTANTE.

Los fluidos newtonianos de importancia sedimentológica son:

El aire

El agua

Las dispersiones diluidas: Son mezclas de agua y sedimento con relativos bajos contenidos de sedimento (en general se puede aceptar menor al 50% en peso, o menor al 30% en volumen). Ejemplo de dispersiones diluidas son las corrientes de turbidez, que son un tipo de flujo gravitatorio de sedimento.

El aire y el agua son los dos fluidos de mayor importancia sedimentológica. Ambos difieren en su densidad y en su viscosidad dinámica, parámetros que controlan la eficiencia para el transporte de sedimento. Por lo tanto, el agua al ser más densa (800 veces más densa) y viscosa, es un agente más eficiente para el transporte de sedimento.

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Fluidos no Newtonianos:

LOS FLUIDOS NO NEWTONIANOS SON AQUELLOS QUE, ADEMÁS DE NO TENER RESISTENCIA INTERNA (CARACTERÍSTICA PROPIA DE TODOS LOS FLUÍDOS), SU VISCOSIDAD DEPENDE DEL ESFUERZO DE CIZALLA APLICADO (NO ES CONSTANTE). COMÚNMENTE LA VISCOSIDAD DISMINUYE PARA MAGNITUDES MAYORES DE CIZALLA.

Los fluidos no newtonianos de importancia sedimentológica son los flujos hiperconcentrados no cohesivos, denominados flujos granulares. Estos fluidos presentan concentraciones de sedimento en más de un 50% en peso, y poco porcentaje de material fino.

Si tengo un fluido acuoso (newtoniano o no newtoniano) y le agrego una gran cantidad de partículas de arcilla en suspensión, el material adquiere resistencia interna y deja de ser clasificado como un fluido propiamente dicho. Es lo que ocurre con los flujos hiperconcentrados cohesivos, denominados flujos de detritos.

Tipos de flujos fluidos:

Flujos fluidos laminares: Aquí el flujo discurre en láminas paralelas entre sí. No hay transferencia de masa entre láminas (si de momento, hay gradiente de velocidades en dirección perpendicular al esfuerzo de cizalla). La velocidad del flujo es baja y no hay movimiento en otra dirección que no sea la del movimiento principal. Es un flujo de baja energía, y por eso hay poco transporte de sedimento.

Flujos fluidos turbulentos: Aquí las líneas de flujo se entrecruzan. Hay torbellinos (vórtices o remolinos) complejos que cambian continuamente, por lo tanto hay transferencia continua de masa y momento en distintas direcciones y de manera caótica. La velocidad (promedio) del flujo es relativamente alta. Es un flujo de alta energía, y por eso tiene mayor capacidad de transporte. La turbulencia actúa levantando partículas del sedimento. Casi todos los flujos naturales son turbulentos.

Números de Reynolds y de Froude:

Son números adimensionales que permiten caracterizar el comportamiento dinámico de los flujos fluidos. Podemos decir que dos flujos fluidos son dinámicamente similares si sus números de Reynolds y de Froude son iguales o similares.

Número de Reynolds: El número de Reynolds es un numero adimensional que determina si un flujo fluido es laminar o turbulento, debido al movimiento del mismo fluido en un canal abierto o bien debido al movimiento de una partícula dentro de un tubo de decantación.

R = δ. v. L/μ

δ = densidad del fluido.v = velocidad promedio del flujo en canales abiertos; velocidad de la partícula en el tubo de sedimentación.

Conclusión : Flujos Fluidos Son fluidos newtonianos. Flujos hiperconcentrados no cohesivos (flujos granulares) Son Fluidos no newtonianos. Flujos Hiperconcentrados cohesivos (flujos de detritos) No son fluidos propiamente dichos (tienen resistencia).

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L = radio hidráulico en canales abiertos; diámetro lineal de la partícula (cualquiera sea) en el tubo de decantación.μ = viscosidad dinámica del fluido.

Para canales abiertos: Un número R > 2000 indica flujo turbulento mientras que un R < 500 indica flujo laminar y los valores intermedios pueden indicar alternativamente flujos turbulentos o laminares. Para una partícula cayendo en el tubo de sedimentación: Un numero R>24 indica que el flujo a sotavento es

turbulento, mientras que un número R<24 indica que el flujo a sotavento es laminar (estela turbulenta o laminar respectivamente).

Número de Froude: El número de Froude (F) es un número adimensional, mucho más útil en sedimentología, que determina el régimen de flujo de un determinado flujo fluido.

F = v /(L g)-2

g = gravedadv = velocidad (promedio) del flujoL = profundidad del flujo

El Régimen de Flujo, es una clasificación del comportamiento dinámico de los fluidos, pero con sentido sedimentológico. Se basa en el tipo de forma de lecho estable, en el modo de transporte y cantidad de sedimento trasportado, y en la relación de fases entre las ondulaciones del lecho y la superficie de agua. Los regímenes de flujo considerados son los siguientes:

Bajo o tranquilo (F < 1 ): Puede ser laminar o turbulento (el primero es raro en la naturaleza). Hay poco transporte de sedimento (relativo). Las ondulaciones de la superficie del agua están fuera de fase con las ondulaciones del lecho o el agua no presenta ondulaciones. Las formas del lecho estables son ondulitas, megaóndulas o una combinación de ambas (ondulitas sobre la cara de barlovento –cara de trepada- de las megaóndulas). El modo de transporte usual del material del lecho es como granos individuales, que ascienden por la cara de barlovento de las ondulitas o las megaóndulas, se acumulan en la cresta, y descienden masivamente por la cara de sotavento –cara de avalancha-. El transporte se lleva a cabo en pasos discretos (avalanchas discontinuas).

Las investigaciones recientes muestran que las ondulitas y las megaóndulas son las formas de lecho más importantes del bajo régimen de flujo. Sin embargo, existe otra forma de lecho, mucho menos común, conocida como microdelta. Los microdeltas, a diferencia de las ondulitas y megaóndulas, carecen de una cara de barlovento bien desarrollada. Localmente pueden estar presentes como cuerpos aislados.

Transición (F ≅ 1) : configuración del lecho inestable. Formación de lecho plano, antidunas o megaóndulas

Alto o supercrítico (F > 1): Es un fluido turbulento. Hay gran transporte de sedimentos. Las ondulaciones de la superficie del agua están en fase con las de la superficie del lecho. Las formas de lecho usuales son el lecho plano y las antidunas. El principal modo de transporte de sedimento es a través de una fina capa, en la base del flujo, en la cual coexisten los tres modos de transporte (rolido y deslizamiento, saltación y suspensión), esta capa es denominada capa tractiva. El transporte es continuo (no hay avalanchas discretas).

Si se observa la ecuación, se ve que F > 1 puede ser alcanzado tanto incrementando la velocidad y manteniendo constante la profundidad de agua, o reduciendo la profundidad de agua y manteniendo la velocidad de corriente constante.

En la naturaleza, las condiciones de un flujo de alto régimen en general sólo pueden alcanzarse en condiciones de aguas poco profundas, que oscilan desde unos pocos milímetros a unos pocos metros, debido a que no se dan velocidades de flujo demasiado altas. Sin embargo, la sedimentación en un ambiente de aguas profundas a partir de un flujo fluido de alto régimen es muy común y se relaciona con las corrientes de turbidez.

Capa Limítrofe (Boundary Layer):

La capa limítrofe es la capa inferior del flujo fluido, en la cual la velocidad del flujo está fuertemente influenciada por el lecho debido al rozamiento con el mismo. Un fluido que corre sobre un lecho ejerce un esfuerzo de cizalla sobre él y, consecuentemente, el lecho ejerce un esfuerzo en sentido contrario, que tiende a detener el movimiento del fluido (rozamiento).

Se extiende desde el lecho hasta la altura en que el rozamiento deja de tener efecto en la velocidad, obteniéndose a partir del perfil de velocidades.

El espesor de esta capa, obtenido a partir del espesor de velocidades, es determinado por el relieve o rugosidad del lecho, la velocidad del flujo y la viscosidad del fluido. Puede ir desde pocos mm hasta abarcar gran parte del flujo.

El flujo en la capa limite puede ser laminar o turbulento. Lo más común es que sea turbulento.

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Para un flujo enteramente turbulento sobre una superficie tal como una capa de arena el perfil vertical de velocidades está dado por la ecuación desarrollada por Von Karman:

Vm (y) =Vo . (8,5 + 2,3 / K log y/yo)

Vm = velocidad promedio del flujoY = distancia al lechoVo = ciza o velocidad de fricción = Γo / δ (esfuerzo de ciza sobre densidad)K = constante de von Karman aprox. 0,4 para la mayoría de los fluidosYo = largo de la irregularidad, que depende de la rugosidad del lecho

A mayor irregularidad del lecho, mayor el gradiente de disminución de la velocidad. La irregularidad puede ser una forma de lecho, como óndulas y dunas, o simplemente estar asociada al diámetro de las partículas del fondo (en el caso que haya lecho plano).

Inicio del movimiento de las partículas:

Un grano de sedimento comienza su movimiento cuando la combinación de fuerzas de levante y fricción producidas por el flujo fluido exceden a la fuerza gravitacional, a la fuerza de rozamiento entre las partículas del sedimento y a la fuerza cohesiva (fuerza de atracción electroestática entre las partículas de sedimento). Las fuerzas cohesivas sólo son importantes en los sedimentos de grano fino.

PARA INICIAR EL MOVIMIENTO DE UNA PARTÍCULA SE NECESITA UNA VELOCIDAD MAYOR, SEGÚN EL TAMAÑO, QUE LA QUE SE VA A NECESITAR DESPUÉS PARA CONTINUAR CON SU MOVIMIENTO.

Vale decir que una capa limite con flujo turbulento facilita el transporte de sedimento sobre el lecho, ya que tiende a poner en movimiento a las partículas con mayor facilidad. En otras palabras, requiere de una velocidad promedio mucho menor para poner en movimiento al sedimento de determinado tamaño de grano, respecto a una capa limite con flujo laminar (lo cual es raro).

Fuerza de levante: Cuando las líneas de flujo llegan a las partículas y se curvan, sobre las partículas éstas líneas convergen, por lo tanto aumenta la velocidad. Esto tiene un efecto sobre la presión ya que facilita el levantamiento de la partícula debido a que comienzan a haber mayores presiones sobre la parte inferior de la misma y presiones menores en la parte superior.

Diagrama de Hjülstrom – Sandborg:

El diagrama de Hjulstrom es un grafico que representa la velocidad de un flujo acuoso vs tamaño de grano (emplea una

doble escala logarítmica), en el cual se limitan 3 campos: campo de erosión, transporte y sedimentación.

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Si bien el proceso que tiene lugar en el fondo es principalmente determinado por la velocidad de flujo del fluido y el

tamaño del grano, la forma del grano, su posición, la composición del sedimento, la rugosidad del lecho (influye en el grado

de turbulencia), son también importantes.

Campo de erosión y transporte: Sobre la curva superior. La curva superior del diagrama representa la velocidad crítica

de erosión (velocidad necesaria para poner en movimiento un clasto) en función del tamaño de grano. Para los clastos de mayor tamaño de grano (desde arena fina hasta grava), se observa que a medida que aumenta el tamaño de grano la velocidad de erosión critica aumenta (relación directamente proporcional), debido al aumento en la fuerza gravitatoria y en la fuerza de rozamiento entre los clastos (la fuerza de cohesión es despreciable). En cambio, para los materiales más finos (arcilla, limo y también arena muy fina), la velocidad de erosión crítica aumenta a medida que disminuye el tamaño de grano. Esto se debe a la gran fuerza de cohesión que existe entre las partículas finas, la cual aumenta a medida que disminuye el tamaño de grano (siendo mucho más importante que el peso y la fuerza de rozamiento).

Campo de transporte: Entre la curva superior (velocidad de erosión critica vs tamaño de grano) y la curva inferior (velocidad mínima necesaria para el transporte vs tamaño de grano). En este campo solo hay transporte, no hay ni erosión ni depositación. Se observa que a medida que aumenta el tamaño de grano, también aumenta la velocidad mínima necesaria para el transporte (relación directamente proporcional), independientemente del tamaño de grano. Notar que para mantener en movimiento a un clasto de determinado tamaño, alcanzan velocidades de flujo menores respecto a las necesarias para comenzar el movimiento del mismo.

En este campo también se observan los modos de transporte para los distintos tamaños de grano.

EL MODO DE TRANSPORTE SE PUEDE CARACTERIZAR DEBIDO A QUE LA VELOCIDAD NECESARIA PARA EL TRANSPORTE SE ENCUENTRA ACOTADA, SI CONSIDERÁRAMOS AL TRANSPORTE JUNTO CON LA EROSIÓN, EL MODO DE TRANSPORTE DEPENDE DE LA VELOCIDAD DEL FLUJO. Por ejemplo, a velocidades muy altas, pueden ser llevadas en suspensión arenas medianas o gruesas, aunque en este caso también estaríamos erosionando.

Campo de depositación: Por debajo de la curva inferior (velocidad mínima necesaria para el transporte). En este campo los clastos son depositados y se mantienen en reposo (para ponerlos nuevamente en movimiento hay que sobrepasar la velocidad de erosión crítica). Vale decir que las partículas más finas, arcillas y limos, requieren velocidades prácticamente nulas para ser depositadas.

Si consideramos la alfombra de tracción (fina capa de unos pocos centímetros en donde se dan los tres tipos de transporte

a la vez) como un tipo de transporte, el rango en el cual estaría dentro del diagrama sería bastante amplio. Notar que

necesitamos un rango de velocidades relativamente altas (mayor a 10 cm/s, pero menor a 20 cm/s, aproximadamente, para

que no haya erosión), en el cual son transportados un gran rango de tamaños de grano (desde arcilla hasta gravas), cada

uno con su modo de transporte característico.

Mecanismos de transporte de los clastos:

El modo en el cual los granos son transportados (sin erosión), depende de la energía del flujo (determinada principalmente por la velocidad) y del tamaño de grano.

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Rolido y d eslizamiento : desplazamiento de los clastos en contacto continuo con el lecho, por rodamiento o deslizamiento. El sedimento transportado de esta forma constituye la denominada carga tractiva. Aproximadamente desde arena muy gruesa hasta gravas.

Saltación: desplazamiento de los clastos en forma de saltos, es decir en contacto intermitente con el lecho. Los clastos son levantados, al ser impactados por otros clastos que venían siendo transportados en saltación (se produce “impacto proyección”), luego son tomados por el flujo y finalmente vuelven a caer por efecto de la gravedad. Cuando el tamaño de los clastos es muy grande, el impacto no llega a levantar a los mismos, y solo los desplaza sobre el lecho (se produce “impacto reptaje”). Los clastos también pueden ser levantados por efecto de la turbulencia. Aproximadamente desde arena fina hasta arena gruesa.

Suspensión: desplazamiento de los clastos en el interior de la corriente, sin contacto con el lecho, generalmente bajo el efecto de la turbulencia. Aproximadamente desde arcilla hasta arena muy fina.

Clasificación de la carga total:

Según los mecanismos de transporte mencionados, la carga total se clasifica en:

Carga de lecho (bedload) : Material constituido por las partículas más gruesas que se trasladan por rolido, deslizamiento y/o saltación (es decir en contacto continuo o intermitente con el lecho). Este material incluye desde arena fina hasta gravas.

Carga en suspensión (suspended sediment load) : Material constituido por las partículas más finas, transportadas en suspensión (sin contacto con el lecho). Este material incluye principalmente arcilla y limo, aunque también arena muy fina y fina, cuando la turbulencia es grande.

Según la procedencia de los materiales transportados (solo para corrientes fluviales), la carga total se divide en:

Carga de lavado (wash load): Proviene de la erosión de la cuenca durante las crecidas y/o las precipitaciones, y es transportado siempre en suspensión (suspensión continua). Este material está constituido por arcilla y limo.

Carga de fondo (bed material load): Proviene del cauce, y es transportado como carga de lecho o en suspensión, pero siempre cerca del lecho. La suspensión en este caso es más intermitente, es decir los clastos pueden ser transportados en suspensión grandes distancias, pero al disminuir la turbulencia son transportados como carga de lecho (arena fina y muy fina). Este material incluye desde arena muy fina hasta grava.

Capacidad: cantidad máxima de sedimento que puede transportar un flujo

Competencia : diámetro máximo de partículas que puede transportar un flujo

FORMAS DE LECHO

Las formas de lecho se producen en la superficie de un sedimento no cohesivo (como la arena), debido a la interacción del mismo con un flujo fluido. En general se reconoce la estructura sedimentaria (interna) y raramente la forma de lecho.

FLUJOS FLUIDOS ACUOSOS UNIDIRECCIONALES - FORMAS DE LECHO:

Formas de lecho subácuaeas, tamaño de grano y régimen de flujo:

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Simons y Richardson (1962) reconocieron la siguiente secuencia de formas de lecho subácueas en función del poder de la corriente y el tamaño de grano (profundidad constante). El poder de la corriente es el producto entre el esfuerzo de corte (τ0) y la velocidad del flujo (V), una medida del trabajo realizado por el fluido sobre el lecho. Existe una correlación entre el poder de la corriente el régimen de flujo (determinado por el número de Froude), en particular esta última propiedad nos es mucho más útil.

Las formas de lecho pueden ser preservadas en el registro. En este caso las consideramos como estructuras sedimentarias.

Bajo régimen de flujo: Lecho plano de bajo régimen de flujo (sin movimiento): un lecho plano es un lecho horizontal sin ninguna forma de

lecho. Aquí no se ha superado la velocidad necesaria para lograr el movimiento del sedimento. Al comenzar el movimiento, el lecho plano sin movimiento cambia a ondulitas para tamaños de arena menores a 0.6 mm,

y a laminación horizontal para tamaños de arena mayores a 0.6 mm.

Laminación horizontal: en sedimentos de más de 0,6 mm, cuando los granos comienzan a moverse por tracción, pueden producir laminación horizontal si se dispone de una cantidad suficiente de sedimento y si el proceso es continuo por un cierto período de tiempo.

Ondulas de pequeña escala (ondulitas): se forman en sedimentos de menos de 0.6 mm cuando el sedimento comienza a moverse. Las ondulitas son formas de lecho pequeñas con pendientes suaves corriente arriba y empinadas corriente abajo (son asimétricas, indicando sentido de la corriente). Sus crestas y sus valles se alinean perpendicularmente a la dirección de la corriente que las originó. Usualmente tienen una longitud de onda menor a 30 cm, nunca mayor que 60 cm (para ser clasificadas como tales la longitud de onda debe ser menor a 60 cm), y una altura entre 0.3 y 6 cm. Cuando se forman inicialmente son paralelas y con crestas rectas. Pero, con el incremento en el poder de la corriente, se forman ondulitas más irregulares.

Con un incremento en el poder de la corriente, la longitud de onda y la altura de las ondulitas aumentan. Sin embargo, debido a que aumentan desproporcionalmente, el índice de óndula (L/A) de las ondulitas tiende a disminuir.

Dependiendo de la naturaleza de sus crestas, las pequeñas óndulas pueden ser de varios tipos. Esto depende de la energía del flujo.

Al aumentar el poder de la corriente, se forman megaóndulas (el régimen de flujo sigue siendo bajo):

Megaóndulas: si se aumenta gradualmente el poder de la corriente asociado a las ondulitas, en el caso de la arena fina a mediana, o al lecho plano en el caso de arena gruesa, se pasa al campo de estabilidad de las megaóndulas. La transición es bastante abrupta. Cuando estamos cerca de la transición entre las ondulitas y las megaóndulas, estas últimas tienen ondulitas sobreimpuestas en sus caras de trepada, las cuales tienden a desaparecer al aumentar la intensidad de la corriente.

Las megaóndulas tiene formas similares a las ondulitas (también son asimétricas), con una longitud de onda que oscila entre 60 cm. a varios metros (pueden alcanzar hasta 30 m). Para ser clasificada como megaóndula su longitud de onda debe ser mayor a 60 cm.

Al aumentar el poder de la corriente, las crestas de las megaóndulas van cambiando de morfología:

Vale decir que la arena fina requiere un poder de corriente mucho mayor para producir megaóndulas que el que requiere la arena mediana y gruesa.

Su altura varía entre 6 cm. a 1,5 m. y el índice de ondula (L/A) está generalmente por arriba de 15.

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Las megaóndulas muestran un incremento en la longitud de onda y en la altura con un aumento en la velocidad del flujo sobre el lecho. Sin embargo, el índice de óndula de las megaóndulas aumenta con el poder de la corriente (el aumento de la longitud de onda es mayor respecto al aumento en la altura).

Las megaóndulas pueden mostrar ondulitas en su cara de trepada, y a veces ondulitas regresivas moviéndose sobre la cara de avalancha, en dirección corriente arriba (estas pueden generar laminación climbing).

Patrón de flujo sobre megaóndulas (y microdeltas), se distinguen tres zonas:

Zona de no difusión (superior): Aquí el sedimento es llevado en suspensión y el perfil de velocidades es bastante uniforme.

Zona de mezcla: Está caracterizada por una gran turbulencia. El fluido en esta zona de mezcla muestra un rápido cambio en la distribución longitudinal de las velocidades, y hay un punto de inflexión en el perfil de velocidades, correspondiente con el límite inferior de esta zona (línea de velocidad cero).

Zona de Corriente de retorno: Zona que abarca desde el lecho hacia la línea de velocidad cero, en la cual se genera una corriente en sentido contrario a la del principal.

Tanto las ondulitas como las megaóndulas se clasifican en forma general como ondulas de corriente (asimétricas). A su vez pueden ser clasificadas según su geometría como bidimensionales o tridimensionales. Se denominan bidimensionales si son casi uniformes en altura y poseen crestas rectas en ángulo recto a la dirección del flujo. Por otra parte, se denominan tridimensionales si varían sustancialmente en altura a lo largo de la línea de cresta, y ésta es localmente sesgada (desviada) de la dirección del flujo. Incluso puede ser discontinua. Son todas las ondulas de corriente que no poseen crestas rectas.

Debido a que son asimétricas, indican la dirección y el sentido de la corriente de agua que las formó. Sin embargo, su geometría no permite diferenciar el original de un molde, es decir, no permite distinguir el techo y la base.

Alto régimen de flujo:

Lecho plano de alto régimen de flujo (con movimiento): el lecho plano es un lecho sin elevaciones o depresiones mayores que el tamaño máximo del material que lo compone. Con lecho plano la resistencia al flujo es relativamente pequeña, causada principalmente por la rugosidad ligada al tamaño del material del lecho. Los granos se mueven por rolido, saltación o deslizamiento. El poder de corriente al cual las megaóndulas cambian a lecho plano depende mayormente del tamaño de grano del material. Con arena fina, las megaóndulas desaparecen con un poder de la corriente

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relativamente menor en comparación a las arenas gruesas, notar además que hay una zona de transición entre ambos campos (correspondiente a un régimen de flujo transicional, con formas de lecho inestables)

Puede ocurrir alguna segregación de material del lecho que se manifiesta en forma de estriaciones longitudinales (lineación por partición). Este tipo de laminación es lo que permite diferenciar el lecho plano de alto régimen de flujo, respecto al de bajo régimen de flujo. Se produce sobre el lecho por la orientación, paralela a la corriente, de los ejes mayores de los granos de arena, que viajan por tracción y saltación. Es un buen indicador de depositación en muy alto régimen de flujo. Esta disposición paralela a la corriente, se observa mejor con aquellos óxidos que traslada la corriente ya que éstos también tienden a alinearse con la corriente y en la superficie del estrato se observan pequeñas bandas negras.

Ocurre para tamaños de grano de arena fina a mediana.

Antidunas: son formas de lecho que están en fase con la superficie del agua. Debido a su posible movimiento corriente arriba, Gilbert (1914) las denominó antidunas. La altura y longitud de estas ondas depende de la escala del sistema de flujo, de las características del fluido y del material del lecho. Los trenes de ondas son construidos gradualmente a partir de un lecho plano y una superficie de agua horizontal. A medida que las antidunas se forman y aumentan su altura, pueden moverse corriente arriba o corriente abajo, o permanecer estacionarias.

Las antidunas tienen crestas más o menos largas (continuidad lateral), y alturas generalmente bajas. Las pendientes de las antidunas son suaves, pueden variar en largo desde 1 cm. a 6 m., mientras que su altura alcanza desde 1 cm a 45 cm. Son formas más o menos simétricas.

Las antidunas pueden permanecer estacionarias, o pueden moverse hacia abajo o incluso corriente arriba cuando se rompen. Por este motivo, son erosionadas, y el lecho se hace plano antes de la construcción de un nuevo tren de antidunas.

Como la depositación es un proceso continuo en las antidunas, la estructura interna no está bien desarrollada. La depositación en las antidunas ocurre puede ocurrir de tres formas.

Construirse en el lado comente abajo (raro), corriente arriba (común), o sobre toda la superficie de la antiduna.

Formas de lecho, poder de la corriente y profundidad de agua:

La siguiente figura muestra la relación entre la profundidad del agua, velocidad de corriente, y formas de lecho. Se observa que la relación entre la velocidad de la corriente y las ondulitas está fuertemente influenciada por la profundidad del agua, mientras que ésta sea de pocos centímetros o pocos decímetros. Dentro de este rango, para generar ondulitas, un aumento en la profundidad del agua necesitará de un incremento en la velocidad de la corriente. Sin embargo, por encima de este rango la curva se hace aproximadamente horizontal, lo que significa que a partir de cierta profundidad de agua crítica, la profundidad no juega un rol importante. La curva para las megaóndulas muestra un comportamiento muy similar.

Por otro lado, las curvas correspondientes a las formas de lecho de alto régimen de flujo muestran un patrón diferente ya que son bastante empinadas. Esto implica que, para mayores profundidades de agua, se necesitan mayores velocidades de corriente para producir las mismas formas del lecho.

Para concluir, puede decirse que las formas de lecho de bajo régimen de flujo son independientes de la profundidad del agua a partir de una cierta profundidad critica, mientras que las formas de lecho del alto régimen están siempre fuertemente controladas por la profundidad del agua.

Migratoria

Fija

Migratoria

Flujo

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Morfología de una ondula (ondulita o megaóndula) de corriente:

La longitud de una óndula es la distancia horizontal, tomada en ángulo recto con la cresta, entre el seno a ambos lados de la cresta de la óndula.

La altura de una óndula es la distancia vertical entre el seno (punto más bajo de la ondula) y el punto más alto de la óndula (summitpoint).

El punto de base o pie (toepoint) es el punto en el perfil vertical de una óndula, que separa la cara de avalancha (slip side) de la base.

El punto de borde (brinkpoint) es ese punto en el perfil vertical de una óndula, que separa la cara de avalancha de la cresta.

El punto del seno (troughpoint) es el punto de mínima elevación en el perfil vertical de una óndula, que separa cara de sotavento de la cara de barlovento de la óndula adyacente.

Cara de sotavento (lee side) es la parte más inclinada de una óndula, extendiéndose corriente abajo desde el punto de borde hasta el punto del seno.

Cara de barlovento o cara de trepada (stoss side) es el lado de la óndula de suave pendiente corriente arriba, que se extiende desde el punto del seno hasta el punto de borde.

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Cara de avalancha (slipface) es la porción más empinada de la cara de sotavento de una óndula situada entre el punto de borde y el punto de pie o base.

El sistema del fondo (bottomset) es la parte distal suavemente inclinada de la cara de sotavento de una óndula localizada entre el punto de pie y el punto del seno.

Estructura interna de las ondulitas y megaóndulas de corriente:

El principal constituyente de la estructura interna de una ondula de corriente es la laminación de la cara de avalancha, las cual pueden adquirir diferentes geometrías de acuerdo al tipo de cresta (correlacionada con la energía del flujo) y a la orientación del corte sobre el cual estoy observando la estructura.

Por ejemplo, en la siguiente figura, si observamos la estructura desde a, se ve una laminación entrecruzada tabular planar, mientras que si se la observamoa desde b, se ve una laminación paralela.

En un corte vertical paralelo a la dirección de la paleocorriente, en función de la intensidad de la corriente la geometría de la laminación de la cara de avalancha puede variar entre angular, tangencial, y sigmoidal o asintótica.

Esta variación está asociada principalmente al aumento de la proporción de clastos proyectados más allá de la cresta, que provoca mayor aporte de material en la parte inferior de la ondula (tanto en el seno como en la parte inferior de la cara de avalancha), debido a un incremento en la velocidad del flujo. Con velocidades de flujo que apenas exceden el valor para que una partícula comience su movimiento, los granos de sedimento se mueven a lo largo del lecho y son depositados en la cresta, desde donde, posteriormente, se mueven pendiente abajo bajo la fuerza de gravedad, produciendo esencialmente una cara de avalancha planar. Con un incremento en la velocidad, hay una mayor proporción de partículas que, siendo transportadas por tracción y saltación, son trasladadas por arriba de la cara de sotavento y depositadas en la base de la ondula.

a b

Proyección horizontal de la cara de barlovento

Proyección horizontal de la cara de sotavento

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Notar que en caso de la geometría tangencial y sigmoidal, el ángulo de la laminación de la cara de avalancha cerca de su base es relativamente menor que cerca del techo y puede ser utilizado como criterio de techo y base. La laminación de la cara de avalancha se adelgaza hacia arriba, muchas veces sin alcanzar la altura completa de la óndula, y cubre por completo la base de la óndula.

Excepto por el tamaño, no hay diferencia en la estructura interna de una ondulita y de una megaóndula. Según la correspondencia de la estructura interna y la forma externa de una ondulita o una megaondula, las mismas

pueden ser: Concordantes (o simples): la estructura interna de la óndula corresponde y es concordante con su forma externa.

En otras palabras, la estructura interna de una óndula está genéticamente relacionada con la forma externa de la óndula. La ondula consiste internamente de una sola unidad formada debido a la migración de la forma externa de la óndula en cuestión (la estructura interna de la ondula es como la del esquema de arriba) Discordantes (o compuestas): las óndulas no muestran la típica estructura interna descripta anteriormente, y

poseen algunas estructuras "foráneas". Aquí, la estructura interna no es concordante con la forma externa de la óndula. O sea, la forma externa de la óndula no está genéticamente relacionada con la estructura interna. Esto ocurre cuando las ondulas son creadas por retrabajo de depósitos de ondulas previas.

El concepto de coherencia e incoherencia también puede ser aplicado a ondulas de oleaje.

Desarrollo de laminación de la cara de avalancha en ondulitas y megaóndulas de corriente:

La avalancha en la cara de sotavento es resultado de la inestabilidad creada por la acumulación de granos cerca de la cresta de la ondula, los cuales venían siendo transportados como carga de lecho por la cara de barlovento. La avalancha ocurre cuando en la zona de acumulación se supera el ángulo de reposo del sedimento. Luego de producirse la avalancha hay una nueva etapa de acumulación.

En esta etapa de acumulación, se produce en la cara de sotavento la caída de granos que venían siendo transportados como carga en suspensión. Esta caída se produce debido a la disminución de la velocidad de la corriente al expandirse una vez sobrepasada la cresta (fenómeno denominado salto hidráulico). Luego esta capa será cubierta por un nuevo episodio de avalancha. El resultado es una laminación más potente formada por granos más gruesos (carga de lecho) que alterna con una laminación extremadamente delgada compuesta por granos más finos (carga en suspensión). Si no ocurre esta alternancia de procesos, no veo la laminación de la cara de avalancha. Esto puede ocurrir porque por encima de una cierta velocidad critica, la avalancha es continua (esto es lo que ocurre en general en las antidunas por ejemplo). También puede ocurrir por la falta de material fino en transporte.

En las megaóndulas solamente, si la corriente de retorno es lo suficiente fuerte (esta corriente no se produce en las

ondulitas, por su baja altura), puede originar ondulitas que se desplazan a través de la cara de sotavento, conocidas comúnmente como "ondulitas de reflujo", las cuales se mueven en dirección corriente arriba con respecto al flujo principal. A veces, cuando la relación taza de sedimentación de la carga de lecho/taza de transporte como carga de lecho es adecuada, pueden desarrollarse en forma de ondulitas ascendentes (climbing ripples).

Por último, en el caso de las megaóndulas, la alternancia de procesos necesaria para que se forme la laminación puede incluir también a las ondulitas de reflujo (backflow).

TRANSPORTE EÓLICO Y FORMAS DE LECHO:

• Limo y arcilla son transportados por suspensión• La arena fina por saltación y la arena gruesa por impacto-reptaje• Se forman óndulas eólicas, las cuales son aplanadas y asimétricas, de cresta recta, a veces bifurcada, cuya longitud de

onda depende del patrón de saltación.• El índice de óndula es mayor que en las óndulas acuosas• Si la velocidad aumenta se forma un lecho plano• Otras formas de lecho son las dunas y los draas

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• Las dunas tienen longitudes de onda de decenas a cientos de metros• Los draas tienen longitudes de onda de cientos de metros a varios km

Óndulas de adhesión (antirriplets o adhesion ripples): Constituidas por crestas de arena, irregulares, paralelas, dispuestas perpendicular a la dirección del viento. Son asimétricas, con su cara de barlovento más empinada que la de sotavento. Se originan cuando la arena es transportada por el viento sobre una superficie húmeda. Granos de arena quedan retenidos formando montículos sobre el lecho y luego por acción capilar del agua se humedecen, pudiendo estos retener otros granos. Así se producen delgadas elevaciones de arena que crecen en contra de la dirección del viento. Internamente están compuestas por láminas onduladas dispuestas una sobre otra, mostrando crestas anchas, convexas hacia arriba y senos muy angostos.

FLUJOS FLUIDOS ACUOSOS OSCILATORIOS – FORMAS DE LECHO:

Los flujos fluidos oscilatorios son aquellos en los que el sentido del flujo varía con el tiempo. En la naturaleza esto ocurre con las olas del mar.

Las olas generan un movimiento circular cerca de la superficie, pero que se va tornando cada vez más elíptico en profundidad, hasta que puede ser considerando oscilatorio.

El movimiento del agua es cada vez menos intenso con la profundidad (además de tornarse elíptico). El movimiento cesa por completo a una profundidad igual a la mitad de la longitud de onda en superficie, siendo esta la profundidad máxima de interacción del flujo oscilatorio con el fondo. Durante las tormentas las longitudes de onda son mayores, y por lo tanto aumenta la profundidad máxima de interacción con el fondo (que puede llegar a profundidades de entre 100 y 200 metros). Además, las ondulas de oleaje de aguas profundas tienden a ser más grandes que las ondulas de oleaje en aguas poco profundas. Esto se debe al hecho de que en aguas más profundas de mar abierto, las olas son más largas y consecuentemente poseen mayares diámetros orbitales, produciendo ondulas más grandes.

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La velocidad de las olas es diferente a distintas profundidades, algunas formas de calcularlas son:

Ondulas de oleaje:

Cuando este flujo oscilatorio interactúa con un lecho no cohesivo, genera ondulas de oleaje, la principal característica de estas es que tienden a ser simétricas y con crestas puntiagudas (a diferencia de las ondulas de corriente). Al ser simétricas, sólo indican la dirección de la corriente. Su geometría permite diferenciar el original de un molde, por lo cual sirven para determinar techo y base:

Además, en las ondulas de oleaje el índice de ondula es pequeño, menor a la de las ondulas de corriente. Es bastante común que una misma capa frontal suba por encima de la cresta, y también que una capa frontal continúe en

el seno. Usualmente las óndulas de oleaje son de crestas rectas (o al menos bastante regular y continuo), mostrando frecuentemente bifurcación. Tales bifurcaciones no son observables en el caso de pequeñas ondulas y megaóndulas formadas por corrientes.

Si el aporte de sedimento es muy alto pueden ser de tipo escalonado.

Las óndulas de oleaje asimétricas se producen por diferencias en la velocidad del movimiento en uno y otro sentido (pueden confundirse con óndulas de corriente, pero puedo distinguirlas por los chevrones y por las características anteriores), siendo el lado de sotavento más inclinado que el de barlovento. En estos casos hay transporte neto de agua en un determinado sentido (el de mayor velocidad).

Ondulas de oleaje, tamaño de grano, y velocidad máxima:

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Notar que, para tamaños de grano aproximadamente mayores a 0.2 mm, a mayor tamaño de grano mayor es la velocidad máxima requerida para poner en movimiento y generar óndulas de oleaje, lo contrario sucede con los tamaños de grano menores a 0.2 mm (debido a su cohesión). Además, notar que por encima de crítica velocidad máxima crítica, variable según el tamaño de grano, esta forma de lecho ya no es generada, generándose un lecho plano. Como aproximación, Las ondulas de oleaje se forman para velocidades máximas de propagación de olas mayores a 9 cm/s y desaparecen para velocidades mayores de 90 cm/s.

Las ondulas de oleaje tienden un tamaño variable, pero siempre menos de 25 cm de altura y menos de 200 cm de largo (las asimétricas menos de 100 cm). El tamaño de las ondulas y su presencia están en función de dos variables: la velocidad máxima de la ola y la granulometría. En general, las óndulas más grandes ocurren en arenas más gruesas, y las óndulas más pequeñas, en arenas más finas (para una misma velocidad máxima).

Con el incremento en la velocidad, aumenta la altura de la óndula. Sin embargo, por arriba de cierta velocidad crítica, la altura de las óndulas de ola comienza a disminuir, y su largo aumenta. Por último, a mayor velocidad, dependiendo siempre del tamaño de grano, se forma el lecho plano de oleaje.

En general, si hay suficiente arena disponible, el material de mayor tamaño de grano y de menor densidad es el que se encuentra en las crestas de las óndulas, y el material más fino y más pesado se encuentra en el seno.

El índice de ondula (L/A) puede llegar a tener valores mucho más grandes para arena fina que para arena gruesa. Las óndulas de arena fina cerca de la surf zone pueden llegar a tener valores muy altos de índice de óndula.

Movimiento del sedimento en óndulas de ola simétricas

La intensidad del movimiento del sedimento depende de la velocidad oscilatoria cerca del lecho. Esta velocidad es una función de la altura, período, largo de ola en superficie y profundidad del fluido. El movimiento del sedimento ocurre por encima de cierta velocidad crítica, que depende del tamaño de grano. El mecanismo de transporte es fundamentalmente por rolido y delizamiento (carga tractiva).

Las partículas de sedimento se mueven por tracción desde el seno adyacente hacia la cresta, y por encima de la misma, formándose una cara empinada corriente abajo (cara de sotavento o cara de avalancha) que corresponde al ángulo de reposo. Durante la corriente de reflujo subsiguiente, se establece un perfil similar en la dirección contraria.

A medida que se agrega más laminación a la cresta, ésta aumenta la altura. Este incremento de altura en las crestas es solamente relativo, ya que al mismo tiempo material del seno es continuamente removido y los senos se hacen más profundos.

EL HECHO DE QUE SE GENEREN LAMINAS FRONTALES EN UNA Y OTRA DIRECCIÓN DESDE LA CRESTA, PROVOCA QUE LA MISMA SE TORNE PUNTIAGUDA. SE GENERAN CHEVRONES (NOMBRE QUE SE LE DA A ESA FORMA DE VÉRTICE), QUE SON CARACTERÍSTICOS DE LAS ONDULAS DE OLEAJE.

Movimiento de sedimento en óndulas de ola asimétricas

Las ondulas asimétricas formadas por olas se producen debido a una diferencia en la velocidad de movimiento hacia adelante y hacia atrás. Estudios teóricos y experimentales han mostrado, para estos casos, que las partículas de agua en una ola no se mueven en una órbita cerrada, y por lo tanto existe una masa de agua resultante que se transporta en la dirección de mayor velocidad.

Por ejemplo, en las zonas costeras, La velocidad hacia adelante es mayor que la velocidad hacia atrás cerca de la costa y causa un transporte neto de sedimento hacia el continente.

Debido a que la velocidad es mayor en una dirección, más partículas son transportadas desde el seno adyacente hacia la cresta y por sobre la cresta. La cara de avalancha de la óndulas se aproxima al ángulo de reposo del sedimento, mientras que la pendiente corriente arriba es muy chata. Durante el-flujo de retorno, debido a la baja velocidad del flujo, el movimiento de las partículas es menor y está limitado mayormente a la cresta, desde donde se mueven las partículas parcialmente hacia el seno adyacente. Es decir, no hay inversión de la asimetría de la óndula (la pendiente a ambos lados de la cresta es distinta). Lentamente, las óndulas se mueven en la dirección de la velocidad mayor, la dirección de

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propagación de ola. Cada nuevo golpe produce una lámina frontal en una forma muy similar a las óndulas de corrientes unidireccionales.

Las óndulas de oleaje asimétricas muestran mucha similitud con las óndulas de crestas rectas producidas por corrientes, en poseer una cara de sotavento de fuerte inclinación y una cara de barlovento de inclinación suave.

Estructura interna de óndulas de oleaje simétricas y asimétricas:

Óndulas de oscilación simétricas: Una ondula de oleaje simétrica típica muestra una estructura interna distintiva caracterizada por laminas frontales sobreimpuestas tipo chevrón. La laminación se une en la zona central de un modo imbricado, frecuentemente traslapándose. Estas estructuras en chevrón pueden desarrollarse de muchas maneras distintas. En algunos casos la depositación en los senos de la óndula puede también producir una lámina arreglada de un modo tipo chevrón, pero abierta hacia arriba.

Óndulas de oscilación asimétricas: La estructura interna es casi idéntica a la estructura interna de óndulas de

corriente. La mayor parte del cuerpo se compone de láminas frontales inclinando en una sola dirección. Esta es una forma concordante (la estructura interna de las óndulas de ola asimétricas concuerda con su forma externa). Sin embargo, también pueden tener una estructura interna que sea discordante con la forma externa (formada por laminaciones de óndulas formadas anteriormente).

Las óndulas de ola asimétricas también pueden desarrollarse como laminación climbing, si hay suficiente cantidad de sedimento disponible en suspensión.

Las características internas más importantes que permiten calificar las óndulas de oscilación asimétricas y diferenciarlas de las de corriente son:

a) Superficie inferior de la óndula irregular. La migración de estas óndulas es la causa de que la superficie inferior de las unidades sea irregular y más bien ondulada. Por el contrario, en la laminación debido a la migración de ondulitas de corriente se observa que las superficies inferiores o son planas, que es lo más dominante, a ligeramente curvadas.

b) Las láminas frontales acaban uniéndose, tendiendo a la forma de un haz.c) Las láminas frontales presentan a veces off-shoots. Este tipo de estructura se forma cuando las láminas de la cara de

sotavento se continúan a través del valle contiguo y llegan a atacarse sobre el flanco de la cresta siguiente, prolongándose a veces hasta la parte más alta, terminando en forma de haz.

d) Las crestas de las óndulas asimétricas de ola (y óndulas simétricas de ola) muestran bifurcaciones y el perfil de las

crestas es bastante regular. Las pequeñas óndulas originadas por corrientes no muestran tales bifurcaciones y las crestas rectas no son tan regulares.

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FLUJOS FLUIDOS ACUOSOS COMBINADOS (OSCILATORIOS + DIRECCIONALES)

Se producen durante las tormentas por acción combinada del oleaje (flujo oscilatorio) y de corrientes (flujo unidireccional).

Se forman colinas (humocks) y depresiones (swales). Las colinas poseen simetría radial, y la estratificación interna generada se denomina estratificación humocky, que también posee simetría radial.

Notar que en esta figura el evento de la tormenta es muy claro, pues las colinas y las depresiones están entre capas de fango (que reflejan un ambiente normalmente muy tranquilo).

FLUJOS GRAVITATORIOS

Existen tres procesos posibles de movimiento de sedimento debido a la acción de la gravedad, los cuales son muy importantes en el movimiento de sedimentos gruesos, que en forma general llevan el nombre de movimientos de remoción en masa. Estos son:

• Asentamientos (slumps) y deslizamientos (slides) : Son los procesos gravitacionales más abundantes inducidos por sismos. Se originan sobre pendientes abruptas, aproximadamente 40°, y los depósitos típicamente descansan dentro de unas decenas de metros más allá de las bases de la pendiente de la cual se originaron. Son de carácter rápido y repentino, siendo los más catastróficos de todos. El sedimento presenta deformación interna relativamente baja y movimiento a lo largo de superficies de rotura discretas (superficies de debilidad preexistentes de la unidad de roca). En los asentamientos la superficie de rotura es curva, mientras que en los deslizamientos la superficie de rotura es relativamente recta y masomenos paralela a la superficie topográfica.

• Caídas de rocas (rockfalls) en taludes - Derrumbes: Son extensas masas de rocas altamente disgregadas, comúnmente mezcladas con tierra, que viajan excepcionalmente largas distancias a altas velocidades, debido a la acción de la gravedad. En general están inducidos por sismos.

• Flujos gravitatorios de sedimento (F.G.S): Los flujos gravitatorios son flujos con una fase fluida continua (estrictamente no siempre es fluida, esto ocurre cuando presenta mucha cantidad de arcilla) entre los castos (fase dispersa), donde el movimiento del sedimento ocurre por la acción de la gravedad. El papel del fluido es disminuir la

Índices (para ondulas en general, subácueas unidireccionales, bidireccionales y subaéreas:

El índice de simetría (symmetry index) se define como la relación de la proyección horizontal de las dos caras que componen la óndula.El índice de la óndula (ripple index) es la relación existente entre la longitud y la altura (L / H). Este índice permite interpretar cual fue el agente responsable de la formación de una óndula, así, si la relación λ/a > 14 se dice que la óndula es de origen eólico, y si λ/a < 5 se la interpreta como ácuea. Ver bien si estos índices se condicen con lo escrito en otras partes. Sino cambiarlo.Las óndulas normalmente ocurren en grupos llamados trenes de óndulas. Con tren de ondulas nos referimos a la ocurrencia repetitiva a lo largo del lecho de un determinado tipo de óndula.

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fricción interna entre los clastos, en el caso de los flujos granulares, o directamente actuar como soporte de los mismos, siendo el caso flujos licuados, flujos de detritos, corrientes de turbidez.

Depósitos gravitatorios o de remoción en masa, cada proceso gravitatorio tiene su depósito característico:

Los flujos gravitatorios de sedimento se diferencian de los deslizamientos, asentamientos y de los derrumbes principalmente por el grado de deformación interna, la cual es máxima en los F.G.S, intermedia en los derrumbes y mínima en los deslizamientos y asentamientos.

Por otra parte los F.G.S. se distinguen de los flujos gravitatorios fluidos (corrientes fluviales por ejemplo) por la importancia relativa que tiene el sedimento al conducir el flujo. En los F.G.S, el sedimento es transportado bajo la influencia de la gravedad y el movimiento de sedimento acarrea al fluido intersticial (la única excepción a esto son las corrientes de turbidez, que estrictamente son flujos gravitatorios fluidos, ver bien esto), esto los diferencia de los flujos gravitacionales de fluido tales como ríos, donde el fluido se mueve corriente abajo por gravedad y este mueve al sedimento.

Clasificación de los flujos gravitatorios de sedimento:

Middleton y Hampton (1976) clasificaron los flujos gravitatorios de sedimento en base a como es sostenido el sedimento en el flujo (mecanismo de soporte de grano):

1) Flujos licuados: el sedimento se sostiene por el flujo del fluido poral, que escapa de entre los granos a medida que estos se movilizan por gravedad. Este mecanismo de soporte recibe el nombre de “licuefacción”.

2) flujos granulares: el sedimento se sostiene por interacciones directas (colisiones) entre los granos. Este mecanismo de soporte recibe el nombre de “presión dispersiva”. Los flujos granulares son flujos hiperconcentrados no cohesivos.

3) Flujos de detritos: los granos más gruesos del sedimento se sostienen por una matriz, que consiste en una mezcla de sedimento fino y agua. Esta matriz es la fase continua de este tipo de flujos, y se trata de una dispersión no fluida. Este mecanismo de soporte recibe el nombre de “Resistencia de la matriz”. Los flujos de detritos son flujos hiperconcentrados cohesivos.

4) Corrientes de turbidez: el sedimento se sostiene principalmente por la componente vertical de la turbulencia del fluido. El mecanismo de soporte en este caso es la turbulencia. Las corrientes de turbidez son flujos fluidos (dispersiones diluidas), pues la misma fase fluida arrastra el sedimento por gravedad.

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Flujos Granulares

Son flujos hiperconcentrados no cohesivos. El hecho de no ser cohesivos implica que presentan un bajo contenido de material fino. Se trata de un fluido no newtoniano.

Los flujos granulares son el resultado del contacto entre los granos (Bagnold, 1954). Se produce cuando un depósito no cohesivo de granos es sometido a un esfuerzo de cizalla (componente tangencial de la gravedad), la interacción entre los granos produce esfuerzos normales al esfuerzo de cizalla, que tienden a dispersar el sedimento y así permitir su movimiento (se evita su asentamiento). Este esfuerzo se llama “presión dispersiva”.

Γ / P = tg α

Donde Γ es el esfuerzo de ciza, P es la presión dispersiva y α el ángulo de fricción interna. Notar que ambos esfuerzos representan las 2 componentes de la fuerza de gravedad, cuando el ángulo de fricción interna es superado se produce el flujo granular. Ejemplo de flujo granular son las avalanchas. Se requieren pendientes muy altas, (alrededor de 30°), para vencer el ángulo de reposo del sedimento. En combinación con otros mecanismos, sismos por ejemplo, puede producir movimientos con pendientes mucho menores.

Los flujos granulares producen estructuras sedimentarias tales como: Granos de gran tamaño en una matriz arenosa (hay poco cantidad de material fino o el mismo esta prácticamente

ausente) Capas masivas (sin estructura interna), con contactos netos. Escasez de marcas de base. Ausencia de estructuras de corriente tractivas. Gradación inversa (clasto sostén). Los granos más gruesos tienden a desplazarse desde la zona inferior (mayor

cizalla y mayor presión dispersiva), hacia la zona superior (menor cizalla y menor presión dispersiva). Además, se suma el proceso de tamizado dinámico, el material más fino cae entre los clastos más gruesos en movimiento.

Flujos de detritos

Son flujos hiperconcentrados cohesivos, que son aquellos con concentraciones de material fino relativamente altas. Este material adquiere resistencia (strength). Es decir no hay deformación hasta un valor crítico de esfuerzo de cizalla. No son fluidos propiamente dichos.

Si una vez sobrepasado el umbral, la viscosidad es constante, el material recibe el nombre de plástico Bingham. Si no, es una substancia tixotrópica (Comúnmente la viscosidad disminuye al aumentar el esfuerzo de cizalla, ver pendiente del grafico). Entonces, los flujos de detritos son los flujos que poseen resistencia a fluir, son cohesivos, comportándose como un plástico bingham o como una sustancia tixotrópica.

El esfuerzo de cizalla producido por la gravedad se incrementa desde el techo hacia la base del flujo, en donde es

máximo:

Γo = (δ + Δδ) g D α

δ = densidad del fluidoΔδ = agregado por la mezcla con el sedimentog = gravedad. Si el flujo es subácueo g es reemplazado por g’ = Δδ/δ g, teniendo en cuenta el efecto de flotación que

produce el agua.

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D = espesor del flujoα = pendiente.

Debido al aumento del esfuerzo de cizalla hacia la parte inferior, el material más grueso tiende a ser transportado hacia arriba, aunque debido a la resistencia de la matriz ese movimiento se dificulta.

Los flujos de detritos subácueos pueden incorporar agua y diluirse, transformándose en corrientes de turbidez. Por erosión puede formarse una coraza de bloques en su frente y parte superior, ya que el material más fino en esta zona es retirado por el agua.

Rasgos generales:- estructura caótica- depósito basal más fino en la base (fango-arena).- Textura matriz-sostén.- Proyección de clastos.- Muy mala selección.

Los flujos de detritos subaéreos son comunes en zonas áridas y semiáridas por el humedecimiento de masas de detritos durante lluvias torrenciales. Están compuestos por material mal seleccionado, con un contenido de agua de hasta el 40%. El flujo en ellos es de tipo laminar, con velocidades máximas de hasta 3 m/s y fluyen con pendientes tan bajas como 1°.

Lahar: flujo de detritos de material volcánico.

Corrientes de turbidez

Las corrientes de turbidez son dispersiones (mezclas de sedimento y agua) diluidas, de densidad mayor que el medio externo, que se mueven por acción de la gravedad. No presentan una gran carga de sedimento (en comparación a los otros FGS), siendo ésta menor al 50%. Debido a esta razón, se trata de un flujo fluido.

La mayor densidad se debe principalmente a la carga de sedimento, que es transportado en suspensión por la turbulencia (mecanismo de sostén) del flujo, pero también puede deberse a la salinidad, temperatura y/o composición. Son hidrodinámicamente estables (se mezclan poco con el fluido del medio externo). Son autosuspendidos, pues a medida que avanzan y aceleran (presentan velocidades promedio que rondan los 20 m/s), van erosionando e incorporando material al flujo, aumentando su densidad y también su inercia, permitiendo que puedan viajar varios cientos de kilómetros.

Son flujos diferenciados internamente en cabeza-cuerpo-cola. La parte más erosiva es la cabeza, allí se encuentra el material más grueso. En la cola quedan los materiales más finos en suspensión. Cuando el flujo va frenando, por disminución de la pendiente, primero va depositando lo más grueso (cabeza) y luego, a medida que disminuye el régimen de flujo, lo más fino (cola). Son flujos esporádicos y recurrentes, la secuencia de depositación generada es granodecreciente y con algunas estructuras sedimentarias características. A esta secuencia se la conoce como turbidita o serie de Bowma.

Notar que la serie de Bowma no solo se caracteriza por ser granodecreciente, sino también por presentar estructuras sedimentarias características, correspondientes al gradual decrecimiento en el régimen de flujo y por ende a la generación de distintas formas de lecho, las cuales son las que terminan generando dichas estructuras.

Una turbidita presenta una gran extensión lateral y debido a que el material fino es transportado más lejos respecto al

material grueso, a lo largo de su recorrido en dirección y sentido de la corriente el espesor del material grueso disminuye, y el del material fino aumenta.

se repite esta secuencia

La decantación de material fino, que era transportado en suspensión, corresponde a una velocidad de flujo prácticamente nula.

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Muchas veces en la capa inferior de una turbidita pueden observarse intraclastos de pelita (clastos propios de la misma cuenca), provenientes de la erosión de la capa superior de una turbidita anterior.

Las turbiditas pueden generar marcas de base cuando el sustrato es fangoso (como en general ocurre). Son producto de la turbulencia en la capa cohesiva de pelita, y se denominan turboglifos. Presenta un perfil asimétrico indicando el sentido de la paleocorriente. Se preservan como protuberancias asimétricas en la base de areniscas, o como depresiones asimétricas en el techo de las pelitas.

La mayoría de las corrientes de turbidez parecen originarse en cañones submarinos, pero una vez que llegan a las regiones distales de los abanicos submarinos, en el piso de las cuencas, aparentemente se dispersan lateralmente y forman las planicies abisales.

Turbiditas arenosas: las turbiditas arenosas presentan alto contenido en arena y bajo en fango. Si bien el mecanismo de sostén principal es la turbulencia, también en este caso es importante la presión dispersiva. En estas turbiditas, como característica, se observa gradación inversa. Carpeta de tracción? Suspensión?

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Flujos de Sedimentos Licuados

La licuefacción de un sedimento consiste en la súbita pérdida de cohesión de un sedimento poco consolidado. Los granos pierden temporariamente el contacto entre ellos y quedan sostenidos por el flujo del fluido poral, que migra entre los granos, permitiendo que estos se movilicen por gravedad.

Esto suele suceder cuando algún mecanismo detonante (un sismo por ejemplo) desestabiliza sedimentos poco consolidados con fluidos porales sobrepresionados (en general arena). Por ende es un tipo de flujo que típicamente ocurre en profundidad. El mecanismo detonante provoca la migración de los fluidos porales y por ende la pérdida de contacto entre los clastos. El contacto entre los granos se restituye cuando el fluido poral en exceso migra totalmente.

La fluidificación como mecanismo de transporte tiene el problema de que la presión de los poros se disipa muy rápidamente pero su importancia estriba en su ocurrencia combinada con otros mecanismos de soporte (no son comunes los flujos puros de licuefacción). La masa licuada puede fluir en pendientes tan bajas como 3°, aunque por corto tiempo.

Las estructuras sedimentarias características de la licuefacción son:- plato (dish) y pilar (pillars). Laminación deformada por la pérdida del fluido poral.- Deformación de los estratos- inyección de diques y filones clásticos (intrusiones de sedimento por alivios de presión).

Transporte del Sedimento por el Hielo Glaciar

Existen dos tipos de glaciares, de base seca y de base húmeda. Los glaciares de base húmeda son aquellos en los cuales en la base hay una delgada capa de agua, que permite que el hielo se desplace sobre la misma como un todo (patinaje basal), además de haber desplazamiento por deformación interna. La fusión de hielo en la base está favorecida por altas temperaturas (temperaturas relativamente cálidas) y por el aumento del espesor del glaciar (aumento de la presión en la base). Los glaciares de base seca son aquellos en los que no hay agua en la base, y la base del glaciar se encuentra adosada a la roca. En este caso el desplazamiento del glaciar se da únicamente por deformación interna. En los glaciares de base húmeda el depósito puede encontrarse a lo largo de todo el valle glaciar, mientras que en los glaciares de base seca el depósito se produce solamente en la zona de abrasión, donde el hielo se funde.

La deformación del hielo, en ambos casos, es mayor en la zona central y disminuye hacia afuera. En la parte superior tienden a formarse grietas. El sedimento depositado por el glaciar característicamente está muy mal seleccionado.

Principales grupos de rocas sedimentarias:

• Silicoclásticas: conglomerados-brechas, areniscas, pelitas• Volcaniclásticas: tobas, ignimbritas• Biogénicas, bioquímicas y orgánicas: calizas, chert, carbón, fosforitas, pelitas oleosas

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• Químicas: evaporitas, Fe-sedimentario?EVAPORITAS

Las evaporitas son rocas formadas por la evaporación de aguas salinas (salmuera). Se pueden acumular en ambientes marinos, marinos marginales y continentales. Para que se formen las evaporitas es necesario que el ritmo de evaporación exceda al de aporte de aguas, su existencia señala entonces un clima seco, donde la humedad es relativamente baja, la evaporación excede a las precipitaciones, y en general las temperaturas son elevadas. La temperatura, estando siempre dentro de un clima seco, influye en la velocidad de acumulación, a mayor temperatura mayor es la misma.

La mayoría de los depósitos antiguos de mayor desarrollo se han formado en cuencas marinas y marina marginales. Estos constituyen depósitos muy importantes, que alcanzan una extensión regional del orden de los cientos de km y varias centenas de metros de espesor. La mayor parte son de edad fanerozoica, si bien existen algunos depósitos del precámbrico. En la actualidad no hay precipitación importante de evaporitas marinas en relación a otras épocas del planeta (por ello el principio de actualismo no es aplicable a estas rocas).

Las evaporitas continentales se producen en una variedad de ambientes, los más importantes son áreas de interduna e interdraas en desiertos, lagos continentales de agua salada, playas o cuencas endorreicas asociadas a sales fluviales y lacustres. Las evaporitas continentales son de menor importancia en cuanto a las dimensiones de los depósitos generados (extensión local) y están compuestas por una variedad de minerales, además de yeso, anhidrita y halita, que no son hallados en las evaporitas marinas (trona, thenardita, mirabilita, glauberita, epsomita, bórax). La halita, sin embargo, es por lejos la evaporita continental más común.

Una cuenca endorreica es un área en la que el agua no tiene salida fluvial hacia el mar. Cualquier lluvia o precipitación que caiga en una cuenca endorreica permanece allí, abandonando el sistema únicamente por infiltración o evaporación, lo cual contribuye a la concentración de sales. En las cuencas endorreicas en las que la evaporación es mayor que la alimentación, los lagos salados han desaparecido y se forman salares.

Evaporitas marinas:

La salinidad media del agua del mar es del orden de 3.5%, valor que es relativamente homogéneo en términos de grandes océanos. Este valor se hace mayor es determinados casos, alcanzando valores de incluso el 30%. El contenido medio en sales de los mares es del siguiente orden:

Ión Concentración (ppm)

Cl- 19.010 

Na+ 10.800 

(SO4)2- 2.717 

Mg2+ 1.296 

Ca2+ 413 

K+  407 

(HCO3)- 137 

Los componentes más importantes son Cl-, Na+, SO42-, Mg2+, y de menor importancia Ca, K y Br.   AL ALCANZARSE, POR EVAPORACIÓN, EL NIVEL DE SATURACIÓN EN LAS SALES CORRESPONDIENTES, SE

PRODUCE LA PRECIPITACIÓN DEL MINERAL QUE FORMA ESE COMPUESTO. La siguiente tabla muestra los minerales de origen evaporítico marino y sus iones componentes:

Es común que las precipitaciones se den en forma sucesiva, es decir, que las sales vayan precipitando en orden decreciente de solubilidad. Primero precipitan las sales menos solubles, y luego las mas solubles. El orden es el siguente:

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Calcita (aunque se produce muy baja cantidad de la misma, si es que se produce, debido a la baja concentración de HCO3

- disuelto)Sulfato de calcio (yeso o anhidrita)HalitaSales de potasio y magnesio (silvita, carnalita, polihalita, kieserita). Notar que la kieserita si bien está compuesta por Mg

y SO4 (ambos muy abundantes), es una de las mas solubles, por eso no está dentro de las evaporitas más abundantes (ciclo evaporítico incompleto).

El yeso (CaSO42H2O), la anhidrita (CaSO4), y la halita (NaCl) son los minerales más abundantes de las evaporitas marinas. De gran importancia económica por las sales de Na, K (fertilizantes), yeso (construcción), Li, B para la industria. También son importantes por su acción como sello en reservorios de hidrocarburos y por la formación de diapiros (forman trampas). Entre los sulfatos, el yeso es la especie mineral más común, aunque la anhidrita se hace mucho más abundante en profundidad, debido a la deshidratación del yeso.

Condiciones de precipitación de las evaporitas marinas más comunes:

Primera columna: concentración media en el agua de mar.Segunda columna: volumen de agua remanente necesario para que haya concentración máxima (si inicialmente la

concentración corresponde a la concentración media en el agua de mar –primera columna-).Tercera columna: Concentración máxima (estado saturado).Cuarta columna: Espesor de agua que debe ser evaporado para que se forme 1 metro de sal (tener en cuenta que a mayor

concentración media en el agua de mar, mayor espesor se forma).

Si se evapora a seco una columna de agua de mar de 1000 m de profundidad producirá sólo 0.75 m de yeso y unos 13,7 m de halita. Sin embargo existen secuencias con gran espesor de evaporitas, cercanas a los 1000 m de espesor, debido al carácter recurrente del proceso. Además, es común que haya grandes espesores de yeso y anhidrita respecto a los otros minerales, lo que refleja la existencia de un ciclo evaporítico incompleto por reflujo de las aguas marinas. En otras palabras, los minerales mas solubles no tienden a formarse o lo hacen en baja cantidad debido a que el ciclo evaporítico no llega a completarse.

PARA QUE SE PUEDA PRODUCIR LA CONCENTRACIÓN DE LAS SALES QUE LLEVE A LA SATURACIÓN DE UN CUERPO DE AGUA MARINO, LA EVAPORACIÓN DEL AGUA EN EL MISMO DEBE EXCEDER A LA RENOVACIÓN DE LA MISMA, YA SEA POR PRECIPITACIONES O POR COMUNICACIÓN CON EL OCÉANO ABIERTO. ESTO SE PRODUCE PRINCIPALMENTE EN TRES AMBIENTES:

Ambiente marino: El único ejemplo actual es el mar muerto, aunque existen diversos modelos teóricos destinados a explicar el desarrollo de las evaporitas marinas en el pasado geológico. Se trata de cuencas marinas aisladas, total o parcialmente, del océano por la existencia de un umbral geológico. El mar muerto, por ejemplo, paso por varias etapas de conexión y desconexión marina. En el Mioceno tardío (Messiniano) se produjo la sedimentación de una capa de evaporitas en el mar Mediterráneo, a grandes profundidades, porque éste quedó aislado del Océano Atlántico y prácticamente llegó a secarse.

Ambiente marino marginal: Con aguas someras, pero permanentes, y con circulación restringida. El componente más común de estos ambientes es el yeso y en menor medida la anhidrita. A veces se produce la precipitación de halita. Se conocen dos situaciones:

Albuferas o lagos costeros: existe un brazo de mar individualizado del mismo por una barrera (de arena, de corales, etc) que permite ocasionalmente el paso del agua, pero la aísla durante largos periodos de tiempo. En estas condiciones, y bajo una fuerte insolación, el agua se evapora, aumentando progresivamente la concentración en sales, hasta que durante una tormenta o una pleamar especialmente intensa vuelve a introducir agua de mar en la cuenca, reiniciando el proceso (esto permite que los depósitos evaporíticos logren grandes espesores). Es decir en este caso el proceso es recurrente. Se los identifica en regiones costeras de Australia, del mediterráneo, del mar negro y del mar rojo.

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Golfos o bahías cerrados: solo vinculados al océano abierto por canales estrechos. El ejemplo más emblemático es el de Golfo de Kara Bogaz en el Mar Caspio.

Origen de las sales en el agua de mar (no importa tanto, solo el hecho de que el mayor aporte es fluvial):

En los comienzos de la Tierra, vapor de agua y otra serie de gases primarios fueron expulsados paulatinamente desde el interior de ésta, reaccionando con la corteza caliente, disgregándola y solubilizándola parcialmente. El agua líquida, junto con los productos solubles y particulados resultantes, fueron transportados a las zonas bajas de la tierra formando, primero lagos, luego mares y finalmente los océanos. Algunos de estos productos se depositaron sobre el piso marino y otros permanecieron disueltos como sales marinas.

En la actualidad, el transporte de sales al océano ocurre a través de erupciones volcánicas, actividad hidrotermal en las cordilleras submarinas o dorsales y principalmente por la descarga de los ríos.

La mayoría de los aniones en el agua de mar, tales como el cloruro (Cl-) y sulfato (SO2-4), derivan de gases volcánicos liberados durante el enfriamiento del magma. Además del cloro como ácido clorhídrico (HCl) y azufre como ácido sulfúrico (H2S), significativas cantidades de carbono, nitrógeno y oxígeno son descargados en la forma de anhídrido carbónico (CO2), nitrógeno molecular (N2) y agua (H2O), respectivamente. La mayoría del cloro que ha sido emitido por la Tierra permanece en el océano, en contraste la mayoría del carbono y del azufre ha sido depositado en los sedimentos. Por su parte, la mayoría de los cationes en el agua de mar, tales como el sodio (Na+), calcio (Ca2+) o magnesio (Mg2+), proviene de la erosión producida por la lluvia levemente ácida, debido a la disolución del anhídrido carbónico en agua para formar ácido carbónico, sobre las rocas ígneas continentales.

La actividad hidrotermal en las dorsales submarinas también es una fuente de cationes y parece ser una significativa fuente de calcio disuelto (Ca2+), potasio (K+) y sílice disuelta, los cuales son solubilizados del magma y del basalto durante las reacciones químicas en las fisuras de la corteza.

Los ríos son el principal medio de transporte de productos solubles (sales) generados durante la erosión de rocas continentales. La cantidad y naturaleza de los productos de la erosión dependen del clima, la topografía y la composición química de la roca madre. Por lo tanto, la composición química de las aguas de ríos es espacial y temporalmente variable, aunque en general aportan abundantes cantidades de Ca2+, HCO3 (bicarbonato), Br y H4SiO4 (acido silícico).

Debido a que parte del agua de río que llega al océano es removida por evaporación, todos los iones disueltos ingresados al océano permanecen en el agua de mar. Sin embargo, la composición química del agua de mar no es sólo el resultado de la evaporación del agua de río que llegó al mar, ya que todos los elementos son removidos desde el océano, por diferentes procesos y proporciones. Por ejemplo, el calcio, el bicarbonato y la silice son utilizados por organismos para la formación de sus esqueletos. El cloro y el sodio son los elementos menos removidos.

Depósitos evaporíticos marinos, características:

Son depósitos cíclicos que suelen asociarse con calizas y margas. En los depósitos muy potentes los ciclos se inician con yeso-anhidrita, continúan con halita y luego con cloruros de Mg y K (orden de solubilidad inverso). Los depósitos evaporíticos presentan las tasas de acumulación insólitamente altas (entre 10 y 100 m cada 1000 años para la halita y entre 10 y 40 m cada 1000 años para el yeso). Tasas casi instantáneas desde el punto de vista geológico que permiten rellenar cuencas de cientos de metros de profundidad en períodos de 100 o 200 mil años.

Origen de las evaporitas marinas:

a) Por precipitación subácuea : Se produce en albuferas (lagunas costeras), golfos, y cuencas marinas aisladas total o parcialmente del océano (como el mar muerto), en donde la circulación de agua marina es restringida o incluso anulada totalmente. En este caso hay precipitación subácuea. Los cristales tienden a nuclearse cerca de la superficie, y a crecer en el fondo. Las evaporitas precipitadas subácueamente tienen formas cristalinas distintivas, texturas y rasgos laminares.

b) Por precipitación subaérea: Origen de la salmuera en los poros del sedimento en pantanos salinos costeros (sabkhas). Los sabkhas se producen en planicies fangosas adyacentes a aguas marinas con altas concentraciones de sales, son comunes en el golfo de arabia (yeso-anhidrita).

En este caso hay precipitación subaérea. La nucleación y el crecimiento de los cristales se produce dentro del sedimento, en la zona vadosa y freática superior. Al subir el agua de mar a través de una pendiente poco inclinada, el espacio poral es ocupado por la misma. Al bajar el nivel del mar y quedar expuesto el sedimento, se satura el agua de los poros debido a la evaporación. Allí se produce la precipitación en forma de nódulos.

Zona vadosa: zona en donde el espacio poral está ocupado por aire.Zona freática: zona en donde el espacio poral está ocupado por agua y aire.

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Geometría de los depósitos evaporíticos subácueos:

En forma de lágrima, se originan en cuencas marinas con circulación restringida y conexión permanente con el océano abierto, muestra a la sal más soluble en la parte más lejana a la entrada de la cuenca, que puede ser halita o sales de potasio. Además presenta carbonatos localizados cerca de la barrera y yeso precipitado en la parte central.

En contraste, la geometría del depósito denominado ojo de toro, muestra a la sal más soluble en el centro de la cuenca y se genera por estar ésta última totalmente encerrada, sin conexión con el mar.

Minerales y rocas de sulfato de calcio

Los dos minerales de sulfato de calcio más comunes son el yeso y la anhidrita, que poseen estructuras y texturas características y son susceptibles a ser reemplazados, recristalizados y disueltos.

En los sabkhas (precipitación subaérea) precipita casi siempre yeso (clima no muy árido). Este suele mostrar crecimiento desplazante dentro de depósitos más antiguos de tipo detrítico o carbonático.

La formación de anhidrita requiere un clima árido con altas temperaturas medias anuales, en este caso se forma anhidrita de tipo nodular (estructura chickenwire). En áreas marginales del sabkha, es común que se lleve a cabo la hidratación de la anhidrita formada previamente, formándose la textura enterolítica. Esta estructura consiste en el replegamiento interno de láminas de yeso como resultado de la hidratación de la anhidrita, con el consecuente aumento de volumen.

Por precipitación subácuea se lleva a cabo la formación de yeso, en forma de pequeños cristales (10 a 100 μm) con forma de fibrosa, cristales maclados y con forma de palmas (pasto en el fondo). Estos pequeños cristales tienden a formar láminas de yeso, que pueden alternar con láminas de diferente composición, como calcita, calcita rica en materia orgánica o materia orgánica (margas, pelitas, etc.). Pueden ser anuales.

El yeso se convierte en anhidrita durante la diagénesis con una reducción en un 38% en el volumen de sólidos, a profundidades de entre 300 y 3000 m dependiendo de la temperatura y de la composición de las soluciones.

El volumen de anhidrita + agua es mayor que el volumen equivalente de yeso. La transformación de yeso a anhidrita puede producir presiones porales anormalmante altas, que alcancen a la presión litostática, si la permeabilidad no es suficiente para disipar las presiones de fluidos. Esto posibilita que se desarrollen con facilidad estructuras de flujo (diapiros etc.) e incluso que se desarrollen corrimientos.

Notar como el grado de solubilidad de las sales aumenta a medida que nos alejamos de la entrada de la cuenca (vista en planta).

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Cuando el fluido es expulsado por compactación, el espesor final se habrá reducido cerca de un 38% con respecto al original y la anhidrita todavía seguirá compactándose hasta llegar finalmente a una porosidad prácticamente nula.

La anhidrita se reconvierte a yeso antes de ser expuesta nuevamente a la superficie. Las profundidades a las que esto ocurre dependen de factores locales como las precipitaciones o la cantidad de agua circulante en el subsuelo. En estos casos se observa la formación de venas de yeso secundario paralelos y subparalelos a la estratificación con crecimiento desplazante.

Durante la diagénesis la disolución del yeso o anhidrita son fenómenos comunes, especialmente por efecto de las aguas freáticas. Esto puede llegar a producir brechas de colapso e inclusive la disolución total de los sulfatos. En la Argentina existen importantes formaciones de yeso (las formaciones Auquilco y Huitrin) del Jurásico superior y Cretácico medio respectivamente. Alcanza espesores de 200 y 45 m respectivamente. En subsuelo aparecen espesores grandes (300 m de halita y miles de metros de facies mixtas) en la subcuenca de Olmedo, Terciario inferior de la cuenca del noreste. En la Puna se extrae Li y B de evaporitas Terciarias asociadas con volcanismo activo.

Sal de roca y evaporitas más solubles

En el registro geológico se han observado perfiles de halita de hasta 1000 m de espesor con cantidades subordinadas de yeso o anhidrita, a veces dispuestas en forma de láminas o capas guía dentro de la sal.

La restricción de los cuerpos de agua para la formación de halita debe ser aún mayor que para los sulfatos, aunque la formación de grandes espesores requiere el aporte continuo de más agua de mar a los cuerpos en evaporación. En la actualidad no han sido observados grandes cuerpos de agua en estado de precipitar halita, aunque este mineral se forma en playas de ambiente desértico.

La mayoría de los depósitos de NaCl son derivados de la evaporación del agua de mar, que por supuesto contiene una enorme reserva de NaCl. El NaCl también puede ser concentrado por el agua continental. La halita puede crecer en la zona vadosa y suele presentar crecimiento desplazante. Cuando precipita en forma subácuea, presenta laminación paralela, con colores que cambian por contenidos

variables de arcilla. Cuando el volumen de agua llega a un valor equivalente a 1/20 del volumen original, pueden precipitar polihalita

Ca2K2Mg(SO4)4.2H2O. En general los últimos estadíos de la evaporación son muy complejos. El tipo de minerales que se producen depende de si los cristales formados con anterioridad han sido removidos de la superficie y no pueden entrar en contacto con los fluidos residuales. Los minerales más comunes de sulfatos y cloruros solubles son por ejemplo la silvita, la carnalita y la kainita. También precipitan boratos.

En la precipitación de halita en las cuencas modernas se reconocen tres etapas en el ciclo de la cuenca salina:- inundación,- concentración por evaporación,- desecación.

DEPOSITOS DE HIERRO SEDIMENTARIO Y FORMACIONES FERRÍFERAS

Son depósitos sedimentarios que poseen más de un 15% de Fe (o sea más de 21,4% de Fe2O3 o 19,3% de FeO). Estos

contenidos son muy superiores a los normales para las rocas sedimentarias más comunes (pelitas, areniscas o carbonatos), que oscilan entre 3% y 8%. Son rocas de gran interés económico, siendo la fuente principal para la extracción de hierro.

En las sedimentitas ferruginosas el hierro puede encontrarse en estado bivalente (ferroso) o trivalente (férrico). Los depósitos pueden formarse en ambientes continentales, mixtos y marinos. No obstante, la mayor parte de las

sedimentitas ferruginosas de importancia se han acumulado en ambientes marinos.

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Las formaciones ferríferas aparecen en el registro precámbrico (Depósitos de Hierro Bandeado, muy importantes, sobre todo la formación “Tipo lago superior”) y fanerozoico (de menor espesor y extensión, y comúnmente oolíticos). No obstante, la interpretación sobre el origen de estas rocas es bastante problemático porque se carece de buenos ejemplos actuales que sirvan de modelo o comparación. En otras palabras, no se puede utilizar el principio de actualismo.

En la actualidad se forma el hierro de los pantanos, en pantanos en latitudes medias y altas (zonas de poca oxigenación). También se forman nódulos de hiero y manganeso en los fondos oceánicos. También en ambiente volcánico exhalativo por reemplazo de ooides vítreos. Ninguno de estos orígenes es se corresponde con el del hierro sedimentario del registro sedimentario.

Fuente y transporte del hierro

Hay dos fuentes principales de hierro:- la meteorización química (reacciones de oxido reducción) en los continentes: actualmente es la fuente principal. Está

favorecida en climas húmedos y tropicales. Provoca la liberación del hierro de silicatos, óxidos y otros minerales ferrosos, que luego es transportado en el agua o concentrado en suelos (luego erosionados), en forma férrica. Finalmente llega al océano.

- el vulcanismo: De mayor importancia sólo en el Precámbrico inferior –Arqueano-, donde hibo un gran aporte de hierro en los océanos por parte de soluciones hidrotermales. Actualmente no es importante.

-

El agua dulce contiene aprox 1 ppm de hierro y el agua de mar sólo 0.003 ppm, debido a que la precipitación se produce en gran medida en la segunda.

Una suspensión coloidal es la formación de diminutas partículas de una determinada sustancia (en este caso hidróxido férrico). Sería como un paso intermedio entre una solución y una suspensión. Las partículas son tan pequeñas que no pueden sedimentarse, su precipitación requiere de la coagulación entre partículas y de la formación de una suspensión propiamente dicha.

LA CONCENTRACIÓN DE LOS COMPUESTOS DE HIERRO EN AMBIENTE MARINO ESTÁ FAVORECIDA POR: EVENTOS DE CONDENSACIÓN Y/O TRANSGRESIVOS (AUMENTO DEL NIVEL DEL MAR) Y ESCASO APORTE DE MATERIALES SILICOCLÁSTICOS Y CARBONÁTICOS (“DILUYEN” EL MATERIAL

FERRUGINOSO).

Los altos contenidos de hierro en la formación principal, tipo “lago superior”, de los depósitos de hierro bandeado, no se pueden explicar simplemente por excesiva meteorización química, que permita un proceso similar al actual pero más importante. Sino que:

Por otro lado, la formación Tipo Algoma, de mucha menor importancia respecto a la anterior, se vincula con una excesiva actividad volcánica durante el Arqueano.

Formación de los principales minerales de Hierro

La formación y estabilidad en agua de cada uno de los compuestos del hierro, sean solubles o insolubles, depende del Eh (una medida de lo oxidante que es el medio), del pH (una medida de la acidez del medio), y de la concentración de carbonato y sulfuro.

Los productos de meteorización (hidróxidos férricos) son insolubles por lo que su transporte se efectúa como suspensiones coloidales (su acumulación en ambiente marino puede hacerse por floculación de estos coloides). También pueden ser transportados por arcillas, como parte de sus estructuras o como pátinas de óxidos sobre sus partículas. También pueden viajar como componentes adsorbidos en materia orgánica.UNA VEZ QUE SE DEPOSITA EN EL FONDO MARINO EL HIDRÓXIDO FÉRRICO (POR COAGULACIÓN), LA MATERIA ORGÁNICA Y LA ARCILLA (AMBAS RICAS EN HIERRO), EL HIERRO ES LIBERADO Y PASA A LAS AGUAS PORALES EN FORMA DE FE2+ (FERROSO), DEBIDO A QUE LAS CONDICIONES EN PROFUNDIDAD TIENDEN A SER ANÓXICAS (AMBIENTE REDUCTOR). POR ÚLTIMO REPRECIPITA PARA FORMAR MINERALES DE

Actualmente

SU ORIGEN SE VINCULA CON LA EXISTENCIA PREVIA DE UNA ATMÓSFERA CON POBRE OXIGENACIÓN Y ALTO CONTENIDO DE CO2, QUE IMPLICABA MUCHA MAYOR CONCENTRACION DE FE 2+ EN SOLUCIÓN, Y A LA POSTERIOR “GRAN OXIDACIÓN”, DEBIDO A LA APARICIÓN DE LAS CIANOBACTERIAS, LAS CUALES COMIENZAN A GENERAR OXÍGENO Y PROVOCAN LA OXIDACIÓN Y PRECIPITACIÓN DEL HIERRO DISUELTO, SIENDO PROBABLEMENTE IMPORTANTE EL FENÓMENO DE SURGENCIA.

Proterozoico medio e inferior

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El Eh de aguas naturales está relacionado con la presencia de materia orgánica en descomposición. Como producto de su descomposición por bacterias se produce consumo de oxígeno y se crean condiciones reductoras (anóxicas, de bajo Eh).

Diagrama Eh pH que muestra los campos de estabilidad del hierro ferroso, férrico, hematita, pirita, siderita y magnetita:Teniendo en cuenta que valores terrestres normales de pH fluctúan entre 5 y 10:Condiciones oxidantes (superficiales): en estas condiciones, es estable fundamentalmente la hematita. La existencia de

fe2+ en solución requiere pH bastante bajos. Por otro lado, las condiciones altamente alcalinas (y oxidantes) para la existencia de Fe3+ como compuesto soluble no se dan en la naturaleza.

La hematita es el mineral de hierro más común, estable en todos los ambientes que sean moderados a altamente oxidantes. Por lo tanto, la misma no se forma en presencia de materia orgánica en descomposición, debido a la ausencia de oxigeno (ambiente reductor).

Ambientes reductores: el Fe2+, la pirita, la magnetita y la siderita son estables en ambientes reductores, con cierta dependencia del pH. Como la mayoría de los ambientes superficiales son oxidantes esos minerales son normalmente precipitados dentro del sedimento, durante la diagénesis temprana, donde las condiciones reductoras son desarrolladas a través de la descomposición bacteriana de la materia orgánica. El hierro de estos minerales Fe2+ está en el agua de los poros, principalmente liberado por la reducción bacteriana de los óxidos e hidróxidos de hierro presente en los sedimentos (ya sea como hidróxido de hierro floculado, hierro contenido en arcillas y/o bien en materia orgánica).

Además, los campos de estabilidad de los minerales ferruginosos son fuertemente dependientes de la concentración de carbonato y sulfuro en la solución. Esta figura muestra los campos de estabilidad para concentraciones altas de carbonato y bajas en sulfato. Si el sulfuro esta en exceso respecto al carbonato, el campo de estabilidad de la pirita se expande ocupando cerca de toda la mitad inferior del diagrama. Cuando tanto las concentraciones de sulfuro y carbonato son bajas, entonces el campo de estabilidad de la magnetita se expande hasta dentro de los ambientes neutros.

PRINCIPALES MINERALES DE HIERRO EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS:

Óxidos de hierro

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• La limonita-gohetita (hidróxidos férricos) son formas amorfas o poco definidas de hierro hidratado, de color amarillento a castaño rojizo producidas por alteración meteórica de minerales de hierro o por precipitación en forma de pátinas.

La goethita no se identifica en rocas precámbricas y es más común en sucesiones fanerozoicas. Se suele formar como producto de alteración de otros minerales. Aparece como típicos ooides en los que alternan bandas de goethita con berthierina, por lo que se supone que deriva de la oxidación de berthierina (común en ambientes marinos). En algunos casos es sinsedimentaria.

La limonita es un óxido hidratado constituido por goethita, argilominerales y agua adsorbida. Se la considera el producto de la descomposición subaérea de otros minerales con hierro.

•La hematita (óxido férrico) es el mineral de hierro más común tanto en el Precámbrico como en el Fanerozoico. Puede ser un mineral primario (precipitado a partir de óxidos férricos hidratados y amorfos) y también lo hace como producto de reemplazo sinsedimentario a partir de berthierina.

Mineral opaco, criptocristalino, de color rojo. Aparece como capas delgadas o láminas. Es común que alterne con capas de jaspilita.

• La magnetita es abundante en los depósitos precámbricos, interlaminada con chert, siendo escasa en los depósitos fanerozoicos. Es común como producto de reemplazo sobre ooides.

Carbonatos de hierro

La siderita (carbonato ferroso) es un constituyente principal de los depósitos precámbricos y fanerozoicos. Es el cemento de muchos ooides de berthierina y chamosita y puede reemplazar ooides y granos esqueletales.

Sulfuros de hierro

La pirita (sulfuro ferroso) es un constituyente de muchos sedimentos ricos en hierro, aunque rara vez forma la mayor parte de ellos y es poco frecuente en sedimentitas ferruginosas, siempre aparece en forma secundaria. Su precipitación se asocia a ambientes anóxicos.

Silicatos de hierro. Los más importantes son la berthierina - chamosita, la greenalita y la glauconita.

•La berthierina es una arcilla del grupo de la serpentina y la chamosita es una clorita con Fe++ como el catión divalente dominante. La berthierina es un mineral que se vincula con fenómenos de diagénesis temprana y se transforma en chamosita a temperaturas que oscilan entre 120° y 160° C, o profundidad de más de 3 km. La berthierina-chamosita aparecen típicamente en ooides de las ferrilitas del fanerozoico

El origen de la berthierina es posiblemente a partir de un gel complejo de Fe(OH)3 , Al(OH)3 y SiO2.nH2O estable a valores de Eh positivos. La conversión del gel a berthierina ocurriría durante la diagénesis temprana, se requiere Eh negativo (ambiente anoxico) y ausencia de sulfuro.

•La greenalita es un silicato de Fe2+ hidratado que se interestratifica con chert en los depósitos del precámbrico. Se considera tanto un precipitado singénico primario en ambiente marino (gel de silicato de hierro) como producto de transformación de berthierina.

•La glauconita es un mineral de arcilla rico en potasio y con una alta relación de Fe3+/Fe2+. La glauconita se forma en las plataformas, entre 20 y 500 m, con bajas tasas de sedimentación, junto con materia orgánica en ambiente subóxico.

Formaciones de hierro precámbricas y depósitos de hierro fanerozoicos

Esta separación se debe a que entre las partes hay diferencias en la mineralogía, geoquímica, sedimentología y en la estratigrafía.

Formaciones de hierro Precámbricas Las formaciones ferríferas precámbricas aparecen en ámbitos cratónicos de la mayor parte de los continentes y son

conocidas como Formaciones Ferríferas Bandeadas (Banded Iron Formations = BIFs), caracterizadas por la alternancia de laminas de minerales de hierro (hematita y magnetita principamente, y también greenalita y/o siderita) y chert. Las láminas tienen de 5 a 0.2 cm.

Estos depósitos se formaron en ambientes marinos profundos, en plataformas relativamente someras (debajo de la base del tren de olas –poco aporte de sedimento-) o en albúferas. No había organismos excavadores. Cuando aparecen en aguas agitadas tienen rasgos de rocas carbonáticas (ooides, peloides, gránulos e intraclastos).

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La concentración de compuestos insolubles de hierro en ambiente marino durante el proterozoico temprano a medio (donde se forman los principales BIFs) pudo estar favorecida por una existencia previa de grandes concentraciones de hierro disuelto en forma de Fe2+, debido a una atmosfera con pobre oxigenación y alto contenido en CO2, y a la posterior “gran oxidación” que sucedió hace alrededor de 2400 millones de años. La gran oxidación permitió que las capas superiores de las aguas oceánicas se oxigenen en gran medida (durante las primeras etapas de generación de altas cantidades de oxigeno por las cianobacterias fueron consumidas por el océano en gran medida), y que los altos contenidos de Fe2+ disuelto se oxiden y generen hematita (insoluble), la cual precipitaría en el fondo. Además, el fenómeno de surgencia permitiría que mayores cantidades de Fe2+ fueran oxidadas y precipitadas. La generación de grandes cantidades de hematita, que es el principal mineral de las formaciones ferríferas bandeadas, se suma a los minerales de hierro ferroso formados en condiciones reductoras de los fondos oceánicos (condiciones normales de los fondos oceánicos), también presentes en estas formaciones.

Las capas de sílice se forman por precipitación directa o por acumulación de esqueletos silíceo. Dos formaciones precámbricas son reconocidas (existe una tercera, pero es muy poco abundante):

Algoma (Arqueano 2500 3000 Ma). Son cuerpos lenticulares, delgados y dispuestos en fajas angostas, asociados estrechamente con rocas volcánicas. Las formaciones de hierro bandeado tipo Algoma están relacionadas con procesos de vulcanismo submarino (el origen explicado arriba corresponde a la formación denominada “superior”, que es la principal).

Superior ( Proterozoico temprano a medio 1900-2500 Ma ) . Son cuerpos de gran extensión regional, y más potentes, depositados en ambientes someros de plataformas amplias y estables. Estas sedimentitas pueden asociarse con carbonatos, rocas terrígenas, evaporitas sulfáticas e incluso lavas básicas. Son las formaciones ferríferas más importantes, y se cree que están vinculadas a la gran oxidación. O sea esta formación es la que se atribuye a un gran contenido de Fe2+ disuelto previo a la gran oxidación, donde finalmente este material es oxidado y depositado.

Depósitos de hierro Fanerozoicos

Son sedimentitas constituidas por hematita-chamosita (Paleozoico) y goethita –berthierina (Mesozoico), a veces con la participación de siderita y menos frecuentemente magnetita y pirita. Suelen tener texturas similares a las de las rocas carbonáticas. Predominan las oolitas, pero se encuentran también pellets, intraclastos, fangos y productos de cementación. Por estos caracteres, algunos autores opinan que muchos compuestos ferruginosos son producto de reemplazo temprano de depósitos carbonáticos.

Son depósitos de cuencas de escasas dimensiones (no más de 150 km de extensión) y los espesores de las unidades ferríferas varían desde cuerpos de menos de 1 m a unas pocas decenas de metros (son relativamente delgados). Se interestratifican con sedimentitas carbonáticas, arenitas cuarzosas y pelitas típicas de ambientes de plataforma marina. Estos depósitos tienen evidencias de acumulación en condiciones someras, como por ejemplo estratificación entrecruzada, ondulítica y diversos tipos de trazas fósiles.

Se atribuyen a un ambiente marino de nearshore hasta litoral de regiones climáticas cálidas y húmedas (se fomenta la meteorización), áreas continentales peneplanizadas (bajo porcentaje de material clástico) y condiciones de nivel del mar alto o en ascenso (buenas condiciones anóxicas).

Formación Sierra Grande - Hierro Oolítico Fanerozoico -

La Formación Sierra Grande está formada 1100 m de arenitas cuarzosas asociadas con conglomerados clasto sostén, pelitas y capas de hierro sedimentario del Silúrico, que afloran extensamente en la región de Sierra Grande (Prov. de Río Negro).

Esta unidad fue fuente de hierro para su explotación económica. Estos depósitos forman una cuña transgresiva mayormente clástica depositada en un mar epírico que cubrió amplias áreas del extremo sur de Sudamérica y de Sudáfrica durante la existencia del Gondwana.

Las rocas ferríferas son “ironstone” arenosos compuestas por ooides de grano mediano a fino (0,1 a 0,7 mm), cuarzo, granos carbonáticos y nódulos fosfáticos. Los ooides presentan un núcleo de chamosita y bandas de chamosita y óxidos de hierro concéntricas que rodean al núcleo.

Los ooides se forman en aguas agitadas, ricos en hierro debido a la formación de residuos lateríticos por fuerte meteorización química en áreas de clima tropical, con alta temperatura e intensas precipitaciones. Por lo tanto se infieren climas cálidos y húmedos durante la formación de estas rocas y, probablemente, niveles del mar elevados que evitan erosión activa en los continentes y, por lo tanto el aporte clástico a los mares.

Desde el punto de vista paleoambiental, las sedimentitas de la Formación Sierra Grande acumularon en un ambiente marino abierto pero somero de hasta pocas decenas de metros de profundidad de agua, con fuerte influencia de tormentas. Las corrientes formadas por las tormentas habrían sido mecanismos eficientes para la movilización y distribución de las partículas hierro hacia zonas más profundas, ya que estos depósitos se asocian con facies de pelitas y pelitas heterolíticas.

Pantano de minerales de hierro

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El único ambiente moderno donde hay significantes minerales de hierro formándose en la actualidad es en pantanos y lagos de mediana a altas latitudes. Los minerales van de duras oolitas, pisolitas y concreciones a tipos terrosos y suaves.

La formación de minerales de pantano sucede cuando el agua subterránea ácida se filtra en los lagos, ciénagas y pantanos. El aumento en el Eh y pH provoca que el hierro ferroso en solución precipite, principalmente como hidróxido férrico.

Nódulos y cortezas ferromagnesianos, y sedimentos metalíferos

Incrustaciones y nódulos de óxidos de hierro y manganeso son ampliamente distribuidos en el piso oceánico, pero particularmente en partes de los océanos Atlántico, Pacífico e Indico. Ellos son especialmente bien desarrollados en áreas de despreciable sedimentación, donde hay fuertes corrientes inferiores, y a menudo profundidades de miles de metros.

DEPOSITOS DE FOSFATOS SEDIMENTARIOS

El fósforo es aportado al océano, proveniente de la erosión de rocas continentales y del vulcanismo. El aporte fluvial es el más importante. La siguiente lista muestra la descarga de fósforo en los océanos actuales (106t/año):

Precipitación de polvo atmosférico 3 a 4Disuelto en ríos 1,5Suspendido en ríos 9 a 14Glaciares 1Erosión costera 0,2Vulcanismo 2 a 3

Los depósitos de fosfato sedimentario o fosforitas tienen gran importancia económica por su uso como fertilizantes. Contienen además altas concentraciones de uranio, flúor, vanadio y REE.

Su origen se vincula con altas concentraciones de materia orgánica: Es un nutriente principal del mar y su abundancia controla la productividad orgánica en el mismo. Por ello se

puede decir, que donde no hay fósforo, no hay organismos vivos. Si bien el fósforo sólo forma una parte menor en las plantas y animales de partes blandas, el fosfato es el principal

constituyente de todos los esqueletos de los vertebrados y algunas partes duras de invertebrados.

Fosforitas

Una fosforita es una roca sedimentaria con más de un 14% de fosfato (P2O5). Los minerales fosfáticos que contienen estas rocas son carbonatoapatito Ca10 CO3 (PO4)6, hidroxilapatito Ca5(PO4)3OH, flúor apatito Ca5(PO4)3F, cloroapatito Ca5(PO4)3Cl y apatito Ca5 (PO4)3 (F, Cl, OH), formando series isomorfas. Entre estas series se destacan la dahllita, que contiene menos de un 1% de F y la francolita, que contiene más de un 1% de F. Ambos son anisótropos, a diferencia de la colofana, que es apatito microcristalino.

Ca10 (PO4, CO3)6 (F, Cl, HO-)2,3.Los iones de calcio pueden ser reemplazados por sodio, magnesio, estroncio, uranio y tierras raras.

LA GENERACIÓN DE FOSFORITAS SE VE BENEFICIADA POR LA FALTA DE APORTES SILICOCLÁSTICOS. ESTOS DEPÓSITOS SON TÍPICOS DE REGIONES CON MUY BAJA VELOCIDAD DE SEDIMENTACIÓN.

Tipos de fosforitas

1) Fosforitas nodulares y estratificadas recientes y antiguas asociadas a surgencia oceánica : las fosforitas marinas nodulares y estratificadas aparecen generalmente en áreas de baja sedimentación, en la parte externa de las plataformas y en la parte superior de los taludes continentales, a profundidades de 60 a 300 metros, asociadas a surgencia.

El fosfato se encuentra disuelto en aguas marinas profundas (frías), junto con varios nutrientes que no son consumidos a estas profundidades (esencialmente porque no hay penetración de luz solar). Por el fenómeno de surgencia, estas aguas profundas se dirigen hacia las plataformas marinas, donde el fitoplancton consume fosforo (además de otros nutrientes), el cual es necesario para realizar la combustión durante el proceso de fotosíntesis.

Tenemos dos extremos, aguas someras donde es consumido el fosforo y donde la productividad orgánica es máxima (fósforo es consumido), y una zona profunda donde el fosforo se encuentra disuelto y no es consumido. En una zona intermedia, entre los 60 y 300 m, se dan las condiciones más favorables para la formación de fosforitas. En esta zona, caracterizada por bajo contenido en oxigeno (zona de oxigeno mínimo), se acumula la materia orgánica proveniente de la zona superior y hay además gran cantidad de fosforo. El mismo en esta zona se mantiene como una suspensión coloidal y también tiende a adsorberse en la materia orgánica. A diferencia de lo que ocurre con la mayoría de compuestos, la

Erosión de rocas continentales

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solubilidad del fosfato de calcio decrece con el aumento de la temperatura. Por lo tanto, el calentarlo causa la precipitación del compuesto.

La acumulación de la materia orgánica rica en fosforo y la sedimentación de la suspensión coloidal por coagulación tienden a formar estos depósitos. Estos materiales en general son retrabajados y concentrados en capas por corrientes y/o tormentas. Suelen estar compuestos por pellets, ooides, restos de peces, huesos de vertebrados y nódulos de fosfato. El cemento también suele ser fosfático, y principalmente proviene de la degradación de las partes blandas de la materia orgánica rica en fósforo.

2) Fosforitas clásticas y bioclásticas : durante la historia del planeta ha habido una serie de episodios fosfogénicos que han impulsado la formación de fosfatos en ambientes distintos a los que se observan en la actualidad (los ambientes actuales son las plataformas, se sigue dando el proceso anterior). Este tipo de depósitos, particularmente, corresponde a épocas geológicas en las que había poco relieve, y por lo tanto poco aporte de material silicoclástico al océano.

Estos depósitos se formaron en zonas costeras y estuarios por la concentración de restos de organismos ricos en fósforo (esqueletos de vertebrados y peces, restos de conchillas fosfáticas -língula-) debido al retrabajo de corrientes u olas. Dicha concentración se llevo a cabo debido al bajo a porte de material silicoclástico.

Durante la diagénesis de estos depósitos, fragmentos de huesos son enriquecidos en fosfato, el contenido inicial de flúor se incrementa y suele precipitar fosfato como cemento. Además este suele reemplazar el material carbonático original, proceso facilitado por un pH neutral o un poco ácido facilita.

3) Guano : son concentraciones fosfáticas debido a los excrementos de aves en ambiente de islas oceánicas. DURANTE LAS LLUVIAS SOLUCIONES RICAS EN P PERCOLAN Y REEMPLAZAN A LAS ROCAS DEL SUSTRATO.

Cantidad de depósitos fosfáticos a lo largo del tiempo geológico:

La cantidad de depósitos fosfáticos es mayor en épocas con bajo aporte de material silicoclástico al océano. Estos depósitos son típicos de regiones con muy baja velocidad de sedimentación. Por tal motivo, las fosforitas son constituyentes comunes de las denominadas secciones condensadas. Una sección condensada es un depósito marino constituido por sedimentos hemipelágicos (sedimento fangoso del océano profundo, rico en material biogénico, que se forma cercano a los márgenes continentales) que representa un tiempo de escasez de sedimentos detríticos dentro de la cuenca.

En la actualidad hay tres áreas donde se produce la acumulación de fosforitas, al sudoeste de África, a lo largo del margen continental de Perú y Chile y en el este de Australia.

CHERTS Y SEDIMENTOS SILÍCEOS

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Chert es un término general para rocas silíceas de grano fino de origen químico, bioquímico o biogénico, con un contenido en sílice de casi un 98 %.

Es una roca densa y muy dura, con fractura concoidea. El jaspe, el flint y la porcelanita son tipos de chert. El primero es el chert rojo (producto de la coloración debido a su asociación con minerales de hierro) y el último es producto de la desvitrificación de material volcánico.

Los dos principales tipos de chert son:

estratificados: son frecuentemente asociados con rocas volcánicas y formados principalmente en fondos oceánicos. nodulares: formados principalmente en calizas.

(Estos dos tipos son los más importantes).

Petrología del chert:

El chert se conforma de microcuarzo (cristales de hasta 20 micrones), megacuarzo (Término usado para cristales > 20 micrones, en este caso es drúsico, con cristales grandes de hasta 500 μm) y cuarzo calcedónico (fibroso).

Cherts Estratificados: Los radiolarios, las diatomeas y las espículas de esponjas silíceas están compuestos principalmente por sílice opalina. La sílice opalina es una variedad amorfa que contiene hasta un 10% de agua, que durante la diagénesis cambia a cuarzo. El ópalo es la forma de sílice que precipita a T ambiente, y en este caso precipita para formar las partes duras de estos organismos.

La acumulación de radiolarios, diatomeas y espículas silíceas en el fondo marino, termina formando fangos silíceos siempre y cuando se cumplan dos condiciones:

La acumulación se dé por debajo de la profundidad de compensación del carbonato de calcio. Esto ocurre debido a que en estas zonas no hay depositación de carbonato, que actuaría como contaminante. La profundidad de compensación del carbonato de calcio es aquella bajo la cual el mismo se encuentra subsaturado, y por lo tanto permanece en solución. Esta profundidad está determinada por varios factores: concentración de CO2 disuelto (mayor concentración favorece disolución), temperatura (menor T favorece disolución), presión (mayor presión favorece disolución), pH (bajo pH favorece disolución). En el pacífico esta profundidad es aproximadamente de 4,5 km, estando dentro de la zona abisal del océano (entre 3000 m y 6000 m zona abisal – no lega luz solar-), por lo tanto se tienden a formar debajo de la misma.

Haya poco aporte de material clástico, por eso tienden a formarse lejos del continente (océano adentro), donde a su vez las profundidades son mayores.

Sin embargo, también se pueden formar a menores profundidades en zonas de alta productividad (de partículas biogénicas silíceas), asociadas con surgencia.

Vale decir que a profundidades menores a 1000 m y mayores a 6000 m, la sílice sufre disolución y por lo tanto este tipo de depósitos no tiende a formarse (tener en cuenta que la solubilidad de la sílice aumenta con la T y con la P de confinamiento, parámetros que son inversos con la profundidad oceánica, estando las condiciones adecuadas en un rango intermedio de P y T).

La estratificación es de una escala de pocos cm. Algunos cherts estratificados están asociados con rocas volcánicas, en general pillow-lavas extruidas en el fondo marino. Si además hay asociación con diques y cuerpos ultramáficos se denomina suite ofiolítica (Trinidad de Steinman) a esta asociación, que se asume que es un fragmento de corteza oceánica. Suelen asociarse con turbiditas carbonáticas y fangolitas pelágicas.

La siguiente figura muestra un modelo estratigráfico pelágico para el Océano Pacífico. Hay que tener en cuenta que los cherts estratificados están influenciados por la profundidad y la productividad.

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En el precámbrico hay una elevada precipitación de sílice. Estos cherts, sin embargo, se generaron por exhalaciones volcánicas submarinas, ya que en el precámbrico todavía no se habían desarrollado los organismos silíceos. Es muy probable que la concentración de sílice en el precámbrico fuera mayor que en el fanerozoico.

Solubilidad y diagénesis de Cherts Estratificados: Solubilidad de los polimorfos de la sílice a T y P ambiente:

Ópalo amorfo (A) =120-140 ppmÓpalo de cristobalita-tridimita (CT) = 25-30 ppm Cuarzo = 6-10 ppm

La solubilidad de la sílice, en cualquiera de estas formas, aumenta en gran medida con la temperatura y en menor medida con la presión de confinamiento. Por lo tanto, la sílice precipita típicamente a altas profundidades –entre 1000 y 6000 m- en el océano, donde las temperaturas son bajas. Vale decir que en la corteza terrestre precipita a bajas profundidades (temperaturas y presiones de confinamiento bajas).

Si bien el cuarzo es más insoluble, su precipitación a temperatura ambiente es extraordinariamente lenta y provoca que la solución, de continuar el aporte de sílice en solución, se termine sobresaturando en gran medida, por lo tanto en condiciones superficiales precipita típicamente ópalo.

Durante la diagénesis el ópalo amorfo (A) pasa a ópalo de cristobalita y tridimita (CT), y luego a cuarzo (formas más estables en profundidad), en la forma de agregados de grano fino (chert). Esta transición se registra muy bien mediante rayos X (se observan progresivamente picos más agudos, una medida del orden estructural de los minerales). El ópalo CT consiste en una interlaminación de tridimita y cristobalita.

El siguiente diagrama muestra la solubilidad de los distintos polimorfos de la silíce. Si bien el cuarzo, para cualquier temperatura, presenta menor solubilidad que el ópalo, su precipitación extremadamente lenta hace que la solución se termine sobresaturando y precipite ópalo, proceso que es mucho más rápido.

Cherts Nodulares: Se forman en rocas carbonáticas, como nódulos concentrados a lo largo de ciertos planos de estratificación. Se forman soluciones ricas en sílice a partir de la disolución de los componentes silíceos dispersos en la caliza, en general debido a un aumento en el pH. La sílice reprecipita dentro de la caliza desplazando a los componentes carbonáticos, una vez que el pH disminuye nuevamente.

+ soluble

- soluble

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Cherts Lacustres: Existen dos tipos, orgánicos e inorgánicos (por precipitación inorgánica). Los primeros se forman en lagos y cuerpos de agua efímeros a partir de diatomeas. Los segundos se forman por grandes fluctuaciones de pH. A pH mayor de 9 el cuarzo se solubiliza rápidamente. Por eso, en lagos alcalinos, la sílice se encuentra disuelta. Sin embargo, por influjo de aguas acidas, sílice tiende a precipitar y a formar cherts lacustres inorgánicos.

Silcretes: Se forman en suelos en condiciones áridas o semiáridas, con aguas freáticas alcalinas, con un pH mayor de 9. La precipitación se debe a una disminución en el pH. Normalmente están formados por microcuarzo como cemento entre los granos tamaño arena. Pueden tener tubos de raíces.

TANTO LOS CHERTS NODULARES, LACUSTRES INORGÁNICOS Y SILCRETES ESTÁN ASOCIADOS A FLUCTUACIONES EN EL PH. LA SÍLICE ES INSOLUBLE CON PH ÁCIDO, Y SU SOLUBILIDAD AUMENTA NOTABLEMENTE CON UN PH MAYOR A 8. POR LO TANTO, LAS CONDICIONES INICIALMENTE ALCALINAS FAVORECEN SU CONCENTRACIÓN EN SOLUCIÓN, MIENTRAS QUE LA DISMINUCIÓN DEL PH PROVOCA QUE SU PRECIPITACIÓN.

Madera Petrificada: No es un proceso de reemplazo sino de permeación y relleno de las cavidades celulares por sílice disuelta. La sílice tiene afinidad con las moléculas orgánicas y se deposita sobre las mismas (lignina y grupos xílicos de la celulosa. Se produce en ambientes anóxicos y con presencia de soluciones ricas en sílice.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Definicion:

Las estructuras sedimentarias son rasgos geométricos y/o diferenciaciones texturales o de composición que pueden observarse en una roca sedimentaria. Pueden ser originadas durante la sedimentación (singenéticas), o luego de la sedimentación (epigenéticas).

Son de una escala sustancialmente mayor que la de los granos que constituyen las rocas: “escalas de afloramiento”. Importancia:

Las estructuras sedimentarias singenéticas están determinadas por las características físicas, químicas o biológicas del medio de depositación, por lo tanto reflejan tales características. Por ejemplo, pueden indicar la dirección y/o el sentido de paleocorrientes, el régimen de flujo, el comportamiento de los organismos y su evolución en el tiempo, etc.

Las estructuras sedimentarias epigenéticas, por otra parte, están determinadas por cambios físicos, químicos o biológicos que ocurrieron luego de la depositación, y por lo tanto reflejan tales cambios.

Muchas estructuras sedimentarias indican polaridad, esto es, determinan la posición del techo y base de los estratos.

Estrato

La estratificación, es una estructura sedimentaria, es la primera y más importante de ellas. Las rocas sedimentarias son estratificadas por naturaleza. La estratificación es la disposición en capas, más o menos paralelas, de las partículas que forman la roca sedimentaria.

El estrato es la unidad de sedimentación, depositada bajo condiciones físicas esencialmente constantes. Nos referimos a esencialmente porque en la naturaleza no se encuentra tal constancia.

Un único estrato puede estar compuesto de unidades más chicas (láminas). Una lámina se produce como resultado de algunas fluctuaciones menores, dentro de condiciones físicas bastante constantes. Se denomina estrato cuando la capa es mayor de 1 cm de espesor, y lámina cuando la capa es menor de 1 cm de espesor.

Un estrato está separado de estratos continuos por planos o superficies limitantes, comúnmente conocidos como planos o superficies de estratificación. Estos son visibles debido a cambios en una o varias características que definen la estratificación: tamaño de grano, litología, estructuras, forma y orientación de clastos, etc.

Un plano de estratificación representa esencialmente un plano de erosión o no depositación, o un cambio abrupto en las condiciones de depositación. Sin embargo, el contacto entre dos estratos puede ser transicional y en este caso el plano de estratificación no está bien definido.

Algunas de las propiedades fundamentales de un estrato son las siguientes:- Espesor, que es la distancia perpendicular entre el techo y la base. - Geometría y Dimensiones laterales. La geometría de un estrato puede ser: tabular (el espesor se mantiene

constante), lenticular (el espesor disminuye hacia ambos lados), o en cuña (el espesor se adelgaza hacia un solo lado)- Estructura interna, puede presentar estructuras sedimentarias o ser masivo

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Facies sedimentaria: se refiere al conjunto de características que diferencian a uno o a varios estratos. Esas características se refieren a litología, textura, estructuras, fósiles, etc. El término litofacies se refiere solamente al conjunto de características texturales y estructurales (Sp, St, Gm, etc).

Sets y cosets: McKee y Weir (1953) definieron un set como un grupo de estratos (o laminas) cruzados esencialmente concordantes, separados de unidades de sedimentación continuas por superficies de erosión, no depositación o por superficies que implican simplemente un cambio abrupto en las condiciones de depositación (por ejemplo un cambio abrupto en la dirección de la corriente que provoque un cambio en la orientación de laminas frontales). No la llamo superficie de estratificación porque estamos hablando de una superficie que limita sets, no estratos propiamente dichos.

Un coset es un conjunto continuo de sets sobreimpuestos con composición, textura y estructura interna similares.

Clasificación de las estructuras sedimentarias:

A) Según el momento de formación: Primarias – singenéticas - sindeposicionales: formadas durante la depositación (contemporáneas) Secundarias – epigenéticas - postdeposicionales: formadas después de la depositación Predepocisionales: formadas antes de la depositación. Ocurren en la base de algunos estratos e indican

características previas, del medio de depositación que dio origen al estrato inferior.

B) Según la ubicación en el estrato: techo interior base

C) Según el origen (clasificación genética): formadas por flujos fluidos y suspensiones (flujos hiperconcentrados):- depositacionales : óndulas, estratificación gradada- erosivas : estructura de corte y relleno, turboglifos deformacionales:- por desecación : barquillos, grietas- por inyección : diques clásticos- por impacto : calcos de gota de lluvia- por carga de sedimentos : pseudonódulos biogénicas:- trazas de organismos : bioturbaciones- moldes de pisadas de vertebrados o icnitas - por actividad vegetal : estromatolitos, impresiones de raíces químicas:- por cementación diferencial : concreciones- por disolución : estilolitas- por reemplazo : algunos nódulos- por difusión : bandeamiento

D) Según su valor como indicador de polaridad: indican techo y base no indican techo y base

E) Según su valor como indicador de paleocorrientes: sin valor (no direccionales) con valor (direccionales):- indican dirección y sentido- indican dirección pero no sentido

Clasificación genética: Este tipo de clasificación se basa en una interpretación del origen de la estructura.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS FORMADAS POR FLUJOS FLUIDOS (UNIDIRECCIONALES U OSCILATORIOS, ÁCUEOS O AÉREOS) E HIPERCONCENTRADOS (TMB LLAMADOS SUSPENSIONES):

1) Deposicionales: incluyen los diversos tipos de estructuras sedimentarias generadas durante la depositación del sedimento a partir de un flujo determinado, cualquiera sea su naturaleza.

• ondulitas (de corriente y de oleaje)

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• megaóndulas• antidunas• lecho plano de alto o bajo régimen• laminación parting• formas de lecho eólicas• ondulas de oleaje

• estratificación cruzada (planar, en artesa)• estratificación herringbone• estratificación heterolítica (flaser, lenticular, ondulosa)• estratificación cruzada hummocky• imbricación de gravas en conglomerados• laminación en pelitas• laminación climbing• estratificación gradada

2) Erosivas: incluyen los diversos tipos de estructuras generadas luego de la depositación, como resultado de la erosión sobre el sustrato por parte de una corriente.

• Marcas de cepillado (scour marks)TurboglifosObstáculosCresta y surcoDe gubia• Corte y relleno• Surcos de retorno (rill marks)

3) Marcas de herramientas: incluyen los diversos tipos de estructuras generadas luego de la depositación, como resultado del impacto sobre el sustrato por parte del sedimento transportado por una corriente.

• Marcas de saltación (skip marks)• Marcas de rolido (roll marks)• Chevrones• Surcos y marcas de deslizamiento• Calcos de surcos y estriaciones

Las marcas de cepillado y las macas de herramientas representan marcas de fondo. Las marcas de fondo son aquellas producidas sobre un lecho fangoso (cohesivo, de comportamiento plástico), ya sea por el propio flujo que produce erosión (marcas de cepillado) o bien por el material transportado por el mismo (marcas de herramientas).

El comportamiento cohesivo y plástico del lecho es el que permite la formación y preservación de las marcas de fondo. La plasticidad permite que la marca permanezca en el tiempo, y la cohesión que no sea quitada fácilmente.

Laminación climbing

La laminación climbing es una estructura interna formada en un sedimento no cohesivo a partir de la migración y el crecimiento vertical simultáneo de ondulitas producidas por corriente (muy raro de megaóndulas), cualquiera sea su tipo (crestas rectas, onduladas, etc). El crecimiento vertical se ve favorecido por una alta tasa de sedimentación de la carga en suspensión, mientras que la migración se ve favorecida por una alta tasa de transporte como carga de lecho. Dependiendo de la relación taza de sedimentación de la carga suspendida/tasa de transporte como carga de lecho, se generan distintos tipos de laminación climbing (e incluso la misma relación determina si esta estructura se forma o no). Esta relación está asociada a la energía del flujo, a mayor energía menor es esta relación.

Consideremos una disminución gradual en la relación tasa de sedimentación de la carga suspendida/tasa de transporte como carga de lecho, comenzando con una relación alta: Inicialmente, debido a una alta tasa de sedimentación, las ondulitas crecen verticalmente mientras que, debido a

una baja tasa de transporte como carga de lecho, el desplazamiento hacia delante es despreciable. Se forma así la laminación climbing en fase, aquí las crestas y los senos se disponen directamente unos sobre otros. Además se preserva la cara frontal (sotavento) y la dorsal (barlovento) de las ondulitas. El ángulo de climbing es cercano a 90°. Al disminuir un poco la relación anterior, se forma laminación climbing fuera de fase. En este caso las crestas y

los senos de las ondulitas no se disponen directamente uno sobre otros, aunque se sigue preservando la cara frontal (sotavento) y la dorsal (barlovento) de las ondulitas. El ángulo de climbing disminuye respecto al caso anterior.

Si la taza de sedimentación de la carga en suspensión es masomenos alta, casi no ocurre erosión de la cara de trepada, y las ondulas son sepultadas completamente por la carga en suspensión, y preservadas.

Todas estas son formas de lecho, pero cuando son preservadas son también estructuras sedimentarias. Ya fueron descriptas anteriormente

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Si aumenta un poco la energía, aumenta la tasa de transporte como carga de lecho, y disminuye la tasa de sedimentación de la carga suspendida, se forma la laminación climbing “en deriva”. En este caso se preserva solo la cara frontal. El ángulo de climbing es bajo.

Debido a la baja taza de sedimentación de la carga en suspensión, la erosión de la cara de trepada es importante, y estas tienden a no preservarse.

Finalmente si hay mucho transporte como carga de lecho y la tasa de sedimentación es muy baja, ésta migra solamente (sin crecimiento vertical simultáneo) y se forma la laminación ondulítica entrecruzada.

A veces, dentro de un mismo afloramiento se puede observar la evolución gradual de la laminación climbing:

Primaria/interna/puede indicar polaridad (dependiendo de la geometría de las laminas frontales)/indica dirección de paleocorrientes (y posiblemente sentido, dependiendo de la geometría de las laminas frontales).

Estratificación cruzada

Cuando las ondulitas o megaóndulas migran pueden generar una estructura interna muy característica y diagnóstica que se denomina estratificación (o laminación) entrecruzada. Muchas veces las ondulitas o megaóndulas migran pero no generan estructuras internas. Se dicen que son internamente masivas.

Las láminas de las capas frontales están inclinadas respecto a la superficie principal de sedimentación. Cada grupo de láminas está separado del inmediato por una superficie de erosión o no depositación, y define un set. Las estratificaciones entrecruzadas están compuestas por sets de diferentes espesores (en función del tamaño de las óndulas, variando desde algunos pocos milímetros hasta varios metros de espesor) y formas.

Cuál es el límite de espesor que define la laminación o la estratificación? o ésta nomenclatura depende de si la estructura es generada por la migración de ondulitas o de megaóndulas?

Basándose en la forma de la superficie limitante de los sets, se reconocen dos tipos mayores de estratificación cruzada:a. Estratificación - laminación entrecruzada tabular planar: Cuando las superficies limitantes de los sets son más o

menos planas, siendo los sets de formas tabulares a acuñadas. Es generada por la migración de ondulitas o megaóndulas de crestas rectas (bidimensionales).

Primaria/interna/puede indicar polaridad (dependiendo de la geometría de las láminas frontales)/indica dirección de paleocorriente (puede indicar sentido si las laminas frontales son tangenciales o asintóticas)

Hacia arriba hay un decaimiento del ángulo de climbing, correspondiente a una disminución progresiva en la relación taza de sedimentación de la carga en suspensión/taza de transporte de la carga de lecho (incremento de la energía del flujo). El caso inverso también se dá.

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b. Estratificación-laminación entrecruzada en artesa: Cuando las superficies limitantes de los sets son curvas, siendo los sets con forma de artesa. Es generada por la migración de ondulitas o megaondulas de crestas no rectas (tridimensionales).

Primaria/interna/puede indicar polaridad (dependiendo de la geometría de las láminas frontales)/indica dirección de paleocorriente (puede indicar sentido si las laminas frontales son tangenciales o asintóticas)

Sin embargo, debe enfatizarse que el reconocimiento de estas dos formas básicas depende de las secciones tri-dimensionales disponibles. En ciertas secciones una estratificación entrecruzada en artesa puede parecer una estratificación entrecruzada tabular planar.

En la mayoría de los casos la estratificación cruzada es el resultado de la migración de ondulitas y megaóndulas, pero también pueden generadas por la migración de microdeltas, barras, entre otras formas de lecho. No siempre es posible reconocer el modo de origen de la estratificación cruzada.

La laminación o estratificación cruzada es muchas veces un buen criterio de polaridad, pues la laminación de la cara de avalancha (láminas frontales) tiende a cortar con un ángulo neto al techo de la capa y tiende a ser asintóticas respecto a la base.

Estratificación Herringbone : Es un tipo de estratificación en el que la laminación frontal (caras de avalancha) de sets superpuestos inclinan en sentidos opuestos, lo que le confiere una forma de espina de pez. Este tipo de estratificaciones es debido probablemente al flujo y reflujo de las mareas.

Un caso especial de herringbone es aquella en la cual dos unidades de estratificación cruzada inclinadas opuestamente están separadas por una fina capa de fango. Eso es típico de ambientes mareales (repunte de marea).

Primaria/interna/puede indicar polaridad (dependiendo de la geometría de las láminas frontales)/Indica dirección de la paleocorriente (y posiblemente sentido)

Estratificación Heterolítica (flaser, ondulosa y lenticular): Se denomina estratificación heterolítica a la alternancia de dos capas con distinta litología, particularmente arena y fango.

Estos tipos de estratificación se producen o tienen lugar en áreas donde, en presencia de fango y arena, se van alternando periodos de corriente de bajo régimen de flujo (tal que sean estables las ondulitas como formas e lecho y el fango permanezca en suspensión) con otros de quietud (tal que se produzca la sedimentación del fango). En las capas de arena pueden observarse las láminas frontales correspondientes a las caras de avalancha de las ondulitas. Pueden ser generadas por corrientes unidireccionales u oscilatorias, y esto puede ser distinguido por la presencia de láminas frontales que inclinan siempre en un mismo sentido o no (respectivamente).

Esta estructura se produce fundamentalmente en zonas intermareales (zonas sometidas al cambio diario en las mareas). Junto al ascenso y descenso vertical de agua, hay períodos de corrientes de marea, muy diferentes de las corrientes oceánicas normales. Una corriente de marea fluye durante unas horas hacia la costa (marea alta); después se invierte y fluye, durante casi el mismo tiempo, en dirección contraria (marea baja). Durante el periodo de inversión, el agua se

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caracteriza por un estado de inmovilidad, o calma, llamado repunte de la marea (en esta etapa se depositaría el fango, y en las dos etapas de corrientes migrarían las ondulitas de arena).

Dependiendo de la proporción de arena y fango, existen distintos tipos de estratificación heterolítica:Flaser (Mucha arena, poco fango) - lenticular (Mucho fango, poca arena)- ondulosa (arena y fango ambos en

proporciones importantes).Si la cantidad de fango es pequeña, durante los periodos de quietud éste se depositara mayormente en los valles. Así,

con un nuevo depósito de arena en el ciclo siguiente, se obtiene una estratificación tipo flaser. Esta estratificación se caracteriza por la presencia de lentes de fango en una capa arenosa.

Al aumentar la proporción de fango, llegará un momento en que este cubrirá por completo toda la superficie de las ondulitas (rellena casi por completo los senos de las ondulitas y forma una fina capa sobre las crestas de las mismas), así se obtiene una alternancia de capas de fango con otras de arena, este tipo de estratificación heterolítica se denomina ondulosa (wavy).

Si la cantidad de arena es pequeña, durante los periodos de bajo régimen de flujo esta tiende a formar ondulitas aisladas sobre el lecho fangoso. Las crestas están construidas por esta arena, y en el lugar que debían ocupar los valles, inexistentes como tales, aflora el fango de un aporte anterior. Esto puede cubrirse por una posterior capa de fango. Si el proceso se repite varias veces, en un corte de estos materiales se obtendrá una típica estratificación lenticular (linsen o lenser bedding), formada por lentes de arena. Los lentes pueden encontrarse aislados o, algunos, interconectados entre sí.

Primaria/interna/puede indicar polaridad/puede indicar paleocorriente

Imbricación: El termino imbricación se refiere a la orientación de clastos, pero particularmente sobre secciones verticales paralelas a la corriente (el término orientación, en cambio, se reserva para secciones en planta). La imbricación ocurre fundamentalmente en clastos tamaño grava.

Los clastos de formas planas o alargadas (no equidimensionales) cuando son transportados por una corriente unidireccional tienden a disponerse en forma inclinada en dirección contraria a la corriente (esta estructura indica el sentido de la paleocorriente).

Se puede dar por dos mecanismos:- produciendo una rotación en los clastos : la corriente erosiona el lecho (socava) y el clasto es inclinado por gravedad.

Esto ocurre principalmente cuando el lecho es arenoso. En general este ángulo de inclinación es menor que el generado por un obstáculo.

- por la presencia de un obstáculo : un obstáculo impide el desplazamiento de los demás clastos que vienen por detrás, y comienzan a inclinarse. Este mecanismo ocurre principalmente cuando el lecho es gravoso.

La orientación de los clastos tamaño grava (en planta), en cambio, puede ser paralela, transversal o bimodal respecto a la dirección del flujo, dependiendo fundamentalmente del tipo de ambiente deposicional. Lo común es:

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B) Ríos con flujo continuo y regular con fuerte pendiente del lechoC) Ríos con flujo periódico y suave pendiente (elongación de clastos dispuesta en forma normal a la corriente)D) En ambiente de playa, elongación igual que en C.

Primaria/interna/no indica polaridad/indica dirección de paleocorriente (no sentido).

Estratificación cruzada hummocky: Se produce durante las tormentas por acción combinada del oleaje y de las corrientes (flujos oscilatorios y unidireccionales respectivamente). Por ello se forman por encima de la línea que delimita el final de la acción del oleaje sobre el lecho. La longitud de onda de las olas que la producen va desde los 70 cm hasta los 2 metros.

La estratificación cruzada hummocky está compuesta por sets con superficies limitantes erosivas, que inclinan con bajo ángulo (mayormente menos de 10°) y en distintas direcciones, y que presentan laminación que tiende a ser paralela a la superficie limitante inferior, la cual puede espesarse lateralmente en forma sistemática.

La depositación de tales unidades tiene lugar en colinas poco elevadas (Humocks) y bajos poco profundos (swales) relacionadas con un incremento de la energía de ola. Las hummocks tienen 10 a 50 cm. de altura y están separadas unas de otras 1 m a pocos metros.

Este tipo de estratificación es muy parecido a una cruzada de óndulas, pero es de bajo ángulo. No hay presencia de crestas, es una sucesión de colinas y depresiones (una colina rodeada de cuatro valles). Cada una de las laminas pasan por las “crestas” (colinas) y los “senos” (depresiones) sin interrumpirse.

Primaria/interna/no indica polaridad ni paleocorriente

Estratificación gradada (Graded Bedding):

Normal oDirecta: es formada a partir de flujos fluidos. Los estratos gradados en forma normal o directa son unidades de sedimentación caracterizados por una gradación en el

tamaño de grano, desde grueso a fino, hacia arriba desde la base hacia el techo de la unidad. Es el resultado de la sedimentación a partir de una corriente que disminuyó gradualmente su energía y por lo tanto su competencia.

LA ESTRATIFICACIÓN GRADADA DIRECTA ES MUY COMÚN EN LA PARTE INFERIOR DEL DEPÓSITO DE CORRIENTES DE TURBIDEZ (FLUJO FLUIDO).

La estratificación gradada directa es, pues, sindeposicional e, hidrodinámicamente, es considerada como de alto

régimen de flujo (la gradación ocurre dentro de tamaños de grano relativamente gruesos).

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Inversa: La gradación reversa parece ser bastante característica de flujos hiperconcentrados no cohesivos (flujos granulares), la cual puede generar gradación inversa clasto o matriz sostén. Los granos más gruesos tienden a desplazarse desde la zona inferior (mayor cizalla y mayor presión dispersiva), hacia la zona superior (menor cizalla y menor presión dispersiva). Además, se suma el proceso de tamizado dinámico, el material más fino cae entre los clastos más gruesos en movimiento.

Primaria/interna/no indica polaridad ni paleocorriente

EROSIVAS: recordar que se producen en LECHOS COHESIVOS

Marcas de cepillado (scour marks): Son depresiones producidas por la erosión de la corriente sobre un lecho fangoso, en zonas localizadas. Esta erosión diferencial de la superficie sedimentaria se debe a la acción abrasiva de los granos agudos suspendidos en remolinos o a través de la acción directa de la turbulencia del fluido. En la génesis de estas estructuras hay transferencia de materia del lecho al flujo. Las marcas de cepillado se clasifican según su morfología en:

Turboglifos: Son depresiones asimétricas, más profundas y empinadas en dirección contraria a la corriente, generadas por turbulencia. Se preservan generalmente como contramoldes en la base de estratos arenosos suprayacentes (siendo en este caso predeposicionales). En planta tienen forma cónica; la punta indica de donde venía la paleocorriente. Indican alto régimen de flujo. Son comunes en turbiditas, en ambiente marino, lacustre y fluvial.

Postdeposicionales (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican dirección y sentido de paleocorriente.

Cresta y surco: son depresiones alargadas y continuas. Tienen la misma génesis que los Turboglifos (turbulencia), pero su morfología es distinta. Solo dan dirección de la paleocorriente.

Postdeposicionales (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican dirección de paleocorriente (no sentido).

Medialunas de corriente: son depresiones con geometría de medialuna generadas por la presencia de un obstáculo en el camino de la corriente. los mismos tienden a inducir un flujo secundario (respecto al flujo principal), que provoca un patrón característico de erosión y depositación.

Postdeposicionales (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad / indica dirección y sentido de paleocorriente.

De gubia: Tienen una morfología característica en u, como si una gubia hubiera sido clavada y luego sacada. ¿?

Corte y relleno: Es un término general utilizado cuando una marca de cepillado es rellenada. Es decir, se producen por erosión diferencial de una corriente, en zonas localizadas (por turbulencia y/o abrasión), y el posterior relleno de sedimento de la depresión producida. Son comunes en el cauce de los ríos.

Surcos de retorno (rills marks): Son pequeños canales con frecuentes ramificaciones dendríticas y extremidades difuminadas (existen distintas morfologías), producidos sobre la superficie del sedimento. Están asociados con un cambio en las condiciones, de subácueas a subaéreas.

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Durante la exposición de la superficie del sedimento por el agua retirada, el agua es drenada fuera del sedimento y sobre su superficie fluye a través de canales erosionados por ella misma. Son comunes en las playas y planicies de inundación.

Generalmente estas estructuras son abundantes en inclinaciones que poseen ángulos de entre 2° y 3°.

Postdeposicionales (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad / indican dirección y sentido de la paleocorriente (ramificaciones).

MARCAS DE HERRAMIENTAS : Son depresiones producidas por objetos (rocas, fósiles, etc) transportados por una corriente, sobre un lecho fangoso. Deacuerdo a su morfología, existen distintos tipos:

Marcas de ranura (groove marks): son depresiones alargadas, extraordinariamente rectas, frecuentemente semicilíndricas y estriadas en dirección longitudinal.

Se originan por arrastre de un objeto sobre un lecho fangoso. Estos objetos pueden quedar hundidos al final del surco (a) o volver a ser levantados por la corriente (b). Es un criterio de polaridad y de paleocorriente (dirección y, si se conserva el objeto, también sentido). Es más frecuente encontrarlos como el contramolde en la base del estrato arenoso suprayacente (siendo en este caso predeposicionales). Son muy frecuentes, aunque no exclusivos, de las series turbidíticas.

Postdeposicionales (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican dirección de paleocorriente (y posiblemente sentido).

Marcas en chevrón (chevrón marks): este tipo de estructura está compuesta por una serie de depresiones en forma de V que se cierran en el sentido de la corriente. Se cree que la marca es producida por el impacto intermitente del objeto, con un ángulo rasante respecto a la superficie.

Se han encontrado casos en que la marca de chevrón con la forma de V se encuentra cerrada apuntando corriente arriba.

Postdeposicional (molde) o predeposicionales (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad / indica dirección y sentido de paleocorriente.

Marcas de golpecito o empujoncito (prod marks): son depresiones asimétricas (más profundas y empinadas en al sentido de la corriente) generadas cuando un objeto impacta la superficie del sedimento con un alto ángulo. El objeto puede quedar detenido por un pequeño momento antes de ser levantado nuevamente por la corriente o bien quedar clavado sobre el lecho en forma permanente. Es criterio de polaridad y paleocorriente (dirección y sentido). Es más común encontrarlos como contramoldes en la base de estratos arenosos suprayacentes. Son muy frecuentes en las series turbidíticas, asociados a flute, groove y otras estructuras.

Postdeposicional (molde) o predeposicional (contramolde) /techo (molde) o base (contramolde)/indica polaridad / indica dirección y sentido de paleocorriente.

Marcas de rebote (bounce marks): son depresiones elongadas, simétricas y poco profundas, generadas cuando un objeto impacta el lecho con un bajo ángulo e inmediatamente rebota y vuelve a la corriente. Aquí no se conserva el objeto puesto que rebota. Los bounce son criterio de polaridad y paleocorriente (sólo indican dirección). Son muy frecuentes en las series turbidíticas, asociados a flute, groove y otras estructuras.

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Postdeposicional (molde) o predeposicional (contramolde) /techo (molde) o base (contramolde)/indica polaridad/indica dirección de paleocorriente.

Marcas de roce (brush marks): son depresiones elongadas, asimétricas, poco profundas y con bordes redondeados. Son generadas cuando el objeto impacta la superficie sedimentaria con un muy bajo ángulo (el ángulo es más bajo que en los bounce marks) y rebota inmediatamente.

Postdeposicional (molde) o predeposicional (contramolde) /techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad/indica dirección y sentido de paleocorriente.

Marcas de saltación (skip marks): Las marcas de saltación son depresiones asimétricas producidas a intervalos regulares, producidas cuando un objeto impacta en el lecho a intervalos regulares (objeto es transportado por saltación).

Postdeposicional (molde) o predeposicional (contramolde) /techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad/indica dirección y sentido de paleocorriente.

Marcas de rolido (roll marks): son depresiones continuas e irregulares producidas cuando un objeto rueda sobre el lecho (objeto es transportado por rolido).

Postdeposicional (molde) o predeposicional (contramolde) /techo (molde) o base (contramolde)/indica polaridad/indica dirección de paleocorriente.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS DE DEFORMACIÓN:

Son deformaciones en el sedimento producidas por procesos no tectónicos postsedimentarios, que actúan poco tiempo después de haber sido generado el depósito (deshidratación, impacto, cizalla y en algunos casos gravedad), o bien en las primeras etapas de compactación del mismo (gravedad, licuefacción, asentamientos y deslizamientos).

Los principales mecanismos formadores de estructuras de deformación son los siguientes:

• Fuerza de gravedad en una sucesión de capas con gradiente de densidad invertido• Licuefacción del sedimento• Movimientos a favor de una paleopendiente generados por gravedad (asentamientos y deslizamientos)• Fuerza de cizalla sobre la superficie de un sedimento no consolidado• Deshidratación, impacto

  Estos mecanismos producen deformación de la estratificación o laminación inicial. No se incluyen aquí, no obstante, las estructuras debidas a la acción destructiva de los organismos, que se clasifican como estructuras biogénicas.

En la gran mayoría de los casos (exceptuando solamente las estructuras producidas por gradientes de densidad invertidos), si el depósito no presenta ninguna estructura previa, las estructuras de deformación no son visibles.

Fuerza de gravedad en una sucesión de capas con gradiente de densidad invertido – estructuras de carga:

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Este mecanismo actúa cuando un estrato arenoso, más denso, es depositado sobre un estrato fangoso, menos denso. Esta recarga se manifiesta principalmente en movimientos verticales que lleva al hundimiento de las capas arenosas dentro de las capas fangosas, e incluso al ascenso de estas últimas sobre las primeras. Para ello, se requiere que ambos estratos tengan la capacidad de fluir. Esta capacidad de fluir se puede deber a un depósito reciente (deposito no consolidado) o bien a la licuefacción del sedimento cuando el mismo se encuentra a mayor profundidad (debido a una perturbación producida por un terremoto por ejemplo). En general la deformación comienza en zonas de mayor espesor de la capa arenosa (como resultado de una marca de herramienta sobre el estrato fangoso, de ondulas producidas en la capa de arena, etc).

En términos generales, hablamos de estructuras de carga. Estas presentan diferentes geometrías.

Calcos de carga (load casts) : Son estructuras con formas de lóbulos que sobresalen de la base de la capa de arena.

Postdeposicionales / base de arenisca / indican polaridad.

Relacionado con los calcos de carga se encuentra las estructuras flame.

Flames : Consisten en protuberancias de fango, en forma de llamas, proyectadas hacia el estrato de arena.

Postdeposicionales / techo de capa de fango / indican polaridad.

Pseudonódulos : Genéticamente son semejantes a los calcos de carga, solo que la arena que se hunde en el estrato subyacente se desconecta completamente de su estrato de origen, formándose "pseudonódulos", que tienen forma variable, sobre todo planas o cóncavas hacia el techo y convexas hacia la parte inferior, oscilando su diámetro mayor de centímetros a una decena de metros. Los pseudonódulos quedan rodeados totalmente por el estrato fangoso. La generación de estas estructuras es más probable que se produzca por la licuefacción del sedimento en profundidad, siendo probablemente el factor desencadenante un terremoto. El fango saturado en agua se fluidificaría al ser agitado y permitiría el movimiento de masas en su interior.

Postdeposicional / interna / puede indicar polaridad (forma asimétrica).

Ball and pillow (bola y cojín (almohada)) : se da cuando hay una gran diferencia entre el espesor de un estrato de arena en relación al de fango que se encuentra por debajo. Lo que sucede es el rompimiento de la capa de arena y el posterior hundimiento de la misma en la capa fangosa, también puede producirse el ascenso de la capa fangosa. Se denominan Pillows a los fragmentos de arnisca flotando en el fango. Estos pueden estar conectados entre sí o aislados. En el caso de que la arenisca tenga algún tipo de estructura interna, ésta misma se va a observar en el pillow.

Este tipo de estructura no está asociada a un ambiente en particular. Ambos son conocidos en ambientes ácueos pocos profundos y en turbiditas muy profundas.

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Postdeposicional / interna /puede indicar polaridad dependiendo de la morfología o estructura interna de los pillows.

Ondulas apiladas (load-casted ripples) : esta estructura está relacionada con una sobrepresión diferencial. Las crestas de las óndulas tienden a hundirse en la capa fangosa que se encuentra por debajo (debido a una mayor presión asociada a un mayor espesor local en la zona de la cresta). El amontonamiento de una ondula arriba de la otra produce un incremento en el hundimiento. Esta estructura se denomina “óndulas apiladas”. La capacidad de fluir de ambos estratos en este caso está dada por su depósito reciente.

Posdeposicional (molde) o sindeposicional (contramolde) / techo (molde) o base (contramolde) / indica polaridad

Licuefacción del sedimento:

En un sedimento consolidado, a una determinada profundidad, la fricción entre los granos mantiene a los granos juntos. Cuando un sedimento está saturado en agua, el espacio poral entre los granos está ocupado totalmente por la misma. La presión del agua poral de un sedimento situado a una determinada profundidad h, en un estado estable, es equivalente a la “presión que hubiera si la columna h fuera todo agua”, esto es un resultado empírico, a esta presión se la denomina presión neutral o presión hidrostática. Según esto, al aumentar la presión de carga (el espesor de la columna h), el agua de los poros tendera a escapar (lo hace lentamente) a fin de mantener la condición anterior. Tener en cuenta que la densidad de las rocas es mucho más alta que la del agua.

En algunas situaciones la presión de carga aumenta y no hay una migración suficiente del agua poral como para compensar dicho aumento. Esto sucede en general por una rápida sedimentación en superficie (no hay tiempo suficiente para lograr la migración) y/ o debido a que la migración se ve impedida por la impermeabilidad del estrato que contiene el agua poral o la impermeabilidad de los estratos adyacentes al mismo (en general los estratos de pelita son impermeables). En estos casos la presión de los fluidos será mayor a la que debería haber si el fluido escapara normalmente de los poros. Como resultado de esto, obtenemos fluidos sobrepresionados, donde la presión de los fluidos porales es mayor a la presión neutral (vale decir que a mayor presión de fluidos porales, menos fricción entre los granos que componen el sedimento). Se generan sedimentos subconsolidados, muy inestables, y aunque cualquier perturbación, por ejemplo un terremoto, tenderán a comportarse como un fluido (sedimentos hidroplásticos).

Cuanto mayor sea la presión del agua de los poros menor será el contacto entre los granos y por lo tanto habrá menor fricción entre los mismos.

Las estructuras resultantes de este fenómeno son:

Estratificación o laminación Convoluta : Es una estructura donde los estratos o laminas se ven intensamente plegados, pero la estratificación o la laminación es continua (no está rota). Esta unidad sedimentaria se encuentra limitada por estratos no deformados. Existen muchas explicaciones para este proceso pero de todas, la más simple es la que postula que se produce por licuefacción diferencial de una serie de capas (por efecto de un sismo, o cualquier otro tipo de shock). La licuefacción del material hace que se produzca el flujo intraestratal que da lugar a las contorsiones o pliegues de las láminas (originalmente horizontales).

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Postdeposicional / Interna / no indica polaridad

Diques clásticos (clastic dykes) : Cuerpos tabulares de materiales clásticos que cortan otros estratos. Tienen varios cm o dm de ancho, pero pueden cortar espesores de decenas de metros. Se deben a la inyección de sedimento sobrepresionado, por licuefacción iniciada por un terremoto o un deslizamiento. En estas condiciones, el sedimento se hace plástico y puede inyectarse en el estrato suprayacente. Es común que la arena intruya en estratos de pelitas.

Postdeposicional / interna / puede indicar polaridad

Volcanes de arena / fango : son estructuras de la superficie de estratificación, semejantes a un cono volcánico que pueden tener un diámetro de unos pocos centímetros a algunos metros. Se forman cuando el material de un dique clástico llega a la superficie y se derrama. Son criterio de polaridad.

Postdeposicional / techo (contramolde) o base (molde)/indican polaridad.

Plato y pilar (dish and pillar) : Estructura sedimentaria que se caracteriza por la sucesiva repetición de laminaciones cóncavas hacia arriba, con forma de plato, separadas entre sí por pilares verticales. Se forman por el escape de agua de un estrato con fluidos sobrepresionados, durante su licuefacción, deformándose la laminación original del mismo, la cual termina generando esta geometría característica. Son criterio de polaridad.

Postdeposicional / interna / indica polaridad.

Movimientos a favor de una paleopendiente generados por gravedad:

Los asentamientos y deslizamientos (descriptos más arriba), consisten en el movimiento de sedimentos poco consolidados a través de superficies de rotura discretas (curvas y rectas, respectivamente). Si bien el sedimento no está bien consolidado, este no pierde su cohesión (no es una avalancha de detritos) y se comporta como una unidad, por que podemos evidenciar la deformación en el mismo. Se originan cuando un movimiento sísmico desestabiliza el depósito, ubicado en una pendiente inestable. Los depósitos resultantes muestran pliegues y fracturas. Los pliegues muchas veces se denominan como pliegues sinsedimentarios, porque ocurren no mucho tiempo después de haberse generado el depósito (el sedimento no se encuentra litificado).

Postdeposicional / interna / no indica polaridad

Fuerza de cizalla sobre la superficie de un sedimento no consolidado

En casos excepcionales, la parte superior de la laminación frontal se ve volcada en dirección de la paleocorriente. Este rasgo se produce a partir de corrientes fuertemente cargadas de sedimento. El aumento en el esfuerzo de cizalla sobre la

Estrato con fluidos sobrepresionados que ante algún shock sufre licuefacción y es deformado.

Estrato con fluidos sobrepresionados que ante algún tipo de shock sufre licuefacción e intruye en el estrato suprayacente.

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parte superior de la laminación frontal produce deformación en esta zona, que tiende a mostrar pliegues recumbrentes en el sentido de la corriente (terminaciones “en forma de gancho” de las láminas frontales). Este rasgo ha sido observado comúnmente en depósitos fluviales.

Postdeposicional / interna (parte superior del estrato) / indica polaridad /indica dirección y sentido de paleocorriente.

Deshidratación, impacto:

Las estructuras resultantes son:

Deformación por impacto : Se refiere a cualquier tipo de deformación producida por el impacto de un clasto. Los ejemplos más importantes son los bloques expulsados por volcanes y los cadilitos en ambientes glacilacustres. Los cadilitos son aquellos clastos transportados por los témpanos, que van cayendo al derretirse los mismos y forman depósitos en los lagos glaciares.

Las deformaciones que generan estos impactos son evidentes cuando estos se producen sobre láminas horizontales. Se produce la rotura de las mismas hacia la parte superior, y hacia la parte inferior solo hay deformación (laminas cóncavas hacia arriba), pero no rotura.

Postdeposicional / techo / indica polaridad.

Marcas de gotas de lluvia (rain drop marks) : cuando llueve, las gotas pueden quedar marcadas en el techo de un depósito no consolidado. En general se produce sobre sedimentos fangosos (cohesivos). Las marcas son circulares si las gotas de lluvia caen verticalmente y ligeramente elípticas si su camino es oblicuo a la superficie.

Las marcas de lluvia tienen grandes chances de preservación en áreas que reciben solamente lluvias ocasionales. Así, ellas se encuentran principalmente en depósitos continentales en climas áridos y semiáridos.

Generalmente sólo se encuentran fósiles los contramoldes en la base del estrato suprayacente. Suelen estar asociadas a grietas de desecación. Son criterio de polaridad y paleoambiente.

Postdeposicionales (techo) o predeposicionales (base) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican paleoambiente.

Grietas de desecación (Dissecation or mud cracks) : los sedimentos fangosos saturados en agua al ser desecados por exposición subaérea, y por lo tanto compactados, producen un sistema de grietas que conforman una red y dividen la superficie en áreas poligonales. Las grietas en perfil tienen forma de V. Cada polígono de pelita puede separarse en láminas que se denominan barquillos. Los barquillos pueden curvarse debido a su escaso espesor y pueden yacer cóncavos o convexos hacia arriba. A veces estos se cierran lo suficiente como para constituir un clasto que se denomina intraclasto (ya que se forma in situ) y la roca resultante denomina conglomerado intraformacional; también pueden sufrir transporte y ser desgastados hasta redondearse. Por otro lado las grietas pueden rellenarse con arena, lo que también es frecuente encontrar en el registro geológico, incluso como contramolde de las grietas.

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Postdeposicionales (techo) o predeposicionales (base) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican paleoambiente.

Grietas de sinéresis (Syneresis cracks) : Aparecen en general en alternancias de fangos y arenas, bajo condiciones subacuáticas. Suelen aparecer como relieves “positivos” sobre la bases de capas de areniscas. En planta las grietas de sinéresis tienen forma irregular o geometría radial. La génesis de estas grietas está ligada a la pérdida de agua intersticial, por reorganización de sedimentos arcillosos con alta porosidad inicial, debida a floculación o por cambios de volumen de ciertos minerales arcillosos (“sinéresis”). Las marcas subácueas difieren de las subaéreas por su poco desarrollo y por no poseer secciones transversales en forma de V tan bien formadas.

Postdeposicionales (techo o base) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican ambiente subácueo.

Huellas de burbujas : generalmente formadas en la zona intermareal de las playas al escapar el aire atrapado en el sedimento en forma de burbujas en el agua que los empapa y estallar ésta en la superficie. Pueden formarse también por escape de otros gases ocasionados por la actividad orgánica. Son difícilmente fosilizables.

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Postdeposicionales (techo) o predeposicionales (base) / techo (molde) o base (contramolde) / indican polaridad / indican paleoambiente (zona intermareal).

Estructuras de deformación producidas por escarcha (helada) : la tierra y los sedimentos superficiales en algunas regiones frías son deformados y agrietados por la acción de la escarcha, produciendo fisuras con formas de V que pueden ser de varios metros de profundidad, ancho y largo. Más tarde, tal abertura es llenada por algunos materiales extranjeros. En el suelo de las regiones polares, se acumulan guijarros a lo largo de la grieta, haciendo una red poligonal de guijarros.

Postdeposicionales (techo) / techo / indican polaridad / indican paleoambiente.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS

Las estructuras sedimentarias químicas se forman por actividad química postdeposicional. Son de mineralogía variable. Se forman durante la diagénesis, tempranamente o mucho después de la depositación del sedimento.

Los procesos principales que generan este tipo de estructuras son:• Precipitación directa de minerales a partir del agua de los poros y en los poros. La precipitación se puede dar como

relleno de porosidad primaria o secundaria, o en cavidades asociadas a conchillas de organismos, por ejemplo.• Reacción entre el sedimento hospedante y las aguas porales (reemplazo, proceso particularmente común en nódulos).• Disolución de sedimentos por circulación de fluidos y por presión-solución.

Productos de precipitación: nódulos y concreciones

Son las estructuras más comunes. Presentan gran variedad morfológica, desde largos cuerpos de metros de diámetro a cuerpos pequeños de 1 mm o menos. Son agregados de minerales que precipitan cuando las condiciones físico-químicas son adecuadas. Debido a diferencias de energía superficial, la energía libre será menor si estos componentes se encuentran concentrados en vez de finamente divididos y diseminados; de ahí que los agregados tienden a formarse con el transcurso del tiempo (la precipitación localizada es energéticamente favorable). Pueden dar importante información acerca de las condiciones químicas existentes en el sedimento durante la diagénesis.

Concreciones: Las concreciones son cuerpos esféricos a subesféricos. Se generan como resultado de la precipitación localizada de un cemento en los espacios porales y, como característica, engloban al sedimento hospedante, es decir cementan parte de la roca sedimentaria (crecimiento poikilítico). Es común que la precipitación comience en la periferia de algún organismo, donde su descomposición favorece de alguna manera la precipitación de determinado cemento, o alrededor de conchillas carbonáticas que hacen de núcleo al cemento calcítico o aragonítico.

Es muy común observar que la laminación o la estratificación tiende a atravesar la concreción. Si la concreción se forma antes de la compactación del sedimento, entonces puede observarse que la laminación o estratificación es más potente dentro de la concreción respecto a la parte externa. Esto ocurre porque fuera de la concreción no hay nada que ocupe los poros, y el sedimento puede ser compactado. Existe una ecuación en este caso que permite estimar el porcentaje de compactación: % de compactación = 100 * (a - b)/a

Si la concreción precipita luego de la compactación, durante una etapa más avanzada de la diagénesis, entonces no hay variación del espesor de las láminas o estratos.

Algunos tipos de concreciones particulares:

Marlekor: Son un tipo particular de concreciones elongadas paralelamente al plano de estratificación. Se asocian a la zona freática saturada donde existen gradientes en la velocidad del agua poral o a depósitos bien estratificados con diferentes permeabilidades. Ambos mecanismos favorecen el crecimiento en determinadas direcciones. Son comunes en depósitos glaciarios y lacustres.

Septarios y melikaria: Los septarios (septarian concretions) son un tipo particular de concreciones que contienen grietas (estrictamente los septarios) en el interior (septum: partición). El proceso que genera estas grietas no es aún claro y se proponen diferentes mecanismos: 1) deshidratación de arcillas o geles; 2) contracción del centro de la concreción debido a

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un gradiente diferencial de cementación desde la periferia hacia el centro; 3) expansión de gases por decaimiento de materia orgánica; 4) contracción por desestabilizaciones producidas por esfuerzos (sismos o compactación), entre otros. Las grietas generalmente se cementan con calcita, siderita, pirita u óxidos de hierro. Cuando sólo se preserva el conjunto de grietas cementadas se denomina comúnmente melikaria.

Nódulos:

Los nódulos, al igual que las concreciones, son cuerpos esféricos a subesféricos generados por la precipitación localizada de un determinado cemento. Suelen ser más irregulares y su génesis se diferencia de las concreciones debido a que los nódulos desplazan el sedimento durante su precipitación (crecimiento desplazante). En general, indican cementación en condiciones de baja proundidad, las cuales serían necesarias para lograr el desplazamiento del sedimento.

Calcretes, caliches o tosca: se forman actualmente en regiones semiáridas, donde las precipitaciones se encuentran entre 200 y 600 mm por año y la evaporación excede la precipitación. Son típicos de planicies aluviales. Pueden formar nódulos (muñecos de tosca) aislados, o capas continuas masivas o anastomosadas.

Se forman en la zona vadosa por descenso de salmueras cargadas de CaCO3 o en el límite superior de la freática por ascenso capilar de soluciones. Están formadas por micrita equigranular con crecimiento desplazante, con rellenos esparíticos en tubos y fisuras.

Silcretes: son nódulos silíceos que se forman en general en zonas áridas (no exclusivamente). Se forman a partir de aguas alcalinas (pH mayor que 9), debido a una posterior dsminucion del pH. Son indicativos del desarrollo de suelos.

Presentan cementos de ópalo o microcuarzo. También son frecuentes en sedimentos volcaniclásticos y en flujos lávicos antiguos, a partir de la alteración del vidrio y de la liberación de sílice.

Composiciones minerales más comunes de nódulos y concreciones:

La mineralogía es un importante indicador de la química del agua poral durante el crecimiento del nódulo o concreción. Para que un mineral particular precipite, el agua poral debe estar sobresaturada en el ion constituyente. Además de la presencia de dicho mineral en solución, las principales condiciones químicas a tener en cuenta son la acicidad / alcalinidad (pH) y el potencial de oxidación / reducción (Eh).

La siguiente figura muestra las condiciones generales bajo las cuales se forman algunos minerales:

• Calcita (CaCO3) (condiciones variadas): es una de las más comunes. El carbonato del calcio puede haber estado disponible dentro del sedimento, por ejemplo, como los fragmentos de conchillas, o puede haberse introducido de afuera. Ocurre en muchos tipos de rocas sedimentarias.

• Dolomita-ankerita-siderita (CaMg (CO3)2-Ca(MgFe)(CO3)2-FeCO3) (condiciones reductoras): comúnmente se dan

concreciones en fangolitas y limolitas. La evidencia del origen durante la diagénesis temprana (precompactación) es común, sugiriendo que las condiciones químicas indispensables son obtenidas pronto después de la depositación.

• Pirita y Marcasita (FeS2) (condiciones muy reductoras): ambos sulfatos aparecen como nódulos en rocas clásticas (particularmente fangolitas con alta concentración en materia organica) y carbonáticas.

Ambos minerales reflejan las condiciones fuertemente reductoras dentro del sedimento después de la depositación.

• Sílice (nódulos de chert en carbonato, en areniscas, silcretes) –condiciones ácidas-: los nódulos y concreciones silíceas en carbonatos y en areniscas. La precipitación de sílice parece que requiere una débil condición ácida.

• Evaporitas (yeso CaSO42H2O y anhidrita CaSO4) (ambientes muy alcalinos): ambos ocurren cuando el nódulo se origina en una temprana diagénesis en condiciones altamente alcalinas, por ejemplo debajo de la superficie de lagos efímeros en zonas áridas. La roca madre es usualmente carbonática, pero los nódulos evaporíticos también ocurren en sedimentos clásticos, particularmente en limolitas barrosas. El yeso puede darse también como concreción.

• Hematita (Fe2O3) (ambiente oxidante): La hematita ocurre en formas nodulares así como en su estado más familiar como el pigmento en red beds. En cada caso se requieren condiciones oxidantes, aunque puede persistir reduciendo las condiciones alcalinas ligeramente.

• Baritina (BaSO4) (condiciones oxidantes): es bastante común como un cemento local, particularmente en areniscas

rojas donde forma cristales poikilíticos encerrando granos de arena. En los desiertos modernos las rosas de arena se forman cerca de la superficie del terreno. Condiciones oxidantes y un suministro de bario en solución son necesarios para formar baritina de esta manera.

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• Limonita (2Fe2O33H2O) (condiciones oxidantes): se pueden formar estos nódulos o concreciones si prevalecen las condiciones oxidantes en el agua subterránea. Más comúnmente ocurre la concreción en arenas y areniscas.

• Manganeso

Forma y Localización de nódulos y concreciones:

Siguiendo capas: ocurren en zonas paralelas a las capas, y poseen formas bastante aplanadas. Un ejemplo son las concreciones marlekor.

Siguiendo trazas: tienen formas elongadas y particularmente muestran ramificaciones.

Siguiendo raíces: en paleosuelos, en carbones, las concreciones están comúnmente asociadas con raíces que penetran las capas. La concreción tiende a ser elongada perpendicular al estrato. Principalmente están compuestas por siderita o limonita, también suelen contener pequeños cristales de pirita.

Centradas en fósiles: hay tres maneras en que un fósil puede proporcionar un sitio para el desarrollo de concreciones. Primero, es el caso de que el fósil en su lugar puede convertirse en una concreción cuando el material de la concreción reemplaza y construye una réplica exacta del fósil (por ejemplo la piritización). Segundo, es el caso de que el fósil sea un núcleo de precipitación. El organismo puede descomponerse y proporcionar una condición química local en el agua poral que favorezca la precipitación. En tercer lugar, y más raramente, la concreción puede ocurrir alrededor de la posición ocupada por las partes blandas del animal, mientras las partes duras permanecen imperturbadas.

Proceso común: El amoníaco generado por la materia en descomposición puede localmente alterar el pH, de manera de lograr la precipitación del carbonato de calcio, imposibilitado de hacerlo en otros lugares.

Productos de disolución

Hay dos tipos de efectos de disolución que ocurren comúnmente en secuencias de calizas:

• Estilolitas: Son superficies de disolución altamente crenuladas (tienen la forma de un electrocardiograma), cuyo espesor varía desde una fracción de milímetro (microestilolitas) hasta diez o veinte centímetros. Se forman por presión-solución en planos perpendiculares a la dirección de esfuerzo principal.  La superficie está formada por residuos insolubles como arcillas u óxidos de hierro.

Son muy abundantes en rocas carbonáticas (mas raramente en areniscas). Están presentes en las carbonatitas metamórficas, especialmente los mármoles.

En unos pocos casos es posible estimar el volumen de roca disuelta en la producción de una junta estilolítica. Tales estimaciones muestran que el espesor mínimo sustraído a la capa puede ser varias veces la amplitud de la junta. La reducción en total del espesor de la capa carbonática puede ser del 40% del espesor original.

• Brechas de colapso: en algunas secuencias que contienen o pueden haber contenido evaporitas, a veces pueden ocurrir horizontes de brecha, compuestos por angulares pueden ser de cualquier tamaño. Tales brechas son el resultado de una intensa disolución de una unidad de evaporitas, que causa el colapso del depósito que recubre la secuencia evaporítica.

• Moldes de cristales: bajo condiciones favorables, cristales de varias sustancias tal como hielo, sal, yeso, etc, crecen en una superficie suave de sedimento. Si esos cristales después desaparecen por procesos tales como fusiones, disoluciones, etc, quedará una impresión distintiva del sistema del cristal. Cuando esa impresión es llenada por sedimento, da origen a un cristal pseudomorfo.

Estructuras sedimentarias biogénicas

•Son producto de la disturbación del sedimento por la actividad de animales y plantas.• No se preserva el esqueleto, pero sí una huella de la actividad del organismo.•En general se forman durante o poco después de la sedimentación (sedimento no cohesivo)•Pueden ser abundantes en capas en las cuales no hay cuerpos fósiles (formadas por organismos blandos). Los organismos

de cuerpo blando se preservan como cuerpos fósiles solo en circunstancias extraordinarias. Los estudios icnológicos permiten rescatar la información de los organismos sin partes duras, ya que es común que se preserve el registro de su actividad por medio de trazas fósiles.

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• Se encuentran “in situ” y no son fácilmente retrabajadas como los cuerpos fósiles. De hecho los procesos diagenéticos que destruyen los cuerpos fósiles, en muchos casos pueden resaltar las estructuras biogénicas.

•Su morfología rara vez coincide con la del organismo que la forma.

• Otorgan información acerca de la ecología y comportamiento de los organismos• Otorgan información acerca del ambiente sedimentario• La concentración de trazas en ciertos horizontes indica superficies de discontinuidad (discordancias, diastemas)• Dan origen a sedimentos moteados o masivos por intensa bioturbación.

Principales tipos de estructuras biogénicas:

• Trazas fósiles• Estromatolitos y oncoides• Marcas de raíces y Paleosuelos

Trazas Fósiles:

•Icnología = Es la ciencia que estudia las trazas fósiles•Icnofósil = Se aplica a una traza fósil de características definidas que permiten diferenciarla de otras trazas.•Icnocenosis = Asociación de trazas fósiles contemporáneas, relacionadas entre sí por las características del ambiente

(similar a una comunidad de organismos).•Icnofacies = Agrupamiento de icnofósiles que caracterizan parte de una roca sedimentaria (Seilacher, 1967). Registro

fósil de una icnocenosis (o varias).

Una icnofacies puede contener una o varias icnocenosis. Por ejemplo, debido al ascenso del nivel del mar, pueden generarse trazas correspondientes a altas profundidades en zonas anteriormente someras, las cuales pueden poseer trazas asociadas a bajas profundidades. Si ambas trazas son preservadas, tenderemos dos asociaciones no contemporáneas de icnofósiles. Ambos constituyen una icnofacies, la cual está compuesta por dos icnocenosis.

Clasificación de Trazas Fósiles:

•Por su posición en el estrato•Etológica: de acuerdo con el comportamiento de los organismos que las generan•Taxonómica: Icnogéneros e icnoespecies. No la vemos.

Clasificación por su posición en el estrato:

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Clasificación etológica:

Este tipo de clasificación está basado en el comportamiento del organismo cuando hizo la marca. Y pueden ser de las siguientes formas:

-. De pastoreo (grazing o Pasichnia): se combinan la actividad de locomoción y alimentación.-. De descanso o búsquea de refugio (Cubichnia)-. De locomoción (Repichnia): son estructuras lineales o sinuosas.-. De arrastre (crawling)-. De vivienda y pastoreo-. De vivienda (dwelling o Domichnia): comprenden estructuras de habitación de organismos infaunales. -. De alimentación (feeding o fodinichnia): se incluyen las estructuras construidas por organismos depositívoros

infaunales.-. De escape (Fugichnia): reflejan un rápido movimiento por parte del organismo.-. De cultivo o trampas de alimento (Agrichnia): constituyen estructuras complejas, con patrones regulares y

geométricos muy estructurados que servirían como domicilio y lugar de cultivo de bacterias o trampas para microorganismos.

-. De predación (Praedichnia)-. De equilibrio (Equilibrichnia): son estructuras que registran los ajusten en la profundidad de las estructuras

biogénicas con respecto a los eventos de acreción o erosión del sedimento. En la mayoría de los casos los organismos deben mantener una distancia constante con la superficie del sedimento, por este motivo, si se produce agradación, las estructuras van a mostrar un movimiento hacia arriba, si en cambio se produce erosión del sedimento, las estructuras van a registrar un desplazamiento en la dirección contraria. Estas estructuras pueden mostrar una gradación hacia trazas de escape si las fluctuaciones en la tasa de sedimentación son abruptas. Spreiten??

Icnofacies:

La asociación de ciertas trazas fósiles va a responder a parámetros ambientales determinados. Entonces, al considerar a los icnofósiles en conjunto como una asociación (icnofacies), esta se puede utilizar para realizar una interpretación ambiental. Una icnofacies refleja en forma directa varios parámetros ambientales. Los más importantes son:

1) Energía : Las icnofacies de alta energía están dominadas por trazas que tienen una disposición predominantemente vertical. Las icnofacies de baja energía, en cambio están dominadas por trazas que se disponen preferentemente de manera horizontal.

2) Tipo de sustrato : Existen cinco categorías que definen al sustrato según su consistencia:- sustratos soposos (soupgrounds): sobresaturados de agua, sin cohesión. No se preservan trazas fósiles;- sustratos blandos (softgrounds): el sedimento presenta el contenido de agua suficiente como para permitir la

excavación de los organismos sin que se produzca el colapso de las estructuras. Mayoría de trazas preservadas;- sustratos firmes (firmgrounds): se encuentran compactados y deshidratados. Las icnofacies son de menor

diversidad que las desarrolladas en sustratos blandos. Excavaciones y pseudoperforaciones;- sustratos duros (hardgrounds): Sustratos litificados. Perforaciones;- sustratos xílicos (woodgrounds): Compuestos por material carbonoso (madera). Perforaciones.

3) Oxigenación : en general los requerimientos de oxígeno aumentan con el tamaño y la actividad del organismo. En general, en los fondos bien oxigenados, los organismos construyen excavaciones profundas, oxigenando a su vez los sectores más profundos del sedimento. A medida que la concentración de oxígeno sobre la superficie del sedimento es menor, los organismos construyen excavaciones menos profundas y de menor tamaño. Finalmente los depósitos anóxicos carecen en general de organismos y por lo tanto de estructuras biogénicas.

4) Batimetría : En el caso de las asociaciones marinas de sustrato blando, la geometría y profundidad de las trazas varia con el gradiente batimétrico. Sin embargo se trata de un factor secundario, determinado principalmente por la energía y oxigenación del medio, factores que tienden a estar correlacionados (a mayor profundidad, menor energía y menor oxigenación). Así, en zonas profundas, las trazas tienden a ser horizontales y poco profundas, En cambio, en zonas poco profundas, las trazas tienden a ser verticales y mas profundas.

Tambien son importantes la salinidad, la taza de sedimentación (lenta favorece la bioturbación) y el aporte de nutrientes.

Tipos de Icnofacies:

Existen tres tipos principales de icnofacies: Marinas, continentales y mixtas.

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•Scoyenia (continental)•Psilonichnus (mixto)•Trypanites (marino, fondos duros)•Glossifungites (marino, fondos semiconsolidados)•Skolithos (marino litoral, fondos arenosos)•Cruziana (marino sublitoral, submareal)•Zoophycos (marino batial, y anóxico)•Nereites (marino profundo - abisal)

Continentales:

Scoyenia• Geometrías variadas

Implicancias• Condiciones de baja energía.• Ambientes continentales transicionales entre acuáticos y terrestres (costas de lagos y ríos). Tubos, nidos, cuevas o

icnitas.

Mixtas:

Psilonichnus:

• Dominio de excavaciones verticales en J, Y y U. Formas simples producidas por organismos variados como cangrejos, insectos, arácnidos, etc.

Implicancias:• Mezcla de condiciones marinas, marinas marginales y continentales. Variaciones extremas en nivel de energía y tipo de

sustrato.

Marinas:

Sustrato blando: Presentan una caracterización deacuerdo al gradiente batimétrico:

Icnofacies de Skolithos:• Dominio de excavaciones verticalesImplicancias:• Altos niveles de energía de corrientes y olas• Sustrato móvil de tipo arenosos bien seleccionado a ligeramente fangoso

Icnofacies de Cruziana:• Mezcla de estructuras verticales, horizontales, oblicuas.

Implicancias:• Niveles moderados a bajos de energía de olas y corrientes.• Sustratos arenosos a limosos pobre a moderadamente seleccionados

Icnofacies de Zoophycus:

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• Estructuras horizontales a ligeramente inclinadas.

Implicancias:• Condiciones de baja energía.• Sustrato fangoso arenoso pobremente seleccionado.• Condiciones de pobre oxigenación.• Abundante materia orgánica.

Icnofacies de Nereites:Geometrias complejas y de poca profundidad (debido a la baja oxigenación)Implicancias:Baja energía y poca oxigenacion

Sustrato firme:

Icnofacies de Glossifungites:• Dominio de pseudoperforaciones verticales, cilíndricas, en U o en forma de gota y excavaciones de habitación

ramificadas.Implicancias:• Sustratos marinos firmes, no litificados (fangos deshidratados)

Sustrato xílico: Icnofacies de Teredolites:• Perforaciones en la madera (para vivienda)

Implicancias• Sustratos leñosos o altamente carbonáceos, marinos.

Sustrato duro: Icnofacies de Trypanites:• Dominio de perforaciones cilíndricas, en U o en forma de vaso o gota.

Implicancias• Sustratos marinos totalmente litificados.• Arrecifes, costas rocosas y rocas de playa.

Resumen de facies

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Estromatolitos y oncoides

Las cianobacterias son los principales formadores de los “microbial mats” o “felpudos microbianos” delgadas capas orgánicas (que además de cianobacterias contienen diatomeas, hongos y otros organismos).

Son comunes en el fondo de ambientes marinos (submareales someros a supramareales) y también en aguas dulces o hipersalinas continentales.

Como son mucilaginosas y fibrosas, las cianobacterias atrapan sedimentos. Una vez que los sedimentos las cubren, la colonia vuelve a colonizar la superficie del sedimento y abandona la capa orgánica inferior. Esto da origen a una estructura laminada con alternancia de capas de sedimento y capas de materia orgánica, que puede tener morfologías variadas y que se denominan “estromatolitos”.

Paleosuelos y marcas de raíces:

Las raíces se acuñan en profundidad. Es raro encontrar paleosuleos con raíces bien preservadas.

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Como se desprende de la figura, las calizas y dolomías primarias tienen un origen químico y bioquímico (caliza autóctona), las demás se forman por erosión de las calizas autóctonas y depositación dentro de la misma cuenca. Las calizas clásticas se producen por fragmentación mecánica de calizas preexistentes dentro de la misma cuenca con mezcla de material externo a la misma (terrígeno), por lo que no son comparables directamente con las areniscas. Por ejemplo, el embate de las olas en un arrecife coralino produce trozos o clastos de carbonato que son luego depositados como bancos estratificados próximos a dicha estructura, en un proceso meramente mecánico, así su génesis es clástica.Con respecto a las dolomías, estas son menos frecuentes y se producen generalmente por transformación epigenética de calizas, es decir por cambios mineralógicos, texturales y estructurales una vez formada la roca. El término singenético se refiere, por el contrario, a todos aquellos cambios que se producen durante la depositación. Otro origen posible para las dolomitas es como evaporitas.