El Ciclo Sedimentario

El ciclo sedimentario comienza cuando una roca antigua (ígnea, metamórfica o sedimentaria), situada sobre o muy cerca de la superficie terrestre, sufre procesos de meteorización. Los productos previamente meteorizados, pueden quedar in situ como depósitos residuales y llegar a formar cubiertas estables o suelos; o bien, ser eliminados (erosionados), transportados y depositados en zonas más o menos alejadas, donde a través de la diagénesis y litificación se transformarán en rocas sedimentarias.

Meteorización

Alteración de la roca o suelo y preparación de partículas sólidas y disueltas para su movilización

– Física: por agentes físicos (fragmentación mecánica, disgregación)?? partículas sólidas?? Responde a procesos de acumulación de tensiones en las rocas, que al liberarse las rompen y disgregan en fragmentos cada vez más pequeños

  • Pérdida de carga por erosión y liberación de presiones acumuladas?? Expansión provocada por descompresión

  • Acción de hielo-deshielo?? Fragmentación por helada (Crioclastia. Gelifracción)

  • Cristalización de soluciones salinas, hidratación de sales?? (Haloclastia)

  • Dilatación térmica de los cristales?? Expansión térmica (Termoclastia)

  • Actividad biológica de plantas y animales

– Química: por agentes químicos (disolución)?? partículas disueltas

Afecta a poco espesor de la superficie terrestre, pero a toda ella

Denudación

Destrucción del relieve?? Proceso lento, intermitente, progresivo y generalmente irreversible

– Procesos gravitacionales?? Desplazamientos de tierra, movimientos en masa

– Erosión

Erosión

Eliminación del material sólido o disuelto por agentes dinámicos para nivelar la superficie terrestre (perfil de equilibrio dinámico)

Agentes:

  • Hielo: Glaciares

  • Viento: Deflación y abrasión eólica (Figs. 1 y 2)

  • Agua: Erosión hídrica

  • Pluvial?? costra de splash

  • Escorrentía superficial difusa?? Flujo laminar: Lámina de agua de pocos mms (Fig. 3)

  • Escorrentía superficial concentrada: regueros, cárcavas, barrancos, ríos (Figs. 4, 5, 6 y 7)

  • Escorrentía subsuperficial o en túnel?? Sifonamiento, piping (Figs. 8 y 9)

Los parámetros que controlan las tasas de meteorización y erosión, son fundamentalmente el clima y la altitud

Erosión eólica: Importante en regiones con precipitación < 250 mm, suelos secos y desprotegidos, vientos con un sentido predominante

Erosión hídrica: La precipitación intensa torrencial es el principal agente erosivo entre los 40ºN-40ºS (Fig. 10)

Transporte

Acarreo de los materiales disgregados o disueltos por diversos agentes

  • Agua (ríos)?? 90%. – Hielo (glaciares)?? 7%. – Viento, corrientes marinas, etc.?? 3%

Sedimentación

Llegada y depósito del sedimento en zonas de bajo nivel energético (océanos, mares, lagos) donde los materiales tienden a estabilizarse

Erosión, transporte y sedimentación?? Procesos Geológicos Externos?? Fenómenos naturales que ocasionan cambios en los materiales y formas de la superficie terrestre, con una dinámica generalmente lenta y una situación desde local a continental

*Cualquier muestra de roca sedimentaria que estudiemos es un registro completo de procesos sedimentarios:

  • Las partículas que la forman tienen un lugar de procedencia

  • Han sufrido un transporte, más o menos largo

  • Se han depositado en una cuenca de sedimentación

  • Han sufrido una evolución postsedimentaria (diagénesis)

Por lo tanto, al estudiar una muestra, estamos interpretando un Ciclo sedimentario*

Origen de las Partículas Sedimentarias

Partículas o granos detríticos?? Clastos (detritus, fragmentos) sólidos, más o menos rotos y desgastados, uni o poliminerales, derivados de los procesos de Meteorización?? Erosión?? Transporte?? Sedimentación

Partículas o granos orgánicos o bioquímicos?? Partes duras (esqueletos, caparazones, etc.) de organismos

Origen de los Sedimentos Siliciclásticos

Se producen por la desintegración (meteorización física y química) de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias preexistentes, siendo transportadas posteriormente a la cuenca de depósito; una vez enella, las características de textura y fábrica se imprimen en el sedimento a causa del régimen hidráulico existente

Análisis de sedimentos siliciclásticos?? Parámetros físicos (estructuras sedimentarias, variaciones en el tamaño de grano, forma de los granos, etc.) y mineralógicos

Controles en la composición de los sedimentos siliciclásticos

Entre el depósito y la roca madre, hay una serie de procesos que van modificando los productos sólidos transportados y alterando progresivamente la composición del sedimento

Sedimento siliciclástico?? Residuo de una compleja historia de procesos tanto físicos como químicos y mineralógicos

La importancia del agua en la meteorización

La característica común en todos los procesos que se dan sobre o cerca de la superficie y que afectan a las rocas, es la gran cantidad de agua y vapor de agua existentes

El agua realiza un ataque químico a las rocas, mediante los procesos de:

  • Hidratación: Fase inicial que consiste en la penetración del agua en el sistema reticular de los cristales, formando compuestos químicos definidos (hidratos)

  • Hidrólisis: Reacción de cualquier sustancia con el agua. Descomposición del agua provocada por los iones de ciertas sales o a la inversa

  • Oxidación-Reducción:

El contacto aire-agua facilita la disolución del oxígeno, hasta llegar en algunos casos a la saturación; en estas condiciones y hasta cierta profundidad se dan los fenómenos de oxidación (consumo de materia orgánica, paso de sulfuros a sulfatos, formación de hematites, etc.)

A partir del punto de ausencia de oxígeno, aparecen fenómenos de reducción (de óxidos, sulfatos, nitratos, etc. con producción de hidrógeno, sulfídrico, metano, etc.)

Comportamiento mineral durante la meteorización


Uno de los tópicos que existen en lo referente al origen de los sedimentos siliciclásticos es que el número de
minerales es muy inferior al que existe en las rocas madres correspondientes?? ¿a que se debe esto? y ¿por
qué?
Al estudiar un perfil de meteorización y analizar los cambios mineralógicos y químicos en relación con la
profundidad, se observan cambios importantes?? Descomposición de los minerales inestables. Permanencia
de minerales estables. Generación de nuevos minerales. Enriquecimiento o empobrecimiento de diversos
compuestos
Perfil de meteorización sobre una
granodiorita del Mississippiense de
Colorado
– Estabilidad del cuarzo
– Disminución gradual de la
microclina
– Inestabilidad de las plagioclasas,
biotita, hornblenda
– Formación de óxidos de hierro,
caolinita, montmorillonita, illita
– Enriquecimiento en Al2O3, Fe2O3
y K2O
– Empobrecimiento en SiO2, FeO,
CaO, Na2O
Los sedimentos de pequeño tamaño de grano (matriz, arcillas, lutitas) son, generalmente, producto de
alteraciones de los minerales de la roca madre
Minerales de neoformación durante la meteorización
Los procesos que tienen lugar durante la meteorización, liberan elementos (Ca, Mg, Na, K, etc.) que se
combinan con otros para formar nuevos minerales
Los minerales arcillosos (caolinita, illita y montmorillonita) son los más importantes entre todos los minerales de
neoformación y forman el mayor volumen de residuos meteorizados
Son fácilmente transportados y sedimentados en los diferentes ambientes sedimentarios y en ausencia de
cambios postdeposicionales, son buenos indicadores de las condiciones de meteorización
Sedimentos siliciclásticos: Origen detrítico?? Fragmentos de roca y minerales, especialmente arcillas y
cuarzo, y en menor proporción feldespatos y micas
El estudio de su composición y de la procedencia de los granos?? Análisis de Cuencas
PRODUCCIÓN DE SEDIMENTOS-DENUDACIÓN
Según la importancia relativa del clima, relieve, litología y cobertera vegetal, hay grandes diferencias en la
aportación de partículas sedimentarias de unas zonas a otras de la Tierra
Intensidad o Tasa de Denudación (Erosión)
– Cantidad de material erosionado/ área / tiempo ?? g/cm2/sg, T/Km2/año
– Espesor medio eliminado por unidad de tiempo?? mm/año, m/Ka, m/Ma
Tasas de denudación mecánica y química en relación con el
relieve y el clima (EINSELE, 1992)
Tasas de erosión hídrica y eólica global (Fig. 11)
Valor teórico: 140 t/km2 /a (1,4 t/ha/a)??
(0,05mm/a) (50m/Ma)
Cuenca río Amarillo: 90-708 t/ha/a
Italia: 80 t/ha/a. EEUU: 30-70 t/ha/a. Siria: 60 t/ha/a.
Bélgica: 20-40 t/ha/a. Grecia: 20 t/ha/a. Francia: 3
t/ha/a
Alemania: 2 t/ha/a. España: 6,44…..100 t/ha/a
La intensidad de denudación presenta una relación
lineal con la altura continental y con el clima
Valores máximos: zonas de elevada altitud y clima
tropical a subtropical
Valores mínimos: llanuras fluviales de escasa
altitud y clima árido a semiárido
Europa:
– 115 millones ha sufren erosión hídrica. – 42 millones de ha sufren erosión eólica
Erosión hídrica en España (Fig 12):
España: % territorio afectado: – 6% erosión irreversible. – 26% erosión grave. – 27% erosión moderada. – 24% erosión
débil
DIFERENCIACIÓN SEDIMENTARIA Y TECTÓNICA GLOBAL
Los procesos que dan lugar a los sedimentos y rocas sedimentarias son mecanismos eficaces de
diferenciación mecánica y química?? Se obtienen depósitos con fuertes diferencias en composición respecto
a la Roca Madre
Un sedimento que deriva directamente de una roca ígnea o metamórfica se le llama de primer ciclo, y estaría
formado por fragmentos de roca y elementos estables e inestables, pues se necesitan tiempos muy largos para
estar constituidos sólo por elementos estables
Sin embargo, la mayoría de los sedimentos proceden de rocas sedimentarias anteriores, lo que implica la
existencia de varios ciclos?? Un sedimento policíclico estaría exento de minerales inestables
Cada ciclo sedimentario (meteorización?? roca sedimentaria?? meteorización?? roca sedimentaria?? etc.), origina
sedimentos con partículas cada vez más finas, más redondeadas y más abundantes en cuarzo y menos en
minerales poco estables o inestables (plagioclasas, biotita, hornblenda)
Los procesos de alteración de rocas y minerales hacia formas más estables, bajo las condiciones de humedad,
temperatura y actividad biológica que predominan en la superficie terrestre?? Incremento de madurez
Madurez textural?? Grado de diferenciación que alcanza un sedimento frente a la Roca Madre
Madurez mineralógica?? Grado de diferenciación entre la asociación mineral que presenta el sedimento y la de la
Roca madre
Así, se habla de un sedimento tanto o más maduro cuantos más procesos haya sufrido
Un proceso global, o un conjunto de procesos
que pueden ejercer un fuerte control sobre la
composición de los sedimentos siliciclásticos, es
la Tectónica de Placas
Bajo estas bases se han comparado los complejos
cristalinos y sedimentarios de un borde
pasivo de tipo Atlántico, con las zonas
volcánicamente activas de un borde activo
(Andes)
Según la composición y los parámetros geoquímicos que presenten los sedimentos, se pueden relacionar con
diferentes ambientes geotectónicos
Caracterización de las arenas de cuencas marinas profundas, según su relación con la Tectónica Global (Valloni y Maynard, 1981)
COMPOSICIÓN DE ARENAS DE CUENCAS
ASOCIADAS A:%CUARZO%FELDESPATOS% FRAGMENTOS DEROCA
Bordes constructivos y pasivos 62 26 12
Bordes destructivos y zonas de subducción 10 53 31
Desplazamiento horizontal 34 39 27
Cuencas Postarco 20 29 51
Cuencas Prearco 8 17 75
ORIGEN DE LOS SEDIMENTOS CARBONATADOS
Existen tres reglas básicas que presiden la naturaleza peculiar de los carbonatos
1) Los sedimentos carbonatados son principalmente de origen orgánico
2) Los sistemas carbonatados pueden construir estructuras resistentes a las olas (arrecifes)
3) Los sistemas carbonatados se encuentran sometidos a grandes alteraciones diagenéticas ya que sus
minerales originales son metaestables
Componentes mineralógicos
– Principales: Aragonito, Calcita y Dolomita. – Secundarios: Magnesita, Ankerita y Siderita
Origen (aragonito y calcita)
1) Precipitación biótica:
1.a) Bióticamente inducida. Precipitación inducida por organismos (microbios, bacterias, algas) o materia
orgánica?? origen bioquímico?? Micritas microbianas, microbiolitos, etc.
1.b) Bióticamente controlada. Por secreción orgánica (origen orgánico). El material carbonatado es
producido por los organismos, que sintetizan el carbonato cálcico del agua del mar y lo secretan formando sus
partes duras?? Corales, braquiópodos, moluscos, algas calcáreas, etc.
2) Precipitación abiótica físico-química (origen inorgánico)?? Cementos, calcretas, espeleotemas, etc.
El origen de los sedimentos carbonatos, es la clave para comprender la diferencia esencial con los sedimentos
siliciclásticos?? Los sedimentos carbonatados nacen, no se hacen (James, 1979)
Aunque se pueden formar en ambientes continentales (lagos, cuevas, fuentes termales) y pelágicos (barros de
globigerinas), la mayoría de los carbonatos se originan en ambientes marinos someros y la mayor parte es de
origen orgánico, bien directamente (esqueletos carbonatados) o bien indirectamente como un producto de la
actividad orgánica (sus detritus orgánicos)?? Además de los parámetros físicos aplicados al análisis de los
sedimentos siliciclásticos (estructuras, texturas), la composición de las partículas adquiere una gran importancia en
la caracterización del ambiente sedimentario carbonatado
Controles en la producción y
distribución carbonatada marina
La sedimentación carbonatada se
relaciona principalmente con una
ausencia, relativa, de siliciclásticos y
con una alta productividad orgánica
La luz, temperatura, salinidad,
oxigenación y los nutrientes son los
principales factores que controlan la
producción de sedimento calcáreo??
Profundidad del agua; turbidez o aporte
terrígeno; posición latitudinal y relación
con las corrientes oceánicas locales y
oleaje
En general, se puede decir que las
condiciones óptimas de producción de
carbonatos son las de aguas someras y
cálidas?? plataformas marinas
tropicales y subtropicales
Principales factores de control en la formación
de carbonatos (Jones y Desrochers, 1992)
6 JA Águeda y C. Vera (2010)
Zonas de acumulación de los carbonatos marinos
La gran factoría de carbonatos corresponde a la
plataforma submareal somera (
profundidad, zona fótica), desde donde pueden ser
transportados hacia la costa o hacia mar abierto,
aunque la mayoría permanece en ella
1) Plataforma submareal abierta y margen de plataforma
2) Zona litoral
3) Talud y cuenca
Cada una de estas tres zonas tiene ambientes sedimentarios característicos produciendo depósitos diferentes, los cuales pueden estructurarse en distintos modelos de facies carbonatadas Los modelos de facies carbonatadas costeras, de talud y de cuenca, son los que más se parecen a los modelos siliciclásticos debido a que los sedimentos han sido transportados desde un área y depositados en otra Por el contrario, los arrecifes y depósitos pararrecifales tienen las facies más opuestas y sin equivalentes terrígenos, ya que son acumulaciones biológicas producidas in situ
Diferencias entre los sedimentos carbonatados y los siliciclásticos
CARBONATADOS SILICICLÁSTICOS
Son autóctonos (se originan en la propia cuenca de sedimentación), en o cerca del lugar de acumulación Son alóctonos (se originan fuera de la cuenca de sedimentación) La mayoría se han depositado en ambientes marinos someros tropicales Se depositan en cualquier ambiente (marino o continental), con independencia del clima y de la profundidad El tamaño de grano refleja, con frecuencia, el tamaño de los esqueletos y partes duras calcificadas de los organismos. Las variaciones en el tamaño de grano no implican necesariamente cambios en el régimen hidráulicoEl tamaño de grano refleja la energía hidráulica del ambiente El fango (micrita) puede tener diferentes orígenes y puede indicar un proceso físico, químico o bioquímico El fango (barro, lodo, arcilla) proviene de la disgregación y alteración de granos e indica un depósito desde de la suspensión (decantación?? proceso físico) El tipo de sedimento relacionado con los fósiles ha cambiado a través del tiempo, respondiendo a la evolución de los organismos El tipo de sedimento no ha cambiado; los granos siliciclásticos siguen siendo los mismos Los cuerpos arenosos carbonatados someros, se forman principalmente por la fijación localizada de carbonato junto con la interacción de los procesos dinámicos (olas, mareas, corrientes,..) Los cuerpos arenosos siliciclásticos se forman, fundamentalmente, a partir de la interacción de procesos dinámicos (olas, mareas, corrientes,..) Los cambios importantes en el ambiente sedimentario pueden estar relacionados con cambios en el régimen hidráulico o con construcciones carbonatadas localizadas (arrecifes) Los cambios importantes en el ambiente sedimentario están siempre relacionados con cambios en el régimen hidráulico Los sedimentos carbonatados pueden cementarse tempranamente, antes de su enterramiento Los sedimentos siliciclásticos se cementan tardíamente, después de su enterramiento La exposición aérea de los sedimentos carbonatados produce una intensa diagénesis En los sedimentos siliciclásticos el efecto a la exposición aérea es mucho menor En las calizas, las señales sedimentarias se borran parcial o totalmente con un metamorfismo de bajo grado En las areniscas, las señales sedimentarias no se borran con un metamorfismo de bajo grado
DEPÓSITOS RESIDUALES Y EDAFIZACIÓN
Cuando la capacidad de eliminación de una cubierta meteorizada es menor que la intensidad de los procesos que contribuyen a su formación, se origina una cubierta estable, llamada suelo, en cuya formación tienen mucha importancia los procesos biológicos Esta cubierta estable, como producto residual final, puede presentar procesos de cambios internos (suelos inmaduros) o un estado más o menos permanente (suelos maduros)

Existen diferentes conceptos de suelos:
– Material superficial poco o nada consolidado (Ingeniería y Geotécnia)
– Medio de crecimiento de las plantas (Botánica)
– En Edafología y Geología: Cuerpo natural con capas u horizontes de constitución mineral y/o orgánica de
espesor variable y que difiere de la roca madre en morfología, propiedades físicas, químicas y mineralógicas
Un suelo es una formación superficial, consistente en (Fig. 13):
Una mezcla de roca desintegrada y descompuesta (45-50% del volumen total)?? Materia mineral
Materia orgánica en descomposición (5% al 15%)?? Humus
El resto corresponde al volumen de huecos (poros, fisuras, etc.)
Factores de formación y perfil de un suelo
La naturaleza y desarrollo de un suelo viene controlado por una serie de factores:
Etapas de formación de un suelo y perfil completo
Litología de la Roca Madre?? Influye en la velocidad de meteorización, y por tanto en la de formación del nuevo
suelo, y en su composición química
Clima?? Precipitaciones y temperatura?? Predominio de meteorización física o química, velocidad y profundidad de la
meteorización, etc.
Topografía?? Pendiente, orientación, etc., de las laderas
Flora y fauna?? Fuerte influencia sobre las propiedades físicas y químicas del suelo. Fuente de materia orgánica
Tiempo?? Cuanto más tiempo ha estado formándose un suelo, mayor es su grosor y menos se parece a la Roca
Madre
El perfil de un suelo es la ordenación vertical de los distintos horizontes, hasta llegar a la roca madre
Estos horizontes difieren entre sí en composición y estructura, pero siempre en tránsito gradual
Los horizontes no suelen estar cementados, pero contienen cantidades suficientes de sílice, carbonatos, u óxidos de
hierro, como para estarlo
En el perfil completo de un suelo se pueden distinguir los siguientes horizontes (Fig 14):
Horizonte O: Materia orgánica sin descomponer (mantillo) o parcialmente descompuesta
Horizonte A: Horizonte mineral con gran cantidad de materia orgánica descompuesta (humus). Predominan los
procesos de oxidación y lavado. Las sales disueltas y las partículas más finas son arrastradas hacia abajo
Horizonte E: Horizonte mineral con poca materia orgánica. Predominan los procesos de eluviación y lixiviación hacia
el horizonte B
Horizonte B: Horizonte mineral de acumulación (iluviación) y precipitación de arcillas, coloides y soluciones
procedentes del horizonte superior
Horizonte C: Roca madre parcialmente alterada. Es un nivel mineral de transición, está alterado y poco afectado por
los procesos edáficos, pasando en profundidad a la roca madre
Roca Madre (R): Roca fresca, sin alterar, sobre la que se desarrolla el suelo
Tipos de suelos
Una clasificación de suelos actuales debe contener una base climática y la respuesta específica para cada tipo de
roca madre
a).- Suelos de regiones húmedas: La precipitación supera a la evaporación, con el consiguiente predominio de
procesos de lavado (pérdida de constituyentes):
– Podsoles: Sobre rocas pobres en carbonato cálcico. Color gris, alto contenido en SiO2 (posibles turbas en
superficie).Climas húmedos y frescos
– Suelos pardos: Bajo climas húmedos y temperaturas medias, con óxido férrico hidratado. Suelos poco maduros,
aparecen sobre cualquier tipo de roca
– Lateritas: Bajo climas húmedos y temperaturas elevadas. Con óxidos de hierro (40-50%) y óxidos de aluminio y
sílice (20-25%), presentan color pardo-rojizo con texturas pisolíticas y vermiformes. Son el depósito residual
resultante de una meteorización química intensa, sobre zonas de escaso relieve y roca madre con alto contenido en
hierro (basaltos y rocas intrusivas)
– Caolines: Aparecen ligados a tres situaciones geológicas distintas: Alteración hidrotermal de feldespatos (granitos),
meteorización de rocas ricas en silicatos alumínicos (rocas ígneas y metamórficas ácidas) y resedimentación a partir
de suelos o de depósitos hidrotermales. Con ganancia de óxidos de hierro pueden pasar a lateritas, con pérdida de
sílice pasan a bauxitas
– Bauxitas: Producto de meteorización residual con alto contenido en hidróxidos de aluminio, originados por hidrólisis
de minerales arcillosos previos. Se forman en dos situaciones geológicas diferentes: a) sobre materiales
carbonatados muy meteorizados, cuyas arcillas residuales sufren pérdida de sílice y b) como productos de alteración
de caolines. En ambos casos la formación de bauxitas correspondería a la etapa final de una secuencia de
meteorización, que incluye la caolinización como paso intermedio
b).-Suelos de regiones semiáridas: Hay un cierto equilibrio entre precipitación y evaporación. La posibilidad de
procesos de lavado es mínima y la probabilidad de que elementos móviles permanezcan en el suelo (sulfatos, sales,
carbonatos, etc.) es grande:
– Tchernozen: Suelos negros (materia orgánica >8-10%). Aparecen sobre zonas calcáreas, con lavado parcial de
sales solubles
– Chesnut: Color oscuro (materia orgánica 8%).>
c).- Suelos de regiones áridas: La evaporación supera a la precipitación. Se invierte el proceso descendente por
ascensión capilar, con precipitación de solutos cerca de la superficie y formación de costras o cortezas. Contenido
orgánico muy bajo
– Yesicretas (cortezas de yeso, típicas de zonas desérticas), ferricretas (hierro), silcretas (sílice), etc.
Perfil maduro de un caliche, en la arcosa de New
Haven (Hubert, 1977)
– Caliches (calcretas): Ricos en
carbonato cálcico. Se pueden identificar desde nódulos aislados a potentes cortezas laminadas. Para formarse 1m de caliche se necesitan más de 10.000 años, bajo clima moderadamente árido con precipitaciones medias anuales de
entre 100-400 mm; pueden formar niveles de hasta 50m de espesor En el registro estratigráfico pueden aparecer suelos fósiles o paleosuelos que son indicadores muy importantes de interrupciones sedimentarias y de ambientes sedimentarios en que se formaron Los paleosuelos constituyen, en medios continentales, un buen indicador para el reconocimiento de paraconformidades, ya que éstas se disponen sobre superficies que han estado un prolongado tiempo expuestas y sin depósito El tiempo de formación de paleosuelos compuestos sólo sería el 5% del total, mientras que el 95% restante no tendría representación en el registro estratigráfico. Así, una sucesión de diez suelos superpuestos puede equivaler a
un intervalo de tiempo superior al millón de años y marcaría una paraconformidad. La génesis de un paleosuelo simple podría tener una duración de unos pocos miles de años y correspondería entonces a un diastema


Transporte de sedimentos por corrientes o flujos
Acarreo de los materiales disgregados o disueltos por diversos agentes
-Agua (ríos)?? 90% -Hielo (glaciares)?? 7% -Viento, corrientes marinas, etc.?? 3%
Transporte?? Resultado de la interacción de fluidos en movimiento (por la acción de la gravedad) con los
sedimentos, se basa en la capacidad de los fluidos para transportar una determinada cantidad de sedimentos
La carga real de sedimentos no tiene porqué ser la máxima ?? depende del material disponible y de la capacidad
de transporte
Masa transferida
Todos los ríos: 22.500 a 17.500·106 t/a (material sólido/disuelto = 4/1) (Figs. 1 y 2)
Río Amarillo: 1.600-2.500·106 t/a; avenidas: 1 kg/l
Ríos escandinavos: pocos g/m3
Hay dos formas de enfocar el transporte de sedimentos:
– Utilización de métodos teóricos (leyes hidráulicas y mecánica de fluidos), cuyos resultados son difíciles de utilizar
en problemas de sedimentación
– Uso de métodos experimentales, con observaciones y medidas sobre modelos o casos reales
La mejor solución es relacionar ambos puntos de vista?? el transporte es un proceso de interacción dinámica
entre las partículas detríticas y el movimiento (flujo) de un fluido
PROPIEDADES Y MOVIMIENTO DE FLUIDOS
Fluidos?? Sustancias con una propiedad común: cualquier forma externa que se le aplique, ocasiona en el fluido un
cambio de forma, que se mantendrá mientras la fuerza se esté aplicando ?? Un fluido puede conservar una forma,
sólo si está confinado por superficies limitantes
DENSIDAD (ñ): ñ = masa/volumen
Disminuye al aumentar la temperatura, excepto en el agua que presenta su mínima densidad a 4ºC
VISCOSIDAD (ì):ì = ô / ã
Medida de la resistencia de una sustancia a cambiar de forma?? relación entre el esfuerzo aplicado y la
deformación producida?? medida de la capacidad del fluido para fluir
ô = tensión tangencial ejercida en un punto del fluido o sobre una superficie sólida en contacto con el mismo (esfuerzo
de arrastre viscoso, cortante o de cizalla)
ã = äu/äy ?? gradiente de velocidad o deformación producida por esfuerzo viscoso
u=velocidad local del fluido en la dirección y, normal a la superficie del esfuerzo aplicado (ô)?? fuerza de arrastre por
unidad de superficie o por unidad de gradiente de velocidad
La viscosidad influye sobre todo en la turbulencia del fluido?? a > ì
En un flujo laminar (fluido newtoniano), como consecuencia de la adhesión molecular, el fluido en contacto con el límite (capa inferior)
permanece quieto, pero las siguientes capas se deslizan sucesivamente sobre la capa anterior?? Gradiente de velocidad (ã)
Representación geométrica de los factores que determinan la viscosidad de un fluido
encerrado entre dos placas rígidas (A y B) (Boggs, 2006)
A: placa que se mueve a la velocidad V. B: placa estacionaria
ã = äu/äy ??
äu?? velocidad del fluido. äy?? espesor del fluido
Flujo laminar?? ô = ì (äu/äy)
Flujo turbulento?? ô = ì + ç (äu/äy)
ç?? viscosidad turbulenta
La viscosidad y la densidad se combinan en la Viscosidad cinemática??
õ = ì / ñ ?? Sirve para determinar la extensión en la que un fluido es
turbulento
2 JA Águeda y C Vera (2010)
Fluido newtoniano: Viscosidad constante (a temperatura
constante)?? Independiente del esfuerzo y del tiempo (agua, aire,
gasolina)
Fluido no newtoniano: Viscosidad variable con el esfuerzo aplicado
y el tiempo (miel, pegamento)
– Fluido plástico de Bingham: Viscosidad constante una vez
superado el esfuerzo cortante (debris flows)
– Fluido tixotrópico o psedoplástico: Viscosidad variable una vez
superado el esfuerzo cortante (mud flows, hielo)
Tipos de fluidos en relación a esfuerzo/deformación (Blatt&Middleton, 1980)
FLUJO (RÉGIMEN) LAMINAR Y TURBULENTO
A) Flujo laminar sobre una capa plana. B) Flujo laminar sobre una partícula esférica. C) Flujo turbulento
Un fluido en movimiento puede presentar
dos formas de flujo, según su velocidad,
viscosidad y rugosidad de la capa base:
flujo laminar o flujo turbulento (Figs. 3, 4
y 5)
Líneas de flujo o de corriente: Trayectoria
imaginaria de las moléculas de agua
Flujo laminar?? Constante, coherente, sin
deformaciones internas. Baja velocidad,
fondo liso, alta viscosidad (desplazamiento
del hielo, coladas de fango)
Flujo turbulento?? Distorsionado, con cambios continuos y deformaciones (remolinos). Alta velocidad, fondo rugoso,
baja viscosidad (la mayoría de los flujos hídricos y eólicos en condiciones naturales)
NÚMERO DE REYNOLDS (Re): Re = UL / õ
Parámetro adimensional que relaciona las dos fuerzas que actúan sobre un fluido
Fuerza de inercia?? Resistencia que opone la masa fluida a sufrir aceleraciones (depende de la masa de un
determinado volumen de fluido puesto en movimiento)
Fuerza viscosa?? Resistencia a la deformación (depende de la velocidad del fluido)
U = Velocidad principal de flujo (velocidad del fluido)
L = Longitud característica (tamaño de grano, profundidad del agua del canal, diámetro interno del tubo de
experimentación)
õ = Viscosidad cinemática
Sirve para comparar modelos experimentales con sistemas naturales de flujo, y para diferenciar el régimen laminar
del turbulento: La transición entre ellos tiene lugar con un valor crítico de Re?? 500 – 2.000 (dependiendo de la
profundidad del canal y de su geometría)
NÚMERO DE FROUDE (Fr): Fr =
gL
U
Parámetro adimensional que relaciona la fuerza de inercia con la gravedad (velocidad principal del flujo con la
velocidad de una pequeña ola creada en él)
U = velocidad media principal de flujo g = aceleración de la gravedad
L = longitud recorrida (para flujo en canales abiertos, es la profundidad del agua)?? Fuerza de inercia
Además de la viscosidad del fluido y de las fuerzas de inercia, las fuerzas gravitatorias desempeñan un
importante papel en el flujo de fluidos, ya que gracias a ellas se transmiten las ondas superficiales
También define el régimen de flujo:
Fr ?? Subcrítico o tranquilo, lento (bajo régimen de flujo)?? La velocidad a la que se mueven las olas es mayor
que la del flujo, y se pueden propagar en sentido contrario, p. ej., al tirar una piedra (Fig. 6)
Fr > 1?? Supercrítico o rápido, torrencial (alto régimen de flujo)?? Las olas no se pueden propagar en sentido
contrario (Fig. 7 y 8)
3 JA Águeda y C Vera (2010)
PERFILES DE VELOCIDAD Y RUGOSIDAD DE LA CAPA
Los perfiles de velocidad verticales (desde el fondo a la superficie) y los de velocidad en un flujo canalizado son
diferentes, según sea el régimen laminar o turbulento. Las variaciones ocurren cerca del fondo (capa límite) donde
el flujo sufre un retardo por la resistencia a la fricción
La forma exacta del perfil depende, sobre todo, de la
naturaleza (rugosidad) del fondo:
Baja o nula rugosidad?? superficies planas, suaves
(fango, arena fina)?? Flujo laminar
Alta rugosidad?? (arenas gruesas, gravas)?? Flujo
turbulento
Comparación de perfiles verticales de velocidad, en régimen laminar
(A) y en régimen turbulento (B). La figura C representa los perfiles
de velocidad, bajo régimen laminar y turbulento, vistos desde arriba
TRANSPORTE DE PARTÍCULAS POR FLUIDOS: TIPOS Y SIGNIFICADO
Transporte?? Consecuencia de la interacción dinámica entre una fase sólida (partículas, granos) y una fase fluida
en movimiento (agua, aire)
La mezcla resultante (agua + sedimentos) tiene mayor viscosidad y densidad que la del fluido?? aumenta la
resistencia y la energía del flujo
La intensidad de transporte depende mucho del régimen de flujo: es mayor en régimen turbulento y
supercrítico (rápido) que en el laminar y subcrítico (tranquilo)
Concepto de transporte en relación a la erosión y la sedimentación
Al considerar un fluido (agua) con una determinada
cantidad o peso de sedimentos (i) que pasa por un
canal, y atraviesa por unidad de tiempo una
sección unitaria, perpendicular a la dirección de
transporte (x), puede ocurrir que:
– I2 > I1 (di/dx>0): Aumento en la carga de material
transportado entre S1 y S2 ?? erosión
– I2 = I1 (di/dx=0): No hay variación en la carga
transportada?? condición de equilibrio o de
transporte (solo indica continuidad de masa, no
de las partículas)
– I2 1 (di/dx0):>Pérdida de material entre las dos secciones?? sedimentación
Concepto de transporte y relación con la erosión y la sedimentación (Corrales y otros, 1977)
Movimiento de partículas
Diagrama de Sundborg?? Relaciona la velocidad de flujo y
el tamaño de grano, según las distintas condiciones de
transporte, para partículas de 2,65 g/cm3 de densidad, a 1 m de
altura del fondo del canal y sobre una capa plana
Diagrama de Sundborg, según Allen (1965)
Ley de Stokes
Una vez que los granos entran en el flujo de un fluido y después de efectuar un recorrido en la dirección del mismo,
comienzan a caer (depositarse) en función de la fuerza de la corriente y de la velocidad de caída de las partículas
Para un flujo laminar, con baja concentración de partículas y número de Reynolds bajo, la velocidad de
sedimentación en el transporte de partículas es:
4 JA Águeda y C Vera (2010)
ì
(ñ ñ ) 2
18
1 gd
V s f ?
= ?? Ley de Stokes?? V = Cd2 (cm/s)
V = Velocidad de caída g = gravedad d = diámetro de grano en cm ñf = densidad del fluido ñs = densidad de la
partícula
Flujo acuoso unidireccional y forma de las capas
Bajo régimen de flujo (Fr): La superficie del flujo
presenta pocas perturbaciones y no se forman olas en
fase
– Superación de la velocidad crítica?? la arena se
dispone en forma de ripples (cm) que se mueven
(migran) aguas abajo
– Aumento de la velocidad de la corriente?? dunas
(dm-m)
Formas observadas experimentalmente en el fondo de un canal somero con granos de tamaño arena media-gruesa
Alto régimen de flujo (Fr>1)
– Aumento de la velocidad de la corriente?? se generan
superficies simétricas de olas en fase y se destruyen las
dunas?? capa plana
– Aumento de la velocidad de la corriente?? antidunas
que migran aguas arriba
Etapa final?? Rápidos que terminan bruscamente en una
hoya (poza) donde el flujo es casi nulo?? depósito con
láminas inclinadas aguas arriba
Forma de las capas de arena depositadas por una corriente
unidireccional en el fondo de un canal somero, en relación al régimen
de flujo y la velocidad de la corriente (Blatt y otros, 1980)
Campos de estabilidad de los diferentes tipos de capas (Southard&Boguchwal, 1990)
5 JA Águeda y C Vera (2010)
La relación entre los parámetros de flujo y la forma de las capas es importante para identificar, a partir de las
estructuras, las condiciones del flujo
Secuencia de formas desarrolladas con incremento de flujo, para distintos tamaños de grano (Southard&Walker,1982)
Mecanismos de transporte
Una vez incorporados los granos al sistema de transporte, el tiempo y la forma de mantenerse en él, depende de
su tamaño,de la viscosidad y velocidad del fluido y del régimen de flujo
1.- Transporte por corrientes de agua:
La carga de sedimentos puede estar formada por partículas gruesas, por partículas finas, o por mezcla de ambas
Partículas gruesas (gravas y arenas)?? se mueven sobre o muy cerca del fondo?? Carga de fondo?? Tracción
(deslizamiento, rodamiento) y saltación
El material más fino?? es expulsado del flujo principal?? Carga en suspensión
Modalidades de transporte de partículas:
suspensión (A), saltación (B) y tracción (C)
2.- Transporte por corrientes de aire
(eólico)?? Físicamente igual al de
corrientes de agua, con la diferencia de
una menor eficiencia de transporte, ya
que la diferencia de densidad entre el
aire y las partículas es mayor
3.- Transporte por hielo?? Flujo plástico
en fase sólida, muy viscoso, lento y sin
turbulencia (glaciares)
4.- Transporte en masa y corrientes de densidad?? Fluidos densos y viscosos con cantidad variable de carga
Transporte eólico
Las partículas tamaño arena y mayores se mueven por rodamiento y por saltación, impulsadas por el viento
(alfombra de tracción)
La arena fina, limos y arcillas se transportan en suspensión como nubes de polvo o de arena (Fig.9)
El umbral de velocidad necesario para que comience el transporte depende del tamaño de grano: Las primeras
partículas en moverse son de tamaño limo y arena fina, mientras que las arcillas y los granos tamaño arena media
y superior, necesitan velocidades mayores
Movimiento de partículas y transporte en zonas litorales
Proceso fundamental?? llegada de las olas, cuya energía se disipa al tocar fondo?? el movimiento circular se
deforma y las órbitas se hacen elipsoidales, aplanándose hasta formar un movimiento de vaivén sobre el fondo. El
resultado, es el levantamiento de la ola en superficie y frenado en el fondo; la ola se desequilibra y rompe
alcanzando la zona de batida (swash) y extendiéndose pendiente arriba hasta que se detiene y deposita el material
arrastrado (Figs. 10 y 11)
A continuación se produce un movimiento de agua hacia el mar resaca con arrastre sedimentos, hasta que choca
con las otras olas y frena, depositando el sedimento más grueso, mientras que el fino es arrastrado mar adentro;
6 JA Águeda y C Vera (2010)
este proceso se puede extender por toda la playa o concentrarse en corrientes de resaca (rip currents) (Figs. 12 y
13)
Cuando una ola rompe, el sedimento más grueso se mueve como carga de fondo, en una serie de bucles (B). El material más fino se
mueve en suspensión (A). Los sedimentos desde la costa (C) y desde el mar (D) se mueven hacia la zona de rotura de la ola, según
indican las flechas
TRANSPORTE DE PARTÍCULAS POR FLUJOS GRAVITATIVOS
Además del transporte por corrientes o flujos de fluidos (agua, aire, hielo) que se mueven por acción de la
gravedad y en el que el sedimento es llevado en y por el fluido, el sedimento también puede ser transportado por
la acción directa de la gravedad, independientemente del fluido?? Movimientos gravitativos en masa
Existe todo un espectro de flujos gravitativos de sedimentos, desde aquellos en los que el sedimento se mueve en
masa y el fluido sólo actúa para reducir la fricción interna y lubricar los granos, hasta los que el transporte es grano
por grano y el fluido desempeña un papel importante como soporte de los granos
Flujos gravitativos de sedimentos?? se mueven en función de la pendiente, mediante una fase continua, existente
entre las partículas
El movimiento del sedimento bajo la acción de la gravedad empieza en una zona inestable y cesa cuando
desaparece esta situación. A parte del inicio por pendiente acusada, se necesitan otros mecanismos que
colaboren en el arrastre de las partículas para superar la fricción entre ellas ya que se oponen a su movimiento:
Turbulencia, empuje ascensional por escape de fluidos, colisión (rebote elástico) y soporte de matriz cohesiva
7 JA Águeda y C Vera (2010)
Clasificación de los flujos gravitativos de sedimentos según la viscosidad y densidad relativa del flujo
FLUJOS TURBIDÍTICOS (CORRIENTES DE TURBIDEZ)
Las partículas están soportadas por el empuje ascensional de un fluido turbulento
Se originan por la acción de la gravedad sobre cuerpos de fluidos adyacentes de diferente densidad??
Corrientes densas que fluyen a favor de la pendiente, como consecuencia de su mayor densidad en comparación
con la del agua ambiente?? El depósito resultante recibe el nombre de turbidita (Figs. 14 y 15)
Flujo experimental, mostrando la nube turbulenta originada por
separación de flujo (Hampton, 1972) Estructura de la cabeza y cuerpo de una turbidita en aguas
profundas (Allen, 1985)
Se pueden generar por distintos mecanismos: terremotos, fallas, deslizamientos, mezclas de agua de diferente
densidad, etc.
El movimiento puede ser de carácter uniforme o espasmódico (en oleadas)
FLUJOS GRANULARES (GRAIN-FLOWS)
Los sedimentos se mueven libremente a partir de la presión dispersiva originada por las sucesivas colisiones entre
granos Fig. 16)
Para tamaño arena los flujos se desarrollan en medios subacuáticos con pendientes de más de 18º a 20º; en
tamaños de grano mayores las pendientes necesarias serán superiores
La fábrica (textura) del sedimento resultante está soportada por clastos o granos (clast o grain supported) y
muestra gradación inversa
FLUJOS LICUEFACTADOS O FLUIDIFICADOS
Sedimentos granulares, como las arenas, pueden fluidificarse?? los granos dejan de estar en contacto como
consecuencia del escape de fluido desde los poros intergranulares, quedando suspendidos en él
Fluidificación-Licuefacción?? proceso por el que los granos dejan de estar en contacto, al inyectar un fluido,
separándose y pasando a ser soportados solo por la ascensión del fluido
8 JA Águeda y C Vera (2010)
Una vez que el sedimento se ha fluidificado o licuefactado se
comporta como un fluido de alta viscosidad, que puede
moverse rápidamente incluso con pendientes
Los depósitos originados por estos flujos están mal
clasificados y presentan estructuras de escape de fluido
Comportamiento de granos por expulsión de fluidos, durante la sedimentación de arenas a partir de un flujo fluidificado (Allen&Banks,
1972)
COLADAS DE FANGO Y DERRUBIOS (MUD-FLOWS & DEBRIS-FLOWS)
Estos flujos transportan las partículas mediante la cohesión de una matriz constituida por mezcla de sedimentos y
agua
Mud-flows?? Bloques suspendidos totalmente por la matriz cohesiva lutítica (Figs. 17,18 y 19)
Debris-flows?? Clastos lubricados por una matriz lutítica que aparece entre ellos (Figs. 20 y 21)
Forman depósitos potentes, masivos y mal clasificados; los clastos mayores no suelen presentar orientación
preferente; no suelen estar gradados, pero si aparece gradación puede ser normal o inversa
Comparación entre los diferentes tipos de depósitos originados por flujos gravitativos (Middleton&Hampton, 1976)
BIBLIOGRAFÍA COMPLEMENTARIA
– ARCHE, A. (Editor) (1989). Sedimentología: Nuevas Tendencias, 2 vols. C.S.I.C.
– BOGGS, S. (1995). Principles of Sedimentology and Stratigraphy, 2ª edición, Prentice Halls, Inc.
– LEEDER, M. R. (1982). Sedimentology: Process and Products.Allen&Unwin.
– SELLEY, R. C. (1976). An introduction to Sedimentology.Academic Press.