2.1 a mp estratigrafiÌa y sedimentologiÌa

7/23/20192.1 A MP Estratigrafia y sedimentologia

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2 Estratigrafa y Sedimentologa

NDICE

PRESENTACIN ....................................................................... 4

INTRODUCCIN ....................................................................... 7

OBJETIVO GENERAL ............................................................... 12

ESTRATIGRAFA Y SEDIMENTOLOGA ...................................... 13

1. INTRODUCCIN A LA SEDIMENTOLOGA ........................ 13

1.1 Procesos en la generacin de sedimentos ......................... 15

1.2 Transporte de sedimentos .............................................. 23

2. SEDIMENTOS SILICICLSTICOS O TERRGENOS ............ 34

2.1 Propiedades y composicin de los sedimentos ................... 34

2.2 Composicin de las rocas clsticas ................................... 51

3. SEDIMENTOS CARBONATADOS ....................................... 62

3.1 Composicin de las rocas carbonatadas ............................ 62

3.2 Otras rocas qumicas ..................................................... 65

4. PROCESOS DIAGENTICOS ............................................. 72

4.1 Principales procesos diagneticos .................................... 72

4.2 ndices diagenticos ...................................................... 79

4.3 Tipos de diagnesis ....................................................... 83

5. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS ..................................... 85

5.1 Clasificacin de las estructuras sedimentarias ................... 85

6. AMBIENTES DE DEPSITO ............................................ 108

6.1 Facies sedimentarias .................................................... 1086.2 Ambientes sedimentarios ............................................. 130

7. EJEMPLOS DE PALEOAMBIENTES SEDIMENTARIOS DE

MXICO ................................................................................ 168

8. INTRODUCCIN A LA ESTRATIGRAFA ......................... 180

8.1 Principios estratigrficos ............................................... 180

8.2 Estrato, estratificacin y laminacin ............................... 187

9. CLASIFICACIN ESTRATIGRFICA ............................... 192


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9.1 Nomenclatura y unidades estratigrficas ........................ 192

10. LITOESTRATIGRAFA .................................................... 197

10.1 Unidades litoestratigrficas ......................................... 197

10.2 Unidades litodmicas ................................................. 207

10.3 Unidades aloestratigrficas ......................................... 209

11. BIOESTRATIGRAFA ..................................................... 212

12. OTRAS CATEGORAS DE UNIDADES ESTRATIGRFICAS 219

12.1 Magnetoestratigrafa .................................................. 219

12.2 Cronoestratigrafa ...................................................... 221

12.3 Geocronologa ........................................................... 222

13. SNTESIS ESTRATIGRFICA ......................................... 225

13.1 Discontinuidades estratigrficas ................................... 225

13.2 Tipos de discontinuidades estratigrficas/discordancias 227

13.3 Ciclos estratigrficos .................................................. 234

13.4 Mapas geolgicos ....................................................... 242

13.5 Secciones geolgicas .................................................. 246

13.6 Cuencas sedimentarias ............................................... 248

13.7 Correlacin estratigrfica ............................................ 254

13.8 Estratigrafa de secuencias .......................................... 262

CONCLUSIONES ................................................................... 267

GLOSARIO............................................................................ 269

BIBLIOGRAFA ..................................................................... 274


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PRESENTACIN

Actualmente, dado el proceso de modernizacin que vive el pas, es

una de las preocupaciones de la Administracin Pblica la

preparacin de cuadros laborales. En este sentido, la capacitacin de

futuros expertos en las especialidades que PEMEX necesita, adquiere

especial relevancia por el significado que tiene como empresa pblica

paraestatal mexicana petrolera, encargada de administrar la

exploracin, explotacin y ventas de petrleo.

Por lo tanto, se ha venido dando mucho nfasis a la reconocida

importancia que es la integracin y compenetracin del personal con

sus propias funciones y con las dems a fin de transmitir, difundir y

acrecentar el conocimiento que apoye al cumplimiento de los

objetivos organizacionales. Ya que el factor humano es cimiento y

motor de toda organizacin y su influencia es decisiva en eldesarrollo, evolucin y futuro de la misma.

En el presente manual abordaremos temas que permitan generar un

panorama amplio y claro de la Estratificacin y Sedimentacin,

especialidades que dentro de la organizacin son consideradas

sustantivas, as como te proporcionar elementos tcnico-

metodolgicos para la imparticin de cursos con un nivel ptimo deeficiencia.

El curso es de suma importancia para quienes se integran al

Programa de la Especialidad de Geociencias , ya que te al

trmino del curso ser capaz de identificar a las rocas sedimentarias y

con base a la descripcin de sus caractersticas, establecer los

procesos y las condiciones que intervinieron en su formacin. As

como definir sus lmites y variaciones espaciales, laterales y


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verticales, y temporales, con el fin de responder a los

requerimientos de la organizacin.

El beneficio que tendrs ser obtener los conocimientos, habilidades

y actitudes necesarias para continuar el proceso de formacin que

ofrece PEMEX a travs de este programa.

Este curso est dirigido a personal de nuevo ingreso que desea

laborar en Petrleos Mexicanos y que cursaron las carreras de

Geologa, Geofsica y Geociencias.

El curso se desarrolla de manera presencial en 40 horas distribuidas en

trece lecciones, el manual estructura cada una de ellas con un

contenido especfico, que integrados permitirn llegar al objetivo

planteado.

La estructura del manual es la siguiente:

1. introduccin a la sedimentologa

2. Sedimentos siliciclsticos o terrgenos

3.

Sedimentos carbonatados

4. Procesos diagenticos

5. Estructuras sedimentarias

6.

Ambientes de depsito7.

Ejemplos de paleoambientes sedimentarios de Mxico

8. Introduccin a la estratigrafa

9. Clasificacin estratigrfica

10.Litoestratigrafa

11.Bioestratigrafa

12.Otras categoras de unidades estratigrficas

13.Sntesis estratigrfica


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Te recomendamos que te bases en el manual del participante para el

desarrollo del curso, y adems que los complementes con la

informacin que expondr el instructor; en la parte final se presenta

la bibliografa que te servir como apoyo para comprender ms a

fondo los temas que en este manual se consideran

Te damos la ms cordial bienvenida a esta experiencia de

enseanza.

Bienvenido!


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INTRODUCCIN

La Estratigrafa y la Sedimentologa son ramas de la Geologa que

permiten entender mejor el comportamiento de las rocassedimentarias, su origen, distribucin, relaciones espaciales y

temporales; es por eso que en el trabajo de exploracin petrolera es

necesario hacer un trabajo detallado de estos aspectos para poder

tener un conocimiento detallado de las caractersticas geolgicas de

las zonas de inters y as construir un modelo fiel de los elementos

geolgicos de la regin.

El desarrollo de los trece temas que incluye el manual te permitir

cumplir con el objetivo general del curso que esta enfocado en la

aplicacin delos conocimientos en el proceso exploratorio; te dar

herramientas de anlisis sedimentolgico, te permitir clasificar los

diferentes tipos e rocas, identificar los ambientes de depsito, las

relaciones estratigrficas, las caractersticas litolgicas, de contenido

fsil, de edad, y basado en todos estos elementos podrs construir

mapas geolgicos, secciones geolgicas y realizar correlaciones

estratigrficas.

La Sedimentologa estudia los procesos de formacin, transporte y

depsito de material que se acumula en forma de sedimentos en

ambientes continentales, marinos, y mixtos

El intemperismo, la erosin y el transporte, adems de la

acumulacin o depsito dan origen a la formacin de sedimentos. Y

los agentes de transporte.

Los sedimentos se forman a partir de rocas preexistentes y se clasifican

como: sedimentos clsticos y no clsticos. Se estudian diferentespropiedades de los sedimentos como granulometra, geometricidad y


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ecuanticidad, esfericidad, platidad (ndice de aplastamiento), circularidad y

redondez.

Los sedimentos se clasifican por su tamao en gravas, arenas, limos y

arcillas. La clasificacin de las rocas sedimentarias clsticas con base en el

tamao de sus detritos considera tres grupos principales: conglomerados,

areniscas y lutitas. La composicin de los fragmentos que componen la roca

tambin es considerada para otras clasificaciones.

Las rocas carbonatadas se clasifican como rocas ortoqumicas y

aloqumicas; y existe clasificacin textural en base a las proporcionesde aloqumicos y lodo calcreo.

Otras rocas qumicas que son rocas silceas, rocas carbonosas, rocas

ferruginosas y rocas fosfticas.

La diagnesis son los procesos fsico/qumicos y biolgicos que se

producen despus que fueron depositados los sedimentos, y Losprocesos diagenticos ms importantes son disolucin,

recristalizacin, reemplazamiento mineral, cementacin,

compactacin y cristalizacin autignica.

Las estructuras sedimentarias son atributos de las rocas sedimentarias y

definen la disposicin geomtrica de los elementos que constituyen un

sedimento; es una consecuencia de los agentes geolgicos y de los procesosfsicos, qumicos y biolgicos.

Las facies sedimentarias son cuerpos de roca caracterizados por una

particular combinacin de rasgos paleontolgicos y litolgicos; se

tienen diferentes tipos de facies: litofacies, biofacies, icnofacies,

microfacies, electrofacies, sismofacies y tectonofacies.


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Los factores que controlan los cambios de facies son el clima; y el tipo y

volumen de sedimentos.

Un ambiente sedimentario es una regin donde se lleva a cabo el

depsito y la acumulacin de los y est condicionado principalmente

por el clima y el rgimen tectnico y se clasifican medios

continentales, marinos y transicionales.

La Estratigrafa estudia e interpreta las rocas sedimentarias

estratificadas y es utilizada para conocer las relaciones entre el

conocimiento bsico (investigacin bsica o pura) y el conocimientoaplicado (investigacin aplicada).

Los principios fundamentales de la Estratigrafa son la base para

entender la historia y evolucin de la Tierra.

Una unidad estratigrfica es un conjunto de estratos adyacentes que

se distinguen por una o varias de las muchas propiedades que lasrocas poseen.

En el Cdigo Estratigrfico Norteamericano las unidades geolgicas se

basan en sus caractersticas litolgicas, en el contenido

paleontolgico, en los lmites fsicos y en las categoras relacionadas

con la edad.

Las clasifica de acuerdo a su contenido litolgico es unidades

litoestratigrficas, litodmicas y aloestratigrficas.

Se estudian las unidades bioestratigrficas en base a su contenido

fsil.


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Las unidades de magnetopolaridad se definen por sus propiedades

magnticas remanentes especficas.

Las unidades cronoestratigrficas son cuerpos de roca que sirven

como referencia material para todas las rocas que se formaron

durante el mismo intervalo de tiempo.

Las unidades geocronolgicas son divisiones de tiempo que

tradicionalmente se distinguen sobre la base del registro de las rocas.

Una discordancia es la relacin gentica entre dos unidades

litoestratigrficas superpuestas entre cuyo depsito se identifique una

interrupcin sedimentaria medible.

Un ciclo de variacin eusttica del nivel del mar es el intervalo de

tiempo geolgico durante el cual ocurre un levantamiento gradual,

seguido por una fase de estabilidad y una rpida cada.

Los mapas geolgicos representan la distribucin geogrfica de los

cuerpos rocosos. Se utilizan tambin mapas de contornos

estructurales que son la proyeccin en el plano horizontal de niveles

estratigrficos (cima o base); y los mapas de ispacas en la

representacin de la variacin de espesor de secuencias

estratigrficas.

Una seccin geolgica puede ser del tipo estructural para definir

fallas, pliegues y definir el marco estructural.

Las cuencas sedimentarias se clasifican de acuerdo con el tipo de

sustrato (cuencas sobre sustrato de corteza ocenica, cuencas sobre

sustrato de corteza contiental, cuencas sobre sustrato de corteza


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ocenica-continental); y de acuerdo al ambiente tectnico (cuencas

en extensin, cuencas en compresin, cuencas transformantes).

La correlacin estratigrfica es un procedimiento que sirve para

establecer la correspondencia entre partes geogrficamente

separadas de una unidad geolgica.

Se utilizan mtodos de correlacin a cualquier criterio que demuestre

la equivalencia de dos o ms unidades estratigrficas en diferentes

secciones estratigrficas, entre ellos se tienen: Litocorrelacin,

Biocorrelacin. Cronocorrelacin, Mtodos Geofsicos, Indicadores

mineralgicos y geoqumicos, Paleomagnetismo, Mtodos

radiomtricos y Ritmoestratigrafa.

La Estratigrafa de secuencias es la metodologa que permite definir

un cuadro cronoestratigrfico a escala global basndose en la

datacin precisa de las lneas de tiempo.


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OBJETIVO GENERAL

Al trmino del curso, el participante valorar de forma escrita en una

evaluacin, los aspectos sedimentolgicos y estratigrficos que son

de aplicacin en proyectos de exploracin y de desarrollo de campos

petroleros. Desarrollar los procesos de formacin de sedimentos,

los tipos de rocas que estos originan, los ambientes sedimentarios,

adems de los procesos y condiciones de cambios que experimentan

(diagnesis); explicar la clasificacin de las rocas sedimentarias

utilizando diferentes criterios geolgicos. Definir los lmites, la

geometra y distribucin de las unidades estratigrficas considerando

sus variaciones espaciales y temporales dentro de una cuenca

sedimentaria.

Asimismo definir de forma breve y por escrito, los conceptos

sedimentolgicos y estratigrficos en los ejercicios que se aplicarndurante el curso, con la finalidad de que estos conocimientos sean

aplicables para interactuar con profesionistas de las especialidades

que participan en la exploracin petrolera y contribuir en el buen

desarrollo de un proyecto especfico.


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TEMAS Y SUBTEMAS

ESTRATIGRAFA Y SEDIMENTOLOGA

1. INTRODUCCIN A LA SEDIMENTOLOGA

Objetivo particular: Al trmino del tema, el participante explicarlos conceptos bsicos de Sedimentologa para su aplicacin en elestudio de secuencias sedimentarias de inters econmico-petrolero.

La superficie de la Tierra es sorprendentemente dinmica, cambia por

mltiples procesos a lo largo del tiempo. Existen procesos endgenos

formadores de montaas, y sus opuestos (exgenos) que mueven

continuamente material desde las zonas de mayor elevacin a zonas de

menor elevacin. Estos ltimos procesos corresponden con el

intemperismo, la erosin y el transporte, los cuales junto con la

acumulacin o depsitodan origen a la formacin de sedimentos los que

posteriormente forman las rocas sedimentarias.

Las caractersticas de una roca sedimentaria quedan determinadas por las

partculas que contiene. Caractersticas como el tamao y la forma del

grano o la presencia de fsiles pueden ayudar a clasificar este tipo de rocas.

La descripcin, clasificacin e interpretacin depender por lo tanto de las

caractersticas fsicas y qumicas de los sedimentos que las componen, por

ejemplo: las rocas sedimentarias detrticas estn constituidas por

fragmentos de rocas ms antiguas cuyas fuentes de origen pueden estar

situadas a cientos de kilmetros, esas rocas se fragmentaron debido a la

lluvia, el viento, la nieve o el hielo, y las partculas resultantes son

arrastradas y depositadas. Las rocas sedimentarias qumicas se forman a

partir de minerales disueltos en el agua cuando el agua se evapora o se

enfra, los minerales disueltos precipitan y forman importantes


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acumulaciones que al litificarse forman rocas de origen qumico. En

ocasiones estas ltimas se pueden mezclar con sedimentos detrticos.

Cuando las rocas son afectadas por condiciones diferentes a las que ledieron origen se transforman; por ejemplo, si estn expuestas a la

atmsfera, hidrosfera o a la biosfera se fragmentarn, disgregarn y hasta

pueden modificar su mineraloga parcial o totalmente. Las partculas que

resultan dan origen a los sedimentos. Los sedimentos pueden derivarse de

rocas preexistentes o directamente de la actividad volcnica y biolgica.

Cuando el sedimento se deposita se dice que ha tenido un proceso de

sedimentacin y cuando se consolidan (litifican) forma a las rocassedimentarias.

La Sedimentologa es la rama de la Geologa que se encarga de estudiar los

procesos de formacin, transporte y depsito de material que se acumula

en forma de sedimentos en ambientes continentales, marinos, y mixtos,

eventualmente forma las rocas sedimentarias (Nichols, 2009). La

sedimentologa interpreta y reconstruye las caractersticas de Trata de los

ambientes sedimentarios del pasado. Estos procesos ocurren sobre o muy

cerca de la superficie terrestre (Figura 1 y 2).

Figura 1. Los procesos sedimentarios son todos aquellos que intervienen en la generacin,transporte y acumulacin de sedimentos hasta su transformacin en rocas sedimentarias.


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Figura 2. Los procesos que dan origen a los sedimentos hasta la formacin de rocas sonconocidos como procesos sedimentarios. (Modificada de Nichols, 2009).

1.1 Procesos en la generacin de sedimentos

Objetivo especfico: Al trmino del subtema, el participanteidentificar los procesos de formacin de sedimentos: intemperismoy erosin, y su clasificacin con base en los elementos y procesosinvolucrados.

Intemperismo o meteorizacin

Es la accin combinada de procesos (climticos, biolgicos, qumicos, etc),

que afectan a los materiales rocosos formando sedimentos, los cuales

pueden ser transportados por los agentes de la erosin terrestre (agua

corriente, hielo glaciar, olas y viento), y tambin son acarreados por la

influencia de la gravedad para acumularse en otros lugares.

El intemperismo o meteorizacin es el proceso que produce la materia

prima de los sedimentos, mediante los cuales la roca es descompuesta y

desintegrada por la exposicin continua a los agente atmosfricos,

transformando a las rocas masivas y duras en un manto residual que puede

ser finamente fragmentado.


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Al quedar expuestas las rocas sobre la superficie terrestre son sometidas a

las condiciones ambientales, propiciando su desgaste y descomposicin, es

decir, el intemperismo es el resultado de las interacciones entre la

atmsfera, hidrosfera y biosfera con la geosfera.

El grado de intemperismo depende de: temperatura, disponibilidad de agua,

composicin del material de origen o fuente y tamao de partculas.

Hay dos tipos de intemperismo: fsico o mecnico y qumico.

Intemperismo fsico o mecnico

Es un proceso por el que las rocas se rompen en fragmentos ms y mspequeos, como resultado de la energa desarrollada por las fuerzas fsicas.

Por ejemplo, cuando el agua se congela en una roca fracturada, la presin

debida a la expansin del agua congelada puede desarrollar suficiente

energa para astillar fragmentos de la roca (Figura 3).

Figura 3. El agua se introduce en las microfracturas de la roca y cuando se congela seexpande, ejerciendo un esfuerzo lo bastante grande para romper la roca. Cuando la roca

experimenta este tipo de intemperismo, se rompe en fragmentos cada vez ms pequeos,que conservan cada uno las caractersticas del material original. Tomada de Press y Siever et

al. (1998).

Los factores que controlan la fragmentacin fsica son: planos de debilidad

(diaclasas, fracturas, planos de estratificacin, etc.), cambios detemperatura y la accin de los organismos (Figura 4).


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Otro tipo de intemperismo mecnico, se da por la accin de las plantas, que

desempean tambin un papel importante. Las races de los rboles y

arbustos que crecen en las grietas de la roca ejercen, a veces, presin

suficiente para desalojar fragmentos de roca que han quedado sueltos

previamente, como tambin las races de los rboles levantan y agrietan el

pavimento de las banquetas; renen caracteres tanto fsicos (accin de

races, organismos del suelo, etc.) como qumicos (bioqumicos) producidos

por la solucin de materiales y por la accin de bacterias, cidos hmicos.

Figura 4.A.Intemperismo por accin orgnica. La penetracin de las races entre las rocascon el tiempo propicia su fragmentacin y posteriormente su disgregacin. Localidad: Casa

de Corts, Antigua, Veracruz. B.Los planos de fractura y estratificacin forman cuas ybloques que con relativa facilidad se desprenden. C.Localidad: Arroyo Ahuatln, Minatitln,

Colima.

Intemperismo qumico

Ocurre cuando los minerales son alterados qumicamente y algunos de sus

elementos qumicos se disuelven en agua. Son reacciones qumicas entre

los minerales de la roca y su medio ambiente (aire y agua). Por ejemplo, el

agua de lluvia disuelve pequeas cantidades de CO2 atmosfrico y al

BA

C


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desplazarse en el sustrato terrestre tambin disuelve el CO2 de la

vegetacin en descomposicin, con la que produce una solucin ligeramente

cida (cido carbnico: H2CO3).

H2O + CO2 H2CO3 H + HCO3

Entonces este compuesto reacciona con las rocas transformando a algunos

de sus minerales. Por ejemplo, en el feldespato potsico (KAlSi3O8), el in K

es reemplazado por uno de H, como se indica a continuacin:

4KalSi3O8+ 4H + 2H2O AlSiO10(OH)8+ 4K + 8SiO2

(Feldespato K) (Kaolinita) (en solucin)

Los piroxenos al reaccionar con el oxgeno producen hematita y slice

disuelto en el agua(Figura 5):

4(FeSiO3) + O2 2(Fe2O3) + 4(SiO2)

Piroxeno de Fe + oxgeno hematita + slice disuelto

H2O + CO2 H2CO3 H + HCO3

Figura 5. El piroxeno contiene fierro, el cual se disuelve liberando molculas de xido deslice y hierro ferroso en la solucin. El hierro ferroso es oxidado por molculas de

oxgeno para forma hierro frrico. El hierro frrico se combina con agua para precipitarseen un slido en forma de xido de fierro en la solucin. Tomada del Understanding

Earth; Prees y Siever et al. 1998.


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Otro ejemplo es la disolucin de los carbonatos (Ca y Ca-Mg) por la accindel H2CO3

CaCO3 + H2CO3 Ca2+

+ 2(HCO3)-

Calcita

La primera reaccin se le conoce como hidrlisis, la segunda es la oxidacin

y la tercera disolucin. En la tabla 1 se enlistan algunos minerales

formadores de roca y los minerales que se originan por efecto del

intemperismo qumico y los productos en solucin.

Productos del intemperismo qumicoMineralesoriginales

Granos minerales y mineralesproducidos por el intemperismo

Elementos ycompuestos qumicosen solucin

Cuarzo Granos de cuarzo SiO2Feldespato Minerales arcillosos SiO2, K, Na, CaAnfboles

(hornblenda)Minerales arcillosos y xidos

(limolita y hematita)SiO2, CA, Mg

Olivino xidos (limolita y hematita) SiO2, MgTabla 1. Productos del intemperismo qumico (Modificada de Tarbuck, 2009).

Cuando la roca es expuesta en la superficie terrestre, las condiciones a las

que est sujeta (presin y temperatura) cambian considerablemente,

produciendo una descompresin, lo cual propicia que las capas externas de

la roca se expandan separndolas del resto de la roca. A este tipo de

intemperismo se le conoce como exfoliacin (Figura 6A). Por otro lado,

cuando la roca tiene una forma inicial de bloque y comienza a producir

formas esfricas se le llama intemperismo esferoidal y est relacionado al

intemperismo qumico (Figura 6).


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Figura 6.A.Al expandirse las capas exteriores de la roca se separan del resto de la masa ydan lugar a la exfoliacin. Localidad: Puente Santa Lucia, Puebla. B.Cuando comienzan a

crearse formas esfricas a partir de un bloque, se habla de intemperismo esferoidal.Localidad: La Palma, Zezontepec, Oaxaca.

La velocidad del intemperismo es controlada por la composicin

mineralgica de la roca, el relieve, el clima y el tiempo. Los factores

principales que controlan al intemperismo se presentan en la tabla 2.

Propiedadesoriginales de

la roca

Intensidad del intemperismo

Bajo Moderado Alto

Solubilidadmineral

Ej. Cuarzo Ej. Piroxenos y Feldespatos K Ej. Calcita

Estructura de laroca

Masiva con algunas zonas de debilidad fracturada o dispuestaen planos

ClimaPrecipitacinpromedio

Baja Moderada Alta

Temperatura Fra Moderada AltaPresencia o ausencia de sueloEspesor de suelo Sin desarrollo de suelo Delgado o moderado GruesoActividad

orgnica

Escasa Moderada Abundante

rea deexposicin

Poca Moderada Extensa

Tabla 2. Factores que controlan el intemperismo (Modificada de Tarbuck, 2005).

Erosin o denudacin

Es la disgregacin y desgaste de las rocas por la accin de una serie de

agentes que remueven y producen sedimentos (Figura 7). La erosin

implica transporte de sedimentos a travs de los agentes que los producen

(tabla 3).


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Figura 7. La erosin implica desplazamiento de partculas, lo cual propicia la formacin de unrelieve ms bajo.

Los agentes de transporte son el agua en forma de lluvia o de corrientes

superficiales (fluviales) o marinas; la gravedad, que junto con el agua

producen flujos de masa y deslizamientos por saturacin de agua. El viento

y el hielo tambin son agentes erosivos. En la tabla 7 se enlistan los

agentes erosivos y las formas a las que dan origen.

La principal diferencia entre un proceso erosivo y el intemperismo, es el

transporte que sufren las partculas. En especial el agua, el viento y el hielo

mueven los componentes producidos por el intemperismo de un lugar a

otro, una vez removidas las partculas del suelo, se les dar el nombre de

sedimentos y sern transportados hasta que finalmente se depositen en una

cuenca sedimentaria.

Edafizacin

Al material disgregado y distribuido heterogneamente con o sin

intemperismo del material parental (roca original) y que descansa

directamente sobre roca inalterada se le conoce como regolito. Mientras que

a los depsitos in situ formados por la disgregacin del material parental

debido a un intemperismo intenso (disolucin particularmente) y que no

han sido removidos por los agentes erosivos forman el depsito residual;

por ejemplo, terra rosa y humus.El regolito y los depsitos residuales dan

origen al suelo.

Montaas Montaas erosionadas


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Agente deerosin

Tipo de erosin Formas erosivas

Agua en forma delluvia

Pluvial bajadas

Agua en forma decorrientes fluviales Fluvial (abrasin)

Circos de erosin, valles en formade V, terrazas, planicies deinundacin

Agua en forma decorrientes marinas

Erosin marina Terrazas y escarpes marinos

Hielo Erosin glaciar(ablacin)

Circos, horns, valles en forma deU, etc.

Gravedad + agua(flujos de densidad(lodo, detritos)

Deslizamientos y flujos de masas(avalanchas)

Viento Erosin elica (deflacin) Dunas, BarjanesTabla 3. Agentes de erosin. Cada uno de estos agentes produce formas de relieve

caractersticas. (Modificada de Tarbuck, 2005).

Cuando el intemperismo y la erosin actan sobre las rocas o sedimentos

suelen transformarlos en suelo. Por definicin se llama suelo a la capa ms

superficial de la corteza terrestre que sostiene la vegetacin, es decir,

biolgicamente es activa. Se caracteriza por una serie de horizontes con

rasgos distintivos e identificables, originados por cambios fsicos y qumicos

de la roca expuesta (Figura 8).

En el suelo se llevan a cabo una serie de procesos fsico-qumicos y

biolgicos controlados por:

a. Las caractersticas de la roca aflorante:

1. Composicin y grado de solubilidad/estabilidad mineral).

2. Textura (tamao de grano y porosidad).

3. Estructura (estratificacin y porcentaje de fracturamiento).

b. Tiempo. Cortos o largos periodos de exposicin.

c. Clima. Temperatura y humedad del ambiente y en el sustrato (gradientes

de temperatura diaria).

d. Plantas y animales.

e. Relieve.


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Estos factores dan origen a una amplia gama de tipos de suelo que

bsicamente estn compuestos por capas horizontales. Estas capas

horizontales son tres: A, B y C, sin embargo, en la actualidad se han

incluido al horizonte O y E (Figura 8).

Figura 8. Perfil de suelo. El suelo se divide en una serie de capas u horizontes que van desdela C a la A e incluyen al horizonte E, caracterizada por procesos de lixiviacin y al O dondeexiste materia orgnica parcialmente descompuesta y suelta.

1.2 Transporte de sedimentos

Objetivo especfico: Al trmino del subtema, el participantedescribir las principales caractersticas de los agentes detransporte de los diferentes tipos de sedimentos y los de depsitos

que se forman en las zonas de sedimentacin.

El transporte es el mecanismo por el cual el material intemperizado es

trasladado de un lugar a otro, hasta las depresiones y cuencas en las que se

depositan.

Las causas del transporte son debidas a una necesidad fsica del sedimento,

debido a que se origina en lugares que se encuentran por encima del nivel

base; en otras palabras, el sedimento presenta una alta energa potencial, yse halla en desequilibrio frente al campo gravitatorio terrestre, por


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consiguiente, requiere transportarse a lugares en los que su energa

potencial disminuya; sin embargo, los clastos no sufrirn transporte si no

son auxiliado por fluidos que faciliten el proceso.

Los medios y agentes de transporte son:

1. Gravedad. Los sedimentos se mueven nicamente por cada libre.

2. Agua. Los sedimentos viajan inmersos en corrientes fluviales, marinas o

de densidad.

3. Hielo. Los sedimentos se desplazan por el movimiento de los glaciares.

4. Flujos de densidad variables (incluyen a los flujos producidos por el

viento y el agua). Los sedimentos se mueven por efecto de la gravedad y la

proporcin de partculas slidas que estn en movimiento.

Cada uno de los medios de erosin/transporte tiene una determinada

velocidad a la que erosiona transporta y deposita sedimentos, lo cual

origina que tengan tambin una capacidad de carga determinada (tamaos

de partculas que pueden desplazar) en funcin de su velocidad.

Dinmica de flujo

Se refiere al medio de transporte y su velocidad, as como a la cantidad ytipo de partculas que de acuerdo con su tamao y densidad puede

desplazar. Esto permite que los sedimentos puedan ser transportados por

suspensin, saltacin, arrastre y traccin (tabla 8). Los tipos de flujo son;

laminar y turbulento.

En el flujo laminarel movimiento del flujo es continuo y uniforme donde los

sedimentos siguen trayectorias paralelas entre s (Figura 9A).

En el flujo turbulentolas trayectorias de los sedimentos tienen cambios de

direccin donde las lneas de corriente estn desorganizadas formando

remolinos o turbulencias, pero en general el flujo sigue corriente abajo

(Figura 9B).


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Figura 9.A.Flujo laminar, cada una de las lneas de flujo son paralelas entre s. B.Flujoturbulento. Las lneas de flujo tienen trayectorias caticas pero en general el flujo siempre va

corriente abajo. (Modificado de Nichols, 2009).

Para caracterizar los diferentes tipos de flujo se usa un parmetro

adimensional conocido como nmero de Reynols (Re). Si el Rees pequeo

(< 500) el flujo es laminar y si Rees alto (>2000) el flujo es turbulento.

Conforme la velocidad del agente de transporte se incrementa y el flujo

tiende a ser turbulento:

Re= (ed)/

Nmero de Reynols (Re)

Velocidad de flujo(e)

Densidad () y Viscosidad del fluido();

Dimetro de la tubera en la que se mueve el fluido(d)

Si V = / y V=viscosidad cinemtica del fluido Re= (ed)/ V

Vaire< Vagua

Cuando el flujo es de alta viscosidad cinemtica (alta y baja ), es decir,

cuando tienen cierta resistencia al movimiento y no alcanzan altas

velocidades, el flujo es laminar. Como ejemplos de flujos laminares tenemos

los siguientes: flujos de hielo, flujos de agua superficiales a baja velocidad,

los de detritos y los flujos de lava basltica en su parte inferior donde la

temperatura es mayor.

Si la velocidad se incrementa pueden llegar a transformarse en flujos

turbulentos, donde la viscosidad cinemtica es baja (es igual o menor a

), permitiendo el movimiento fcilmente. Entonces el flujo puede alcanzar

altas velocidades y tiende a ser turbulento, aun a ms bajas velocidades

que los de alta V. Ejemplos de estos flujos: La mayora de los flujos de

A B


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densidad, con carga de partculas ya sean de aire o agua (alta y baja ),

as como los flujos de aire de baja velocidad.

Transporte de los sedimentos

Los sedimentos son transportados como una carga del flujo, dependiendo

de su velocidad, ya sea de agua o aire, es la manera en que viajarn, y

puede ser en disolucin o por suspensin, saltacin, arrastre y traccin

(tabla 3).

Tabla 3. Tipos y medios de transporte (modificada de Roux, 2000).

Medios de

transporte

Tipo de transporte

Gravedad

Cada de rocas

Deslizamiento de rocas

Desmoronamiento

Deslizamiento dedetritos

De tierra(material fino)De barro (dedetritos deroca)

Corrientes de turbiedad

Agua y aire

Solucin

Suspensin

Saltacin

Traccin


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La carga de sedimentos y la propia energa del flujo del agua dan lugar a

marcas en los sedimentos (estructuras sedimentarias). Al desgaste

producido por la erosin de la carga en los ros se le conoce como abrasin.

La carga que viaja por arrastre y saltacin origina marcas de objetos en ellecho de la corriente tool marks (Figura 10).

Figura 10. Marcas de objetos tool marks producidas por la carga de arrastre y saltacin enun flujo.

La erosin del flujo tambin produce estructuras primarias conocidas como

marcas de corriente scour marks (Figuras 11 y 12).

Seccin transversal Vista de planta

Figura 11. Marcas de corriente producidas por la erosin del flujo en su lecho.

En la seccin transversal se observa cmo se forman; mientras en la Vista

de planta puede observarse cmo se ven en la base de los estratos.

Marcas de rebotes (bounce marks) Marcas mltiples de rebote (mltiple bounce marks)

Marcas de ranura (groove marks) Marcas Chevron)

Proximal

Borde


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Marcas de corriente scour marks

Marcas de canal flute marks Horadaciones por obstculo obstacle marks

A.Vista en seccin vertical C. Vista en seccin vertical

B.Vista en planta D.Vista en planta

Figura 12. Marcas de corriente scour marks formadas como marcas de canal flute marksy por obstculos obstacle marks (Modificado de Nichols, 2000).

El Efecto Bernoulli

La friccin que ocurre entre las partculas y el flujo propicia el movimiento

de las primeras. Sin embargo, lo que propicia a las partculas a saltar y

desplazarse hacia arriba se explica con el principio de Bernoulli. Este

principio seala que en un fluido en movimiento, la suma de la presin y la

velocidad en un punto cualquiera permanece constante (P + V = k)

Energa total=(V2)/2 + P + (gh)= k

V

= velocidad del fluido; = densidad del fluido; P = presin a lo largo de la lnea decorriente; g =aceleracin gravitatoria yh=altura

(V2)/2 =energa cintica;

P =energa de presin y

(gh) =energa potencial y

K =energa total = constante

Para que la suma de la presin y la velocidad se mantengan constantes, es

necesario que cuando la presin interna del fluido decrece su velocidad

tiene que incrementarse o viceversa. Si esto se aplica a un cauce entonceslas partculas del fondo obstruyen el desplazamiento del fluido y, por


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consiguiente, se reduce el rea de la seccin donde atraviesa el fluido. Por

lo tanto, la velocidad (V) sobre la partcula es mayor que corriente arriba o

corriente abajo, por lo que para balancear la ecuacin y mantener la

constante se reduce la presin (P) sobre las partculas (Figura 13).

Si la masa del fluido en 1 es igual a la masa del fluido en 2, entonces A11= A22

A11 = A2y como el dimetro A1decrece para formar A2 la V1tiene que incrementarse en A2

dando paso a V2. Por lo tanto, en la ecuacin de Bernoulli si la V se incrementa (V2> V1) entonces la P2

disminuye con respecto a P1. Por lo tanto:

K = 0.52+ gh + P

Figura 13. Flujo de un fluido al disminuir el dimetro del cauce por el que atraviesa.(Modificada de Nichols, 2009).

Esto propicia una fuerza temporal que mueve a las partculas del fondo y las

eleva tal como se indica en el siguiente esquema:

El efecto inmediato es la suspensin de las partculas tal como se muestra

en el siguiente esquema:


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Variaciones en el tamao de grano y la Ley de Stokes

La capacidad de carga y el tipo de transporte determina la forma en que

viajan los sedimentos. Tambin el medio de transporte define el rango de

tamao de los sedimentos que son capaces de trasladar. La velocidad a la

que viajan los sedimentos se le conoce como velocidad de transporte y es

diferente para cada medio y para cada tamao de partcula.

Cabe mencionar que los sedimentos tienden a depositarse en capas y en

una capa el tamao de grano suele variar (Figura 14). Esta variacin puede

seguir un patrn de decremento en tamao de base a cima: estratificacin

gradada (normalmente gradada). O bien, un patrn de incremento en

tamao de base a cima: estratificacin gradada inversa (inversamente

gradada).

Figura 14. Gradacin normal e inversa (Modificada de Nichols, 2009).

Gradacin inversa.Los sedimentos

incrementan sutamao hacia la cimade la ca a

Gradacin normal.Los sedimentos

decrecen en tamaohacia la cima de lacapa.

Serie de capascon gradacinnormal, donde seobserva que lascapas superiorestienen partculascada vez msfinas.

Serie de capascon gradacininversa, donde seobserva que lascapas superiorestienen partculascada vez msgruesas.


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La estratificacin gradada es resultado del asentamiento de partculas

debido al decremento de la fuerza del flujo. Este asentamiento sigue la Ley

de Stokes que describe la velocidad (V) en la cual los sedimentos se

asientan considerando su densidad y tamao (D) y la densidad y viscosidaddel fluido, como se indica en la siguiente ecuacin:

V = g D2(s - f) / 18 , donde

g = gravedad; D = dimetro del grano; s= densidad partcula; f = densidad fluido = viscosidad del fluido

Esta ley explica porque las partculas de mayor dimetro alcanzan las

velocidades ms altas y son las primeras en asentarse cuando son

transportadas en suspensin. Es decir, la Ley de Stokes nos dice lavelocidad y el orden de asentamiento de los sedimentos.

Su mayor confiabilidad es en partculas del tamao de la arena, ya que

partculas de mayor tamao generan turbulencias en el fluido disminuyendo

su velocidad.

Otro factor que controla el asentamiento de los sedimentos es la forma que

tienen. Por ejemplo, las partculas de formas planas (micas),

independientemente de sus dimensiones, tardan ms en caer que otras del

mismo tamao.

En algunos granos de menor tamao se crea una atraccin electrosttica

que los aglutina y entonces se comportan como granos de mayor tamao

(esto particularmente sucede en partculas del tamao del limo

transportadas por aire). Tambin las partculas grandes y de baja densidad

o partculas pesadas y pequeas, se asentarn en el orden que les

corresponde a su densidad no a su tamao. Un decremento en la velocidadproducir gradacin normal; mientras que un incremento en la velocidad

producir gradacin inversa.

Cuando la estratificacin normal o la inversa se presenta en una serie

continua de capas, indica que los eventos que formaron cada una de ellas

fueron progresivamente decrementndose o incrementndose la velocidad

de transporte de los sedimentos.


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Cabe destacar que las partculas finas transportadas por aire permanecen

ms tiempo en el flujo y se desplazan ms lejos que las partculas del

mismo tamao transportadas por agua. Esto se debe al contraste de

densidades entre grano y fluido, que es mayor y la viscosidad del fluido msbaja para el caso del aire.

El aire, pese a tener altas velocidades, no puede mover guijarros y bloques,

pero el agua s, debido a su mayor densidad. De la misma manera el hielo

es capaz de mover bloques ms grandes que las corrientes fluviales, sin

importar que su velocidad de movimiento sea menor. Lo mismo sucede con

los flujos de lodos o detritos (ej. lahares) y las corrientes de turbidez, las

cules alcanzan velocidades relativamente altas.

Por otro lado, existe una velocidad crtica para que los sedimentos por

rango de tamao queden incluidos en el flujo. Cuando la velocidad es menor

a la crtica los sedimentos se depositan (Figura 15).

Figura 15. Diagrama de Hjulstrom que muestra la relacin entre el tamao de partcula, eltransporte y su velocidad de sedimentacin.


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CONCLUSIONES TEMA 1

La Sedimentologa estudia los procesos de formacin,

transporte y depsito de material que se acumula en forma de

sedimentos en ambientes continentales, marinos, y mixtos

El intemperismo, la erosin y el transporte, adems de la

acumulacin o depsito dan origen a la formacin de

sedimentos.

El intemperismo produce la materia prima de los sedimentos,

por la exposicin continua a los agentes atmosfricos

(atmsfera, hidrosfera y biosfera). Hay dos tipos de

intemperismo: fsico o mecnico, y qumico.

La erosin implica transporte de sedimentos.

Los agentes de transporte de los sedimentos son el agua, la

gravedad, el viento y el hielo.


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2.SEDIMENTOS SILICICLSTICOS O TERRGENOS

Objetivo particular: Al trmino del tema, el participante definir el

origen y las caractersticas de las rocas clsticas, su clasificacin deacuerdo a su composicin, textura y tamao de grano; considerandoque son de gran importancia dentro del Sistema Petrolero.

2.1 Propiedades y composicin de los sedimentos

Objetivo especfico: Al trmino del subtema, el participantemencionar los tipos de sedimentos terrgenos que se acumulan enuna zona de sedimentacin de acuerdo a su origen; identificar los

parmetros que se utilizan en el estudio de los sedimentos,considerando a su composicin, su forma, el tamao, la redondez yla madurez textural.

Los sedimentos se forman a partir de rocas preexistentes y de acuerdo con

su origen se clasifican como: sedimentos clsticos o terrgenos y no

clsticos. Los sedimentos no clsticos incluyen a los de origen qumico, los

biogenticos y los volcnicos.

Cuando el sedimento se deposita, ya sea por una decantacin fsica, por

precipitacin qumica o por crecimiento orgnico, ocurre el proceso de

sedimentacin, y cuando los sedimentos se litifican reciben el nombre de

roca sedimentaria.

Tipos de sedimentos

Los sedimentos pueden ser solubles o insolubles.Sedimentos insolubles: corresponde con fragmentos de roca, minerales

(cuarzo, feldespatos, etc.) y minerales arcillosos.

Sedimentos solubles:son minerales precipitados a partir de materiales en

solucin acuosa.


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Los sedimentos en forma prctica son de tres tipos:

1.

Sedimentos siliciclsticos (terrgenos o detrticos)

2.

Sedimentos aloqumicos o intraclastos.3. Sedimentos ortoqumicos.

Los sedimentos se originan de las regiones continentales por fragmentacin

mecnica por descomposicin qumica (Figura 16).

Figura 16. La Figura muestra los mecanismos de formacin y transporte de los sedimentossiliciclsticos y de los sedimentos aloqumicos

Sedimentos siliciclsticos(terrgenos o detrticos). Son fragmentos de roca

slidos o minerales derivados de la erosin de una masa continental

mantenindose durante toda su evolucin como partculas slidas, los

cuales son transportados por algn agente. Representan el residuo de una

compleja historia de procesos, pudiendo haber sufrido algunos cambios

qumicos o mineralgicos.


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Sedimentos aloqumicos o intraclastos. Son fragmentos slidos formados

por precipitacin qumica a partir de soluciones y posteriormente

desplazados dentro de la misma cuenca de depsito en solucin acuosa,

dispersin coloidal, etc. Los fragmentos o conchas enteras, fragmentosorgnicos, ooltas, peloides, etc., se consideran como sedimentos

aloqumicos.

Sedimentos ortoqumicos.Son precipitados o bioqumicos in situ los ms

importantes son los lodos microcristalinos de calcita o dolomita, cemento

calcreo o silceo, lodos de diatomeas o radiolarios, nanoplancton calcreo o

silceo cloruros y sulfatos.

Caractersticas de los sedimentos terrgenos

Las caractersticas ms importantes de las sedimentos terrgenos son:

tamao, forma (redondez y esfericidad), fbrica (distribucin y arreglo de

los clastos, empaquetamiento (disposicin y tipo de contacto de los granos),

porosidad. Tambin se toma en cuenta su clasificacin (madurez), el

aspecto o textura de su superficie y su composicin mineralgica.

Tamao de los sedimentos

Al estudio del tamao de los sedimentos se le conoce como granulometra

describe y es la base para su clasificacin.

El tamao de los clastos se determina por su dimetro y se realiza

definiendo tres ejes en un Elipsoide con base en el tamao de sus ejes

ortogonales (Figura 17): el dimetro mayor (A) = longitud, el dimetro

intermedio (B) = ancho, y el menor (C) = espesor, que pueden ser

perpendiculares entre s y que pueden o no cortarse en un punto

(Krumbein, 1941).


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Figura 17. Formas tridimensionales de los granos definidas con base en el tamao de susejes ortogonales. (Modificada de Krumbein, 1941).

El dimetro nominal es el dimetro de una esfera que tiene el mismovolumen, considerando las siguientes relaciones:

/6D3= /6ABC D3= ABC D= 3ABC,

donde D est definido como el tamao medio geomtrico. El tamao medioaritmtico est definido por:

(A + B + C)/3

La determinacin del tamao se puede obtener en el campo al estudiar

muestras de mano a simple vista o auxiliados con una lupa. De acuerdo con

el tamao de los granos, tambin se pueden realizar anlisis

granulomtricos en laboratorio (Figura 18).

Figura 18. Mtodos granulomtricos para determinar el tamao de los sedimentos(Modificado de Spalleti, 2007).

A A A

B

B

B

CC

Tamizado

Tubo de

sedimentacin

Microscopio electrnico

Pipeta

-8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 Escala granulomtrica

Microscopio binocular

Medicin directa

Grava Arena Limo Arcilla


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Escala granulomtrica

La variedad en los tamaos de los granos implica su determinacin y

distribucin. La primera referencia para representar la distribucin del

tamao de los clastos en una escala granulomtrica, fue la de Udden

(1914), cuya base es 1 mm y la razn 2. Esto da como resultado la

definicin de intervalos granulomtricos.

Progresin bsica de la escala de Udden:

mm.......1/64 - 1/32 - 1/16 - 1/8 - - - 1 - 2 - 4 - 8 -16 - 32

mm.......0.016 - 0.031 - 0.062 - 0.125 - 0.25 - 0.5 - 1 2 - 4 - 8 - 16 - 32

Posteriormente Wentworth (1922) redefine la escala de Udden y establece

cuatro tamaos bsicos de partculas:

Gravas (> 2 mm)

Arenas (entre 2 y 1/16 mm)

Limos (entre 1/16 y 1/256 mm)

Arcillas (


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La escala condensa un amplio espectro granulomtrico en un rango

mucho ms reducido de valores numricos. Se expande numricamente

hacia los rangos granulomtricos ms finos y la distribucin normal es

simtrica. En la tabla 4 se presentan y comparan las escalasgranulomtricas de Udden-Wentworth (1922) y de Krumbein (1945).

Tabla 4. Escala granulomtrica de Udden-Wentworth (1922) y la escala de Kumbrein(1941). La escala reduce y hace manejables los valores de los dimetros del tamao de los

clastos.

Forma de las partculas

Es la configuracin de las partculas y refleja variaciones en sus

proporciones (longitudes de ejes mayores). El tamao y la forma de los

sedimentos est relacionada a:

La naturaleza de la roca madre (mineraloga y textura).

Tipo e intensidad del intemperismo (factores fsicos, qumicos y

biolgicos).

Corrosin qumica y mecanismos de abrasin durante el transporte.

Seleccin hidrulica durante el transporte y depsito.


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La forma es un atributo heredado que evoluciona e hipotticamente su

estado final es una esfera. La determinacin de la forma en un clasto se

realiza a partir de considerar cuatro formas bsicas: oblada, ecuante,

laminar y prolada (Figura 19).

El estudio de la forma en los sedimentos terrgenos implica la determinacin

de diversas propiedades como la geometricidad y ecuanticidad, esfericidad,

platidad (ndice de aplastamiento), circularidad y redondez.

Geometricidad

Cuantifica la aproximacin del clasto con respecto a cuerpos geomtricospatrones (Figura 19). Se basa en el diagrama de Zingg (1935), el cual

defini las formas a partir de la relacin de los ejes axiales B/A y C/B;

donde A, B y C son los ejes axiales ortogonales mayor, intermedio y menor,

respectivamente. En este diagrama cada clasto est ubicado con un punto

al poseer un nico valor de B/A y de C/B.

Figura 19. La forma de los clastos se define en funcin de cuatro formas (oblados, ecuantes,laminares y prolados (Zingg, 1935). Las formas obladas y ecuantes son las ms comunes. Eneste diagrama cada clasto est ubicado con un punto, por poseer un nico valor de B/A y deC/B. Ntese que aunque todas las formas tienen la misma redondez su forma es diferente.

(Modificado de Nichols, 2009).

Equidimensional

o ecuante

B/A

Discoidal=tabular=oblada

C/B

Elongado o

ProladoLaminar


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Para el caso de las formas obladas la relacin B/A es mayor a 0.67 y C/B

menor a 0.67. Las ecuantes tienen valores de B/A y C/B mayores a 0.67,

las laminares tienen relaciones B/A y C/B menores a 0.67, mientras que las

proladas presentan relaciones B/A menor a 0.67 y C/B mayor a 0.67.

Esfericidad

Mide el grado de aproximacin del clasto al de una esfera (Figura 20). La

esfericidad podra considerarse como el grado de igualdad de los tres ejes

de un grano, donde en una esfera perfecta la longitud, la anchura y el

grosor (Largo=A, Intermedio= By Corto= C) son iguales.

0= 3 BC / A2 1

La esfericidad vara entre un mximo de 1 y un mnimo de 0.

Laminar (bladed) A>B>C. Como hoja de cuchillo Alargado o prolado (Roller) A>B=C. Como perno

o tornillo

Concoidal u oblado (discoidal) A=B>C. Como un

disco

Esfrico (Spherical). A=B=C. Como una pelota.

Un cubo tambin es esfrico

Figura 20. Formas bsicas para cuantificar la esfericidad (Modificado de Spalleti y Lluch,

1972).

ndice de aplastamiento (Wentworth, 1922) o Platidad (Teruggi et al.,

1971).

Se define como la inversa de la esfericidad (Spalletti & Lluch, 1972). Vara

entre 1 (mnima platidad o mxima esfericidad) e infinito (mxima platidad

o mnima esfericidad), la que se puede obtener por la siguiente relacin:

P = (A + B) / 2C


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Redondez

Se refiere al grado de angularidad que presentan las aristas y vrtices de un

clasto, esto es la suavidad de los granos. Los clastos con un alto grado de

curvatura son redondeados y los que poseen aristas y vrtices agudos son

angulosos (Figura 21).

Figura 21. La circularidad se define con base en el dimetro de un crculo circunscrito (Dc) yotro crculo inscrito (Di) a travs de la relacin: C = Di/Dc 1 C = Di/Dc 1. (Modificado

de Spalleti, 2007).

La redondez puede ser resultado del grado de abrasin de una partcula

clstica con base en la agudeza de sus bordes y esquinas, expresada por

Wadell (1932) como el cociente del radio medio de curvatura de varios

bordes o esquinas de la partcula al radio de curvatura de la esfera inscrita

mxima, o a una mitad del dimetro nominal de la partcula (Figura 22). Es

decir, el valor promedio de los radios menores con respecto al radio del

mximo crculo inscrito nos da el valor de la redondez.

Dc

Di


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Se mide sobre la mxima proyeccin del clasto (plano que contiene a los

ejes A y B) y se define como:

= ( ri/ni ) / R 1,

Figura 22. La redondez se determina por el cociente entre el radio promedio de curvatura devarios bordes con respecto al radio de curvatura del crculo mximo inscrito (Modificado de

Spalleti, 2007).

Desde la fragmentacin inicial se producen clastos redondeados y/o

angulosos y su ruptura puede modificarla. Sin embargo, cuando el

transporte es lineal, por ejemplo fluvial, la redondez se incrementa con la

distancia. El incremento en un principio es elevado, pero tiende a

estabilizarse. Los clastos ms fciles de redondearse son los blandos

(carbonatos) y los de mayor granulometra. La escala de redondez ms

utilizada se presenta en la tabla 5.

R1R2

R3

R


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Tabla 5. Escala de Redondez basada en Pettijhon (1957) y Powers (1953).

Texturas superficiales

Las texturas superficiales son marcas grabadas en la superficie de los

clastos. Por lo general, son producto del impacto de partculas de igual o

menor tamao que el clasto que las contiene. O bien, pueden ser producto

de procesos de corrosin por aguas erosivas o del subsuelo (Tabla 6).

Clasificacin o seleccin

Es la propiedad que describe la variabilidad del tamao de grano en una

roca sedimentaria detrtica. Aquellas rocas que muestran solo una clase

granulomtrica bien definida, siendo el tamao de todas las partculas

similar, se dicen bien seleccionadas. Por lo contrario, aquellas en que sus

constituyentes presentan una gran diversidad de tamaos se denominan

Redondez Descripcin

Muy redondeados Los clastos bien redondeados presentan amplias

curvas sin reas planas.

RedondeadosLos bordes y las esquinas originales ahora soncurvas algo amplias. Las caras originales son

borradas casi totalmente por la abrasin; algunasreas planas pueden permanecer.

SubredondeadosParcialmente redondeada, muestra una considerableabrasin, pero no es completa. La forma original esevidente, pero los bordes y las esquinas son curvaslisas. rea reducida de caras originales.

Subangulosos

Algo angular, libre de los bordes agudos, pero noestn suavemente redondeados. Muestra signos deabrasin leve, pero conserva su forma original.Caras sin tocar, Sus bordes y esquinas estnredondeados hasta cierto punto.

Angulosos Bordes y esquinas agudas, poco o nada de evidenciade la abrasin.

Muy angulosos Partculas agudas que pueden cortar.


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mal seleccionadas. La seleccin de una roca es una propiedad que

condiciona fuertemente su porosidad, y por lo tanto su comportamiento

frente a la circulacin de cualquier fluido, por ejemplo agua, gas o aceite

(Figura 23 y 24).

Figura 23. Visualizacin del grado de clasificacin o seleccin granulomtrica. Las imgenescorresponden a arenas vistos con lupa (Compton, 1962). Los nmeros representan intervalos

granulomtricos incluidos en el 80% del material.

Figura 24. La Figura muestra el grado de clasificacin que pueden tener los sedimentos.Tomada de A.E. Adams et al. (1997).

1 3 5 7

Sedimentos bien clasificados Sedimentos mal clasificados

Muy bien

seleccionado Moderadamente

seleccionado

Muy mal

seleccionado

Bien

seleccionado

Mal

seleccionado


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Imagen del

microscopio

electrnico

Descripcin Ambiente

sedimenta

rio

Imagen del

microscopio

electrnico

Descripcin Ambiente

sedimentari

o

Clasto de alto

relieve, reaslisas y

escalones

rectos y

curvos

Glacial Arcos

gradados yescalones

transversales

de bajo

relieve

Fluvial

Crestas y

arcos gradados

Glacial Detalle de

placasimbricadas

con

numerosas

oquedadesdesgastadas

redondeadas

Fluvial

Crestas

suaves, estras

incipientes,

escalones

semiparalelos

y diseos en V

Glacial Placas

imbricadas en

rea

esmerilada,

oquedades

circulares y

esmerilada,

oquedades

circulares y

depresionesen V

Fluvial

Fracturasconcoidales de

alto relieve,

arcos gradados

e incisiones

transversales

Fluvial Microfracturaconcoide

Litorallacustre

Superficieesmeriladacon placas

imbricadas,

surcos rectos y

paralelos y

depresiones en

forma de U

Fluvial Detalle deplacasimbricadas en

un sector

esmerilado

Litorallacustre

Tabla 6. Imgenes del microscopio electrnico en granos de cuarzo que muestran suscaractersticas texturales de la superficie de los clastos (Modifcado de Spalleti, 1977).

Bien

seleccionado

Mal

seleccionado


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Las corrientes de la alta energa (alta velocidad) pueden llevar fragmentos

ms grandes. Mientras que en las corrientes de baja energa (baja

velocidad), las partculas ms pesadas se depositan y las ms ligeras

continan siendo transportadas.

Esto da lugar a una clasificacin debido a la densidad. Si las partculas

tienen la misma densidad, tal como todos los granos del cuarzo, entonces

las partculas ms pesadas sern ms grandes, as que la clasificacin

ocurrir sobre la base del tamao.

Disposicin de los clastos: fbrica y empaquetamiento

La distribucin y geometra de los clastos define dos de sus propiedades que

conforman su disposicin: fbrica y empaquetamiento.

La fbrica se define como la distribucin y orientacin en el espacio que

tienen los clastos.

La fbrica se compone de un esqueleto o armazn, matriz, cemento y poros

(Figura 25). El armazn est compuesto por todos los clastos que estnsostenidos por la matriz y/o el cemento. La composicin de los clastos

puede ser monomineral o polimineral.

Los granos monominerales son aquellos que tienen ms de 90% de un solo

mineral (cuarzo, feldespato, mica, etc.,). Los granos poliminerales o

fragmentos lticos, son aquellos que estn constituidos por dos o ms

minerales, pueden ser fragmentos de rocas gneas, metamrficas o

sedimentarias.

El empaquetamiento se define con base en el tipo de contacto que tienen

los clastos entre ellos.


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Figura 25. Componentes de la fbrica. Armazn o esqueleto, matriz, cemento y poros.

Cuando los sedimentos son depositados el arreglo que resulta se le conoce

como fbrica depositacional o clstica y se describe a partir del arreglo

espacial de los clastos. Esta descripcin se realiza con base en los ejes A, B

y C, particularmente de A y C de los clastos. La orientacin o no de los

clastos puede modificarse debido a procesos de bioturbacin, compactacin

y deformacin estructural.

La fbrica puede ser isotrpica o anisotrpica (Figura 26), la primera se

define cuando no hay una orientacin preferencial de los clastos; por

ejemplo, cuando las partculas son esfricas o la orientacin es aleatoria.

Figura 26. Fbrica clstica isotrpica.

La fbrica anisotrpica ocurre cuando hay una orientacin preferencial de

los clastos de acuerdo con la forma de los sedimentos y con la direccin del

flujo, y puede ser lineal o polar (Figura 27).


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Figura 27. Orientacin de las partculas de acuerdo con su forma y con la direccin decorriente.A.Orientacin de las partculas perpendicular a la direccin de corriente. B.

Orientacin de partculas imbricadas. C.Orientacin de partculas al azar, caractersticas deaguas tranquilas. D.Orientacin paralela a la direccin de corriente.

La imbricacin se define como la disposicin de traslape de los clastos

sucesivos durante el depsito, y pueden ser de acuerdo con la orientacin

del eje A: imbricacin transversal e imbricacin paralela con imbricacin deleje B.

Madurez de los sedimentos

El concepto de madurez de un sedimento, hace referencia al grado de

desarrollo que ha alcanzado el o los procesos que generaron ese sedimento

y que conducen en su mxima expresin a sedimentos estables

composicionalmente y texturalmente, es decir, son homogneos(sedimentos maduros) o heterogneos (sedimentos inmaduros) (Tabla 7).

Habitualmente, en los sedimentos se diferencian los conceptos de:

Madurez mineralgica

Madurez textural

A B

C D

Corriente


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Tabla 7. Escala de madurez que tienen los sedimentes. Modificada de Folk 1951.

Madurez Mineralgica

La madurez mineralgica implica la retencin por la roca de suscomponentes minerales ms estables, es decir:

Sedimentos mineralgicamente ms maduros son aquellos que contienen

un porcentaje mayor de minerales estables y fsicamente ms resistentes,

como el cuarzo, fragmentos silexticos y minerales pesados ultraestables

(circn, turmalina, etc.).

Sedimentos ms inmaduros contienen minerales poco estables, como

feldespatos o fragmentos de roca que no estn formados slo por cuarzo.

Madurez Textural

Representa el grado de desarrollo que han alcanzado los procesos de

transporte y sedimentacin, y si stos han sido no selectivos. Se dice que

una roca sedimentaria es ms madura cuanto ms redondeados y

seleccionados estn los clastos que la integran. La madurez textural es un

ndice que refleja el tiempo transcurrido entre la erosin del material

detrtico original y su depsito final.

La madurez textural puede ser evaluada mediante los siguientes

parmetros:

Grado de clasificacin o seleccin

Proporcin de matriz

Redondeamiento de los granos


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2.2 Composicin de las rocas clsticas

Objetivo especfico: Al trmino del subtema, el participante

clasificar las rocas siliciclsticas o terrgenas con base en lacomposicin de sus sedimentos, la madurez, el tamao de grano ylas relaciones de sus componentes.

Las rocas clsticas estn compuestas por fragmentos o granos

monominerales o poliminerales que constituyen el armazn, aglutinados por

una matriz y/o un cementante (Figura 28). Los granos, llamados clastos o

detritos, pueden ser de cualquier mineral (cuarzo, mica, calcita, etc.) o

fragmento ltico e incluso restos fsiles.

Las rocas clsticas estn compuestas por dos tipos de componentes deacuerdo con su origen respecto al lugar de depsito y son: exoclastos y los

intraclastos.

Los exoclastos, son aquellos sedimentos transportados en estado slido y

coloidal, y son los constituyentes esenciales de todas las rocas clsticas;

que forman tanto el armazn como la matriz original de las rocas detrticas

de grano grueso y medio.

Los intraclastos, se forman dentro del ambiente sedimentario a travs de la

precipitacin qumica y bioqumica, generalmente tienen formas cristalinas;

pueden estar o no presentes en las rocas detrticas y tienen un origen

diagentico, es decir, se forman cuando los clastos ya se depositaron.

La primera clasificacin de las rocas sedimentarias clsticas es con base en

el tamao de sus detritos, destacando tres grupos principales:

Conglomerados (> 2 mm)

Areniscas (2-0.062 mm)

Lutitas (< 0.062 mm)

El tamao dominante debe ser mayor al 50% (Figura 28). En la tabla 8 se

presenta una escala granulomtrica y la roca clstica a la que da origen. En

la Figura 28 se ilustra la clasificacin de Valloni (1991) para las rocas

sedimentarias clsticas con base en la proporcin de arena, grava y lodo(arcilla y limo).


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Figura 28. Diagrama ternario propuesto por Valloni et al. (1991) y modificado de lospropuestos por Compton y Folk. Para asignarle un nombre a la roca debe tener ms del 50%

de un tamao de clasto, como se muestra en el diagrama.

Las gravas estn compuestas principalmente por fragmentos lticos,

mientras que en las arenas y lodos dominan los granos minerales. A las

rocas detrticas donde dominan los minerales del grupo de los silicatos seles llama tambin como rocas siliciclsticas.

Conglomerados

Los conglomerados son rocas que tienen ms del 50% de partculas

mayores a los 2 mm. Tienen una matriz arenosa o lodosa y pueden tener un

cementante compuesto principalmente de carbonatos y/o slice.

La composicin de los conglomerados depende de la litologa de la roca

fuente (puede ser cualquier tipo), del clima y relieve del rea donde se

localiza la fuente de aporte.

Los conglomerados pueden clasificarse de acuerdo con una serie de

criterios. Si se ordenan con base en la composicin de los clastos pueden

ser:


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1. Polimcticos (=petromcticos): tienen una amplia gama de tipos

de clasto y sus componentes inestables son mayores al 10%.

2. Monomcticos: escasa variedad de clastos y ms del 90% de sus

componentes son estables.3.

Oligomcticos: escasa variedad de clastos y ms del 90% de sus

componentes son estables.

Si la base de su clasificacin es su fbrica, se dividen en ortoconglomerado,

si su matriz es mayor al 15% (fbrica soportada en matriz). Si tiene menos

del 15% de matriz (fbrica clasto-soportada) se le conoce como

paraconglomerado. De acuerdo con su proceso de formacin puede ser:epiclstico, volcanoclstico, cataclstico. Si consideramos donde se

formaron los clastos son extraformacionales e intraformacionales; o si

tienen una o ms fuentes de aporte, son monogentico y poligentico. En la

tabla 9 se resume una clasificacin de conglomerados incluyendo algunas

de las clasificaciones anteriores.

Tabla 8. Tamao y tipo de sedimento y rocas sedimentarias clsticas que forman.

Tamao(mm)

Sedimento Roca

256 Bloque

Ruditas o psefitas o

Conglomerado (clastosredondeados)

Brecha (clastos angulosos)

64 Canto

4Guija

2 Grnulo

1 Arenamuygruesa

Arenisca

(psamitas)

0.5 Arenagruesa

0.25 Arenamedia

0.125 Arena fina0.0625 Arena

muy fina

00.0312 Limogrueso

Limolita

Limolita

0.0156 Limomedio

Lodolita

(arcilla+

limo)

0.0078 Limo fino

00.39 Limomuy fino


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Tabla 9. Clasificacin de conglomerados de acuerdo con Boggs (1992) (Modificado deCabrera-Ramrez et al., 2010).

Areniscas

Es una roca clstica compuesta por ms del 50% de granos del tamao de

la arena de cualquier origen y composicin. Representan 20% del registro

sedimentario de las diferentes cuencas sedimentarias.

Existen diversas clasificaciones de areniscas, sin embargo, las ms comunes

se basan en su composicin y textura (porcentajes de clastos y matriz).

Para la clasificacin es necesario determinar el porcentaje de los

componentes principales, entre los cuales estn: cuarzo, mono y

policristalinos, feldespatos potsicos y plagioclasas, fragmentos lticos y el

porcentaje de matriz. Una vez determinados estos porcentajes a travs de

diagramas de estimacin visual o de conteo de puntos, se grafican en

diagramas composicionales.

Formade

los

clastos

Roc

a

Composicinde losclastos

Procedencia Fbrica Origen

Redondeados

Conglomerado

Polimctico=petromctico

Oligomctico

Monomctico

Intraformacional

Extraformacional

Ortoconglomerado

Paraconglomerado

Fluvial

Marino-lacustre

Glaciar

Piroclstico

Residual

Cataclsticongulos

Brecha

Ortobrecha

Parabrecha


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La clasificacin de las areniscas toma en cuenta la madurez mineralgica o

composicional definida (Figura 29). Se basa en la mineraloga de los clastos

del armazn1, cuya composicin mineralgica depende de la disponibilidad y

estabilidad mecnica y qumica de los clastos. Los sedimentos ms madurostendrn un porcentaje mayor de minerales estables, en este sentido la

clasificacin de los minerales en funcin de su estabilidad de menor a

mayores:

Fragmentos de rocas minerales ferromagnesianos

feldespatos cuarzo, pedernal minerales pesados resistentes (zircn,

turmalina etc.).

La madurez mineralgica se define con base en el ndice de Madurez

Mineralgica o ndice de Madurez Composicional (IMC), la que se expresa

mediante la siguiente relacin:

IMC = %(cuarzo + pedernal)/%(feldespatos + fragmentos de roca).

Figura 29. Esquema que muestra los elementos texturales que definen la madurez texturalen las areniscas.

Una arenisca compuesta fundamentalmente de granos de cuarzo bien

redondeados, con bajo porcentaje de matriz y buena seleccin se relaciona

con un transporte prolongado (parte distal de un ro) o que se deposit en

un ambiente selectivo (por ejemplo, una playa). Por otro lado, si la arenisca

tiene un alto porcentaje de matriz, granos angulosos, escasa seleccin y

1Armazn o esqueleto es un trmino textural muy utilizado en la petrologa sedimentaria.


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est compuesta por fragmentos lticos y/o feldespatos, seguramente su

transporte fue corto (abanico aluvial).

Se considera matriz a todos aquellos sedimentos de tamao inferior al delos clastos del armazn (< 1/16 mm), si la matriz es mayor al 15%, se

clasifican como Wackasy si es menor al 15%, entonces se clasifican como

arenitas de acuerdo con la clasificacin de Folk (1968), (Figuras 30 y 31).

Figura 30. Diagramas triangulares para la clasificacin de areniscas, basada en sucomposicin mineralgica y porcentaje de matriz (Modificada de Folk, 1968). Si la matriz es

< al 15% las areniscas caen en el campo de las arenitas y se utiliza el diagramaA.Si lamatriz es mayor al 15%, se clasifican como Wackas y se utiliza el diagrama B.

Otra clasificacin utilizada es la de Pettijhon et al. (1987) que se presenta

en la Figura 31 y en la tabla 10 se muestran los valores de cuarzo,

feldespato y fragmentos lticos segn los mismos autores.

A

B


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La matriz puede ser: limosa, micrtica o arcillosa. Otro componente

importante es el cemento que puede ser: silcico, feldesptico

(sobrecrecimiento), carbonatado o ferruginoso.

Figura 31. Clasificacin de las areniscas basada en su composicin mineralgica (cuarzo-feldespatos y fragmentos lticos). (Pettijhon et al., 1987). Tambin consideran el porcentaje

de matriz (Modificada de (Jabbour et al., 2009).

Tabla 10. Valores de los componentes mineralgicos en porcentaje que contienen losdistintos tipos de areniscas basada en Pettijhon et al. (1987) (Modificada de Jabbour et al.,

2009).

Grupo ofamiliade laroca

Nombre dela roca

Cuarzo(%)

Feldespato(%)

Fragmentoslticos (%)

Matriz (%)

Arenitas

Cuarzoarenita C > 90 0 < F < 5 0 < Fr < 5

< 15Sublitarenita 50 < C tasa de subsidencia. Las facies cambian a facies

cada vez ms someras hasta que la cuenca se llena (colmata de

sedimentos).

2. Tasa de sedimentacin = tasa de subsidencia. Si el hundimiento es igual

a la tasa de sedimentacin, entonces la cuenca es homognea y no hay

variaciones de facies en sentido vertical ya que la profundidad se mantieneconstante.


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3. Tasa de sedimentacin < tasa de subsidencia. Esto ocasiona que la

cuenca sea cada vez ms profunda y la sucesin de facies es hacia facies

cada vez ms profundas.

Asociacin, secuencias y sucesin de facies

Una Asociacin de facies es la distribucin ordenada de varias facies

elementales genticamente relacionadas entre s, las cuales tienen un

significado ambiental. Una asociacin de facies esta por lo tanto, basada en

observaciones concretas y se puede expresar como una tabla de datos,

como un sumario estadstico o un diagrama de ocurrencias estratigrficas;

el ejemplo ms comn es la columna geolgica (columna litolgica o

estratigrfica), (Figura 73 y 74).

Cualquier Asociacin de facies debe cumplir las siguientes dos condiciones

bsicas:

1. Que se trate de facies que se encuentren juntas (prximas).

2. Que estn genticamente relacionadas entre s (ambientalmente).

Las asociaciones de facies se reconocen a partir de su expresin vertical en

las secciones estratigrficas detalladas. Estas asociaciones de facies se

denominan secuencia de facies o secuencia elemental.

Una secuencia elemental o secuencia de facies est formada por dos o ms

facies genticamente relacionadas que se repiten peridicamente. Ellas

proporcionan informacin valiosa para la reconstruccin de la historia de

una cuenca sedimentaria. Este conjunto de estratos concordantes y

relacionados genticamente, estn limitados en su base y en su cima por

discordancias de carcter regional o por las superficies conformes

equivalentes (lateralmente) (Fisher & McGoven, 1967). Es recomendable no

usar el trmino secuencia para unidades de rango menor; Para estas

ltimas es mejor emplear el concepto de asociacin de facies.


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Toda facies determinada tiene lmites que estn definidos en el espacio

(arealmente) y en el tiempo (cronoestratigrficamente).

Arealmente los lmites de una litofacies son los lmites del litotopo y loslmites de las biofacies son los del biotopo. Sus dimensiones son muy

variables, estn reguladas por la superficie que ocup el sector del medio

sedimentario con caractersticas homogneas en el que tuvo lugar el

depsito.

Su relacin con el tiempo est dada por la posicin respecto a lneas de

igual tiempo o iscronas. Normalmente las iscronas estn representadas

en los estratos por las propias superficies de depsito.

En los medios sedimentarios se pueden tener los siguientes tres tipos de

secuencias de facies:

Secuencia estacionaria.

Secuencia grano creciente o negativa.

Secuencia grano decreciente o positiva.

Una secuencia estacionaria ocurre muy raramente en la naturaleza, puesto

que los lmites entre los diferentes litotipos permanecen en una misma

posicin. Para que esto suceda, en cada intervalo de tiempo el volumen de

los aportes debe ser igual al de la acomodacin (volumen de hueco dejado

por la subida relativa del nivel del mar capaz de recibir sedimentos). Lo que

ocurre ms frecuententemente es que los aportes sean mayores o menores

que la acomodacin.

Si los aportes son mayores, la secuencia depositada es una secuencia grano

creciente o negativa, los litotipos ms proximales tienden a desplazarse

hacia el interior de la cuenca y a colocarse sobre los ms distales

(Regresin).

Si los aportes son menores que la acomodacin, la secuencia depositada es

una secuencia grano decreciente o positiva, los litotipos ms distales se

colocan sobre los ms proximales (Transgresin).


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Como la secuencia depositacional est determinada por un criterio objetivo

singular (relaciones fsicas entre sus propios estratos), es muy til para

establecer modelos estratigrficos comprensibles.

El estudio especfico completo y detallado de las secuencias, en el que se

incluye su reconocimiento, su distribucin vertical y su interpretacin, se

denomina anlisis secuencial.

El Anlisis secuencial de acuerdo a Lombard, 1956 (tomada de Vera Torres.

Op cit), consiste en definir la serie virtual, que es el orden terico o ideal

con que tienden a aparecer las sucesivas unidades litolgicas, frente a la

serie real o sucesin concreta que aparece en el campo.

Una Serie estratigrfica, es la sucesin de materiales estratificados

caractersticos de un determinado intervalo de tiempo en una regin

determinada. La representacin de una serie recibe el nombre de seccin,

serie, columna estratigrfica o corte estratigrfico.

En una cuenca sedimentaria pueden ocurrir cambios verticales y

horizontales, que constituyen sucesiones o tipos de asociaciones de faciescomo los que se muestran esquemticamente en las Figuras 73 y 74.


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Figura 73. Sucesiones de facies. Si las condiciones de depsito son continuas la sucesin eshomognea y si la capacidad de carga del medio de transporte disminuye o se incrementa se

forman sucesiones granodecrecientes o granocrecientes, respectivamente.

Figura 74. Tipos de asociaciones de facies. A.Multiepisdica; B. Bandeada; C. Bandeadadiscclica; D. Asimtrica positiva (granodecreciente); E. Asimtrica negativa(granocreciente).


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Origen de las asociaciones de facies

Cuando la sedimentacin persiste por amplios periodos. La acumulacinneta puede ser lenta o rpida, propiciando la acumulacin de grandes

volmenes de sedimentos o volmenes discretos, dependiendo de

disponibilidad. Cuando la acumulacin es rpida tambin ocurren procesos

erosivos que reducen la tasa neta de acumulacin. En el caso de la

sedimentacin catastrfica los procesos de sedimentacin son instantneos,

los niveles de energa cintica son muy superiores a los de la sedimentacin

normal, y dan lugar a depsitos ocasionales que reflejan cambios sbitos e

imprevistos (inundaciones, sismos, etc.), tal como ocurre en las brechas de

talud de la Sonda de Campeche.

Las asociaciones de facies estn controladas por procesos que tienen lugar

en el propio ambiente sedimentario, o bien por factores externos al sistema

sedimentario, como cambios climticos, movimientos tectnicos en el rea

de aporte y variaciones globales en el nivel del mar; a las primeras se les

conoce como asociaciones autocclicas y las segundas como asociaciones

alocclicas.

De acuerdo con la Ley de Walther, por ejemplo, si tenemos una regresin,

los cambios son oblicuos y las facies ocurren de forma ordenada en sentido

vertical y lateral. Por lo tanto verticalmente se presenta una sucesin o

secuencia de facies y lateralmente ocurre una asociacin de facies. Las

sucesiones de facies sealan cambios en las condiciones de sedimentacin

en un intervalo determinado, y las relaciones tridimensionalescontemporneas corresponden a una asociacin de facies. Por lo tanto, una

secuencia seala la evolucin temporal de las facies y son representadas en

una columna. Las asociaciones de facies son la base para establecer los

modelos de facies.


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En los carbonatos no hay secuencias definida por el tamao de grano,

porque no dependen de la energa del agente de transporte, sin embargo, si

definen secuencias someras y/o profundas y en ambos casos sus lmites

suelen ser tajantes, pudiendo tener los siguientes casos:

Secuencia de somerizacin: supramareal intermareal submarino

(plataforma)

Secuencia de profundizacin: plataforma submarealintermareal supramareal

Es importante tener presente que cada facies es resultado de un evento de

depsito en particular y una asociacin de facies representan las

caractersticas de un medio sedimentario en particular, es decir, un

2.1 a mp estratigrafiÌa y sedimentologiÌa

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