Es un material que explica cómo se estudian las partículas o clastos de origen sedimentario

1. Tema Nº 2. Propiedades de
las partículas sedimentarias.
Profesor: MSc. Geólogo Carlos Boscarello.

2. Repaso.
Definición de Sedimentología.
Parte de la geología que estudia la génesis de los sedimentos y
de las rocas sedimentarias.
Definición de las Rocas Sedimentarias.
Son rocas que se forman por acumulación de sedimentos,
formados a partir de partículas de diversos tamaños transportadas por
el agua, el hielo o el viento, y son sometidos a procesos físicos y
químicos (diagénesis), que dan lugar a materiales consolidados.

3. Definición de Sedimento.
Es el material en transporte (suspensión, solución, tracción o
saltación) o recientemente depositado; tiene un significado dinámico,
de material en movimiento que no ha llegado a lograr su estabilidad
física completa.

4. Definición de Sedimentos.
Es el sedimento que se deposita en forma de material sólido, por
cualquier sustancia móvil (agua, aire, hielo, etc.), sobre la superficie de
la tierra.

5. Definición de Sedimentación.
Es cuando el sedimento se deposita, ya sea por una decantación
física, por precipitación química o por crecimiento orgánico, ocurre el
proceso de sedimentación.

6. Medio Sedimentario.
Un medio sedimentario puede definir como una parte concreta
de la superficie terrestre donde se acumulan sedimentos y que se
diferencia física, química y biológicamente de las zonas adyacentes
(Selley, 1970).

7. Procesos Sedimentarios.
La sedimentación tiene lugar cuando se combinan de una
determinada manera una serie de procesos físicos, biológicos y químicos que
actúan a escalas muy diferentes, desde local a global y su importancia
relativa varía de unos medios a otros.
Los procesos sedimentarios se pueden dividir en:
Procesos físicos.
Procesos Biológicos.
Diagénesis.
Es el conjunto de procesos de formación de una roca sedimentaria a
partir de sedimentos, tales como compactación, recristalización o
cementación. La diagénesis se produce en el interior de los primeros 5 o
6 km de la corteza terrestre a temperaturas inferiores a 150-200 °C; más allá
se considera ya metamorfismo.

9. Facie Sedimentaria.
Se denomina facies al conjunto de rocas sedimentarias o
metamórficas con características determinadas, ya
sean paleontológicas (fósiles) o litológicas (composición mineral,
estructuras sedimentarias, geometría, etc.) que ayudan a reconocer
los ambientes sedimentarios o metamórficos, respectivamente, en los
que se formó la roca. Algunas asociaciones de facies permiten
caracterizar con bastante precisión el medio sedimentario en el que se
formaron, como las facies detríticas fluviales o las turbidíticas de talud
continental.

11. Ley de Walther.
La ley o regla de Walther, llamada así por el geólogo
alemán Johannes Walther (1860-1937), establece que la sucesión
vertical de facies (sin discontinuidades estratigráficas) refleja la misma
secuencia de facies que se formaban lateralmente en el medio
sedimentario. Se debe a que cuando hay cambios en un ambiente
sedimentario —diferencia de aportes, subsidencia, variación del nivel
del mar, etc.— las facies que estaban sedimentándose adyacentes y
yuxtapuestas se depositan encima de las otras, superpuestas,
respetando el mismo orden o polaridad que tenían sobre la superficie
de deposición.

13. Origen de los sedimentos.
Los sedimentos se originan cuando la roca existente, se expone a
los agentes de la meteorización como el agua, viento, el hielo, incluso la
radiación Solar, cuando estos agentes intervienen desintegran la roca
en fragmentos más pequeños, que luego son erosionados y
transportados por las pendientes, hasta llegar a depresiones donde
pueden ser depositados, una vez depositados en estas zonas
intervienen los procesos de cementación, litificación y la diagénesis.
Fuente

14. Propiedades de las partículas sedimentarias.
En los temas anteriores pudimos aprender sobre, los
sedimentos, diagénesis, facies sedimentarias, transporte, erosión, tipos
de sedimentos, etc. En este capítulo podremos aprender sobre las
propiedades de las partículas sedimentarias, como el tamaño, forma,
redondez, esfericidad, entre otras cosas, esto nos permitirá tener una
mejor comprensión sobre los sedimentos y las Rocas Sedimentarias.
Objetivos:
• Conocer y describir las principales características de los diferentes
tipos de sedimentos.
• Reconocer los cambios que experimentan las partículas desde su
origen hasta que se depositan en las cuencas sedimentarias.

15. Tipos de sedimentos.
Los Sedimentos los vamos a dividir en:
Sedimentos Insolubles: (Fragmentos de roca, minerales (cuarzo,
feldespatos, etc.), y minerales arcillosos) y se van a llamar: Sedimentos
clásticos (Terrígenos o detríticos).
Sedimentos Solubles: Minerales precipitados a partir de materiales en
solución acuosa. Y se van a llamar: Sedimentos aloquímicos y
Sedimentos ortoquímicos.

16. Sedimentos insolubles
Sedimentos siliclásticos (Terrígenos o Clásticos).
Son fragmentos de roca o minerales sólidos, derivados de la
erosión de una masa continental manteniéndose durante toda su
evolución como partículas sólidas, los cuales son transportados por
algún agente.
Representan el residuo de una compleja historia de procesos,
pudiendo haber sufrido algunos cambios químicos o mineralógicos.

17. Sedimentos insolubles.
Son sedimentos que conservan su forma y no pueden ser
disueltos, un ejemplo la arena. ¿Por qué es insoluble?

18. Rocas clásticas.
Las rocas clásticas o detríticas, son una clase de rocas
sedimentarias compuestas de fragmentos, o clastos,
de roca y minerales pre-existentes acumulados mecánicamente, que se
han consolidado en mayor o menor grado. Cuando no se ha
consolidado se prefiere emplear los términos sedimento o depósito.

19. Sedimentos solubles.
Son sedimentos que al entrar en contacto con un líquido (agua)
se pueden disolver, un ejemplo lo tenemos en las Rocas Carbonaticas,
como la caliza, dolomita y las margas.
Dolomia.

20. Sedimentos aloquímicos.
Son materiales de origen químico o bio-químico formados en la
propia cuenca de sedimentación pero que se incorporan al sedimento
como clastos. Estos materiales han podido sufrir un leve transporte
dentro de la cuenca, pero su origen está muy relacionado con el de la
roca sedimentaria donde se encuentra.
Según Folk (1959, 1962) y Dunham (1962). Folk en su
clasificación se centró en tres componentes principales de las rocas
carbonatadas (aquellas con menos de un 50% de terrígenos):
aloquímicos, micrita y esparita (equivalentes a los granos, matriz y
cemento químico, respectivamente, de una roca detrítica)
Aloquímicos: aquellos materiales carbonáticos formados por
precipitación química, orgánica o inorgánica, originados en la
misma cuenca sedimentaria pero transportados posteriormente.

21. Matriz micrítica: formada por granos de 1 a 4 μm de calcita. En
sedimentos actuales la composición puede ser de calcita, calcita magnesiana
o aragonito. Puede proceder de la precipitación inorgánica en aguas marinas,
cálidas y someras, de la desintegración de organismos con elementos
calcáreos (algas verdes) o por precipitación por actividad orgánica
(cianobacterias, algas, etc.).
Cemento esparítico: suele rellenar huecos durante la diagénesis.
Puede empezar el relleno de un poro con calcita fibrosa, terminando con
cristales de calcita en mosaico.
Tipos principales
• Calizas tipo I: rocas aloquímicas esparíticas. Equivalentes a areniscas o
conglomerados bien seleccionados. Formadas en un ambiente con
corrientes fuertes o persistentes que han eliminado el fango microcristalino
(la fracción arcillosa).

22. • Calizas tipo II: rocas aloquímicas microcristalinas. Indican corrientes
suaves o una alta tasa de formación de fango carbonático.
Equivalentes a las areniscas o conglomerados arcillosos.
• Calizas tipo III: rocas microcristalinas. Indican la ausencia de
corrientes fuertes y una alta tasa de formación de fango carbonático.
Equivalente a arcillas y lutitas.
• Calizas tipo IV: biolititas. Para rocas biohermales, estructuras
orgánicas que han crecido in situ (formaciones de
coral, estromatolitos, etc.)

23. Calizas tipo I.
Aloquimicas
espariticas
Calizas tipo II.
Aloquímicas
icrocrístalinas.
Calizas tipo III.
Microcrístalinas.
Calizas tipo IV.
Biochermales.
Micrita (IIIm)
Dismicrita** (IIIx)
con intraclastos (i)
Intraesparita e
intraesparrudita* (Ii)
Intramicrita e
intramicrudita* (IIi)
(1-10 % i) Micrita con
intraclastos (III i)
oolíticas (o)
Ooesparita y
ooesparrudita* (Io)
Oomicrita y
oomicrudita* (IIo)
(1-10 % o) Micrita con
oolitos (IIIo)
fosilíferas (b)
Bioesparita y
bioesparrudita* (Ib)
Biomicrita y
biomicrudita* (IIb)
(1-10 % b) Micrita
fosilifera (IIIb) Biolitita (IV)
fosilíferas con
pelets (bp)
Biopelesparita (Ibp) Biopelmicrita (IIbp)
con pelets (p)
Pelesparita (Ip) Pelmicrita (IIp)
(1-10 % p) Micrita
peletifera (IIIp)
Clasificación composicional de las calizas según Folk
* Las rocas con clastos gruesos (>1 mm) se indican con modificadores del nombre, como en oosparrudita (Io) o en
biomicrudita (IIb).
** Dismicrita (IIIx) indica micritas con cavidades, normalmente rellenas por esparita.
Si la roca tiene más del 10% de dolomita por dolomitización se usará además el término «dolomitizada», p. ej. biomicrita
dolomitizada.
Si la roca es una dolomía en origen (primaria ), se añadirá el término «dolomítica», por ejemplo intramicrita dolomítica.

24. Por tamaño de componentes.
Folk se basó en las clasificaciones y escalas de Grabau (1904) y
Wentworth (1922), separando las escalas de tamaño de los
constituyentes transportados (clastos del esqueleto y partículas de la
matriz), por un lado, y de los constituyentes autigénicos (cristales del
cemento esparítico), por otro.
Tamaño en
(m.m.)
Constituyentes transportados Constituyentes autigenicos
> 64 calcirrudita muy gruesa
16-64 calcirrudita gruesa
4 - 16 calcirrudita media
1 - 4 calcirrudita fina cristalina muy gruesa
0,5 - 1 calcarenita gruesa
0,25 - 0,5 calcarenita media
0,125 - 0,25 calcarenita fina
0,062 - 0,125 calcarenita muy fina
0,031 - 0,062 calcilutita gruesa
0,016 - 0,031 calcilutita media
0,008 - 0,016 calcilutita fina
0,004 - 0,008 calcilutita muy fina
0,001 - 0,004 afanocristalina
< 0,001 criptocristalina
cristalina muy fina
Clasificación por tamaño de los constituyentes según Folk
cristalina extremadamente
gruesa
cristalina gruesa
cristalina media
cristalina fina

25. Clasificación de Dunham.
Dunham basó su clasificación atendiendo a determinados aspectos de
la textura deposicional:
• Textura deposicional reconocible o no.
• Sedimentos unidos o no en el momento de la sedimentación (unión
normalmente debida al crecimiento de estructuras orgánicas).
• Presencia o ausencia de matriz micrítica (partículas del tamaño arcilla, de
menos de 20 μm), en el original en inglés: mud, literalmente «barro,
arcilla».
• Fábrica de soporte del sedimento original (si los granos «flotan» en la
matriz o si los granos forman el esqueleto de soporte y la matriz solo
rellena huecos).

26. Menos del
1% de matriz
micrítica
Menos del
10% de
granos
Más del 10%
de granos
Mudstone Wackestone Packstone Grainstone Boundstone
Caliza cristalina o dolomía
crístalina
Textura deposicional no
reconocible (debe
subdividirse según
clasificaciones que
completen las texturas
físicas o la diagenesis.
Clasificación original de Dunham.
Textura deposicional reconocible.
Componentes originales no unidos en el momento de la
deposición.
Más del 1% de matriz micrítica (mud )
Esqueleto matriz-soportado
Esqueleto grano-soportado
Componentes
originales unidos
en el momento de la
deposición
(bioconstrucción).

27. Modificaciones a la clasificación de Dunham.
En 1971, Embry y Klovan añadieron algunos términos a la
clasificación de Dunham:
• Floatstone: Esqueleto matriz-soportado, con más del 10% de clastos
de más de 2 mm.
• Rudstone: Esqueleto grano-soportado, con más del 10% de clastos de
más de 2 mm.
Para las boundstones distinguieron tres nuevos tipos,
manteniendo el término boundstone para los casos no identificables:

28. • Bafflestone: para componentes unidos por organismos cuya
estructura actúa como pantalla, atrapando sedimento micrítico, y sus
restos se conservan enterrados entre esos mismos sedimentos.
• Bindstone: sedimento matriz-soportado atrapado y unido por
organismos encostrantes, como los estromatolitos.
• Framestone: cuando el sedimento queda atrapado entre estructuras
orgánicas rígidas, normalmente esqueletos calcáreos en posición de
vida (p. ej.: arrecifes de coral).
Lokier y Al Junaibi realizaron en 2016, una síntesis y algunas
precisiones a la clasificación de Dunham ampliada por Embry y Klovan.

29. Una de las conclusiones fue la de eliminar de la clasificación el
término bafflestone por ser redundante con otros.
Más del
90%
compuesta
por fango
carbonático
(micrita,
<63 μm)
10% o más
compuesto
por granos
de 63 μm o
mayores
Matriz-
soportado
(soportado
por la
fracción de
<2 mm)
Grano-
soportado
(soportado
por la
fracción de
>2 mm)
Mudstone
carbonátic
o
Wackestone Packstone Grainstone Floatstone* Rudstone* Bindstone *Framestone*
Boundston
e*
Caliza
cristalina
Dolomia
cristalina
Clasificación de Dunham (1962), ampliada por Embry y Klovan (1971) y modificada por Lokier y Al Junaibi (2016).
Carbonatos alóctonos - Componentes originales no unidos en el momento
de la deposición
Calizas autóctonas - Componentes
originales unidos en el momento de la
Menos del 10% de los componentes mayores que
el tamaño arena (>2 mm)
Fábrica soportada por el
fango carbonático
(micrita, <63 μm)
Contiene fango carbonático (micrita,
tamaño limo/arcilla <63 μm)
10% o más de los
componentes mayores
que el tamaño arena (>2
mm)
Fábrica
soportada
por los
granos de la
fracción
arena (63
μm - 2 mm)
Sin fango
carbonático
(<63 μm)
(la roca
esta
soportada
por los
clastos
tamaño
arena) (63
μm - 2 mm)
Los
organismos
han
consolidad
o un
sustrato
preexistent
e - la roca
es matriz -
soportada
Los
organismos
han
construido
una
estructura
rígida - la
roca es
soportada
por la
estructura
organica
Tipo de
consolidaci
ón no
identificabl
e
Textura
deposicion
al no
reconocible
por
recristaliza
ción

30. Modificadores.
A la clasificación de la roca se pueden añadir modificadores y
calificadores que permitan precisar y completar información útil para
su interpretación, ambiente deposicional o historia diagenética.
• Componentes de los granos: por ejemplo «grainstone de ooides»,
«packstone de gasterópodos» o «packstone de fragmentos de
bivalvos con ooides de grano muy fino».
• Matriz, especialmente necesario en floatstones y rudstones: por
ejemplo «rudstone de algas calcáreas con matriz packstone de
bioclastos bien seleccionada».
• Estructuras sedimentarias: «packstone de ooides con laminación
paralela» o «mudstone carbonático bioturbado».
• Fases del cemento: por ejemplo se indica si el cemento es de calcita
o dolomita.

31. • Otras características diagenéticas: cuando la matriz está neoformada
o si hay presencia de estilolitos.
• Porosidad: para detalles sobre la porosidad primaria o secundaria.
• Recristalización: para precisar características de la recristalización,
como el tamaño unimodal o bimodal de los cristales.
Los sedimentos aloquínos presentan algunas características que
lo conforman, entre estos tenemos:
Granos esqueletales: son conchas enteras, fragmentos
orgánicos, equinodermos, moluscos, algas esqueletales, etc. Las rocas
terrígenas constan de granos detríticos que forman la estructura de la
roca y consolidados mediante un cemento; estos granos se
denominan granos estructurales.

33. Granos no esqueletales: son de textura observable: Si es estable
se conserva la textura original. Si no es estable, se disuelve (porosidad
secundaria). Y son granos revestidos o recubiertos: pellets, peloides,
oolítas, etc.

34. Sedimentos ortoquímicos.
Son precipitados “in situ” los más importantes, son los lodos
microcristalinos sería la matriz.
Matriz: (micríta o esparita) son de calcita recristalizada.
Cementante: son de calcita o dolomita.

35. Sedimentos solubles ortoquímicos.
Son materiales formados por precipitación química o bio-química
directa en la propia zona de sedimentación, durante o inmediatamente
después del depósito.

37. Propiedades de los sedimentos detríticos (INSOLUBLES)
Madurez de los sedimentos.
El concepto de madurez de un sedimento, hace referencia al
grado de desarrollo que han alcanzado los procesos que generaron ese
sedimento y que conducen en su máxima expresión a sedimentos
estables composicionalmente y texturalmente, es decir, son
homogéneos (sedimentos maduros).
En los sedimentos se diferencian los conceptos de:
• Madurez mineralógica.
• Madurez textural.

38. Madurez mineralógica.
Implica la retención en la roca de los minerales más estables, es
decir:
• Sedimentos mineralógicamente más maduros: Son aquellos que
contienen un porcentaje mayor de minerales estables y físicamente
más resistentes, como el cuarzo, fragmentos silícicos y minerales
pesados ultra estables (circón, turmalina, etc.).
• Sedimentos más inmaduros: No están formados sólo por cuarzo;
contienen minerales poco estables como feldespatos o fragmentos de
roca.

39. Madurez textural.
Representa el grado de desarrollo que han alcanzado los
procesos de transporte y sedimentación, y si éstos han sido no
selectivos.
Se dice que una roca sedimentaria es más madura cuanto más
redondeados y seleccionados sean los clastos que la integran.
La madurez textural es un índice que refleja el tiempo
transcurrido entre la erosión del material original y su depósito final.
La madurez textural puede ser evaluada mediante los siguientes
parámetros:
• Morfología: Tamaño, Forma, Esfericidad, Redondez y las
Características superficiales. (Análisis Morfológico).

40. • Tamaño de las partículas
• Fabrica (proporción de la matriz)
• Orientación
• Grado de clasificación o selección
Matriz y cemento.
Para que se formen las rocas sedimentarias, es importante que se
forme la matriz y el cemento, para que después ocurra la diagénesis.
Matriz: La matriz en una roca detrítica son todos aquellos clastos que tienen
un tamaño más pequeño que los del esqueleto. En las rocas rudáceas el tipo
de matriz puede ser: fragmentos de rocas, arenosa, arcillosa o/y micrítica,
mientras que en las rocas samíticas sólo puede ser o arcillosa o micrítica y las
rocas lutiticas no tienen matriz. La matriz puede ser:

41. En función de su génesis la matriz puede ser clasificada en:
Matriz primaria o deposicional: clastos transportados conjuntamente
con el esqueleto. Correspondería a la definición de matriz en sentido
estricto.
Tamaño de los
clastos
Composición
mineralogica
Cuarzo
Feldespatos K
Plagioclasas
Moscovitas
Biotitas
Turmalinas
Circon, etc
Illita
Caolinita
Micritica Carbonatica
Arenosa
Arcillosa

42. Matriz secundaria o diagenética: Producida por procesos
postsedimentarios. Puede ser asimilada a cemento arcilloso. Existen
dos tipos según su origen:
• Por transformación de clastos del esqueleto y matriz primaria:
Pseudomatriz: deformación y disgregación de clastos de arcillas y de
fragmentos de rocas lábiles.
Epimatriz: reemplazamiento de minerales por minerales de la arcilla.
• Por neoformación: precipitación química de minerales de la arcilla.

43. Cementos filosilicatados (‘pore lining’ y ‘pore filling’).

44. Cemento: Son cristales precipitados en el poro de la roca. Se
forman después del transporte y la sedimentación de los granos del
esqueleto y de la matriz deposicional de la roca, y se encuentran
diversos tipos de cemento como son:
Composición Tamaño de los cristales Forma de los cristales
Siliceo
Carbonatico Macrocristalino > 2 m.m. Euhedra (Ideomorfo)l
Yesifero Mesocristalino 2 m.m. a 62 µm Subhedral (Subidiomorfo)
Ferruginoso Microcristalino de 62 µm a 4 µm Alotriomorfo)
Arcilloso
Feldespatico, etc

45. Tamaño.
El tamaño de una partícula suele definirse en términos de su
volumen o de su velocidad de caída, o por el tamaño de la abertura de
la criba o por sus dimensiones triaxiales.
La escala granulométrica de Wentworth ha sido la más usada
clásicamente para diferenciar los tipos de sedimentos.

47. Forma.
Se define como la relación entre las tres dimensiones de un
clasto (Fig 1). La forma de las partículas se modifica durante su
transporte por abrasión y por colisión con otras partículas,
dependiendo del aspecto original de la partícula dentro de la roca, de
la composición mono o polimineralogica, de la dureza del mineral, de
las fracturas presentes, del tamaño original del fragmento, del agente
de transporte y de la energía asociada con el transporte.
Sneed y Folk (1958) propusieron combinar los índices a, b y c
sobre un diagrama triangular, con tres tipos de formas en sus vértices:
compacto (o equidimensional), elongada (en forma de rodillo) y en
forma de disco, las cuales nos definen diez clases de formas (Fig. 1).
Aquí incorporan el concepto de isoesféricidad.

48. La forma de los clastos se estudia en forma tridimensional,
definiendo tres ejes en un clasto. El diámetro mayor (a), el diámetro
intermedio (b) y el menor (c) que pueden ser perpendiculares entre sí y
que pueden o no cortarse en un punto. (a = longitud, b = anchura y c =
espesor).

49. Clasificación de Zingg (1935). Propone 4 clases de forma
exclusivamente para gravas basándose en las relaciones entre los tres
ejes medidos:
• Índice de aplanamiento q = b/a.
• Índice de achatamiento p = c/b.
La intención de esta clasificación es el poder describir un aspecto
geométrico previamente caracterizado. Es una de las clasificaciones de
forma que más se ha utilizado en análisis de forma para gravas de playa
debido a su sencillez
Zingg (1935), definió así cuatro clases: triaxial, prolado, oblado,
equidimensional, basadas en las razones I/L y S/I. La determinación de
la forma del cuerpo se realiza graficando ambos valores. Establece,
exclusivamente para las gravas las siguientes relaciones entre ejes:
(Índice de aplanamiento) q = b/a, (Índice de achatamiento) p = c/b.

51. Redondez.
Es el grado de curvatura que presentan las aristas de la partícula.
Depende del tamaño y la resistencia mecánica de los granos y en general,
aumenta con el transporte.
Wadell (1933), determino que el promedio de los radios de curvatura
de las aristas y del radio de curvatura de la esfera máxima inscripta, permitía
definir el grado de redondez de un clasto.
Para esto tomo en consideración lo siguiente:
1. Para poder determinar el grado de redondez de un clasto, se debe
proyectar el clasto en una hoja.
2. Trazar una circunferencia interna dentro de la figura del clasto, esta
circunferencia se denota como el radio principal (R). No se deben de
trazar las circunferencias fuera de la forma del clasto dibujado en el
papel.

52. 3. Después de trazar la circunferencia mayor (R), se trazan las
circunferencias menores, estas se trazan dentro de la figura del
clasto dibujada pero cubriendo todos los lugares en los cuales
entren circunferencias de menor tamaño y se denota con la letra
(r).
4. Luego de tener estas medidas se cuentan el numero de
circunferencias menores.
5. Con todos los datos obtenidos se procede a colocarlos en la
ecuación que determino Wadell. R = Σ (r/R)/N.

54. A redondez es independiente de la forma del grano. Algunas de las
estimaciones de redondez propuestas son las siguientes:
• Redondez visual.
• Criterios de desempeño. (Buscar cuales son estas estimaciones).
• Escala de comparación visual de Powers (1953). Para redondez en arenas

55. Esfericidad.
Ocurre cuando la partícula es similar a una esfera. Definida por Wadell
(1932) como el grado en que un elemento clástico se aproxima en su forma a
una esfera.
Mide el grado en que una partícula se aproxima a una forma esférica,
definiendo también el comportamiento dinámico de la partícula es decir, se
refiere a qué tan iguales son las tres dimensiones de un clasto. Algunos
autores clasifican la esfericidad como:
1. Esfericidad de intercepción: Krumbein (1941)
2. Wadell (1932)
3. Sneed y Folk (1958)
4. Esfericidad de Riley, 1941
5. Esfericidad visual. (Buscar las definiciones de estos autores y es pregunta
de examen).

57. Relación entre Esfericidad, Redondez y Tamaño.
Experimentalmente se ha determinado que los índices de
redondez se elevan más rápidamente que los de esfericidad en función
del tiempo o distancia recorrida. Esto quiere decir que a mayor
distancia que ha recorrido el clasto menor será el tamaño, mayor será
la redondez y mayor será la esfericidad.

58. Factores que influyen en la esfericidad, redondez y tamaño de un
clasto:
La forma original del clasto (litología).
La estructura del fragmento (esquistosidad, clivaje, diaclasas,
fisilidad).
Resistencia a la atrición.
La cantidad de transporte que han sufrido las partículas.
Las condiciones energéticas del medio a las que han sido expuestas.
La distancia de la fuente de origen.
Los tipos de rocas de las cuales proceden las partículas
sedimentarias. Etc.

59. Escogimiento o selección.
Es la propiedad que describe la variabilidad del tamaño de grano
en una roca sedimentaria.
Aquellas rocas que muestran solo una clase granulométrica bien
definida, siendo el tamaño de todas las partículas similar, se dicen
bien seleccionadas.
Aquellas en que sus constituyentes presentan una gran diversidad de
tamaños se denominan mal seleccionadas.
La selección de una roca es una propiedad que condiciona
fuertemente su porosidad, y por lo tanto su comportamiento frente a
la circulación de cualquier fluido, ya sea agua, gas o petróleo.

60. Selección: El rango de tamaños de los granos sedimentarios de
los sedimentos o las rocas sedimentarias. El término alude además al
proceso por el cual los sedimentos de tamaño similar son agregados
naturalmente durante el transporte y la deposición, de acuerdo a la
velocidad y el número de transporte.

61. Escala de madurez (Folk, 1951).
Con la escala de madurez de Folk, podemos determinar el grado
de transporte en que se encuentra un clasto.
Estado
Proporción de la
matriz arcillosa.
de los granos.
Grado de
clasificación.
Inmaduro Más del 5 % de matriz Escaso Mal clasificados
Sub maduro
Menos del 5 % de
matriz
Poco Mal clasificados
Maduro
Escaso o nulo
contenido de arcilla
No bien redondeados Bien clasificados
Super maduro Carece de arcilla Buena redondez Bien clasificados

63. Texturas superficiales.
La textura de la superficie de los clastos, nos permiten determinar y
comprender como se comportan los sedimentos en la superficie de la Tierra,
en sus diferentes tipos de Ambientes Sedimentarios.
• Son útiles para el estudio de los efectos de la erosión, transporte y el
ambiente sedimentario.
• El agua o viento pueden producir una variedad de texturas reconocibles
(impresiones, estrías, facetas, etc.).
• Por ejemplo: Granos de cuarzo de dunas presentan una superficie opaca.
Arenas fluviales o de playa tienen una apariencia brillante o pulida. Y los
podemos clasificar en:

64. Brillantes: caras suaves, planas, curvadas, con gran reflectividad
y transparentes.
Mates: sin brillo, baja reflectividad.

65. Barnizados: superficies brillantes no transparentes, como barniz
desértico, por evaporación superficial de agua con sustancias disueltas.
(SiO2, Fe2O3, MnO2).
Pulidas: ventifactos. Otras características texturales son las
marcas de impactos

66. Marcas superficiales.
Representan las zonas de impacto que presentan las partículas
debido a los procesos de transporte realizado por el agua, viento y
hielo.

67. Nota: Las características superficiales son útiles para el estudio de los
efectos de erosión, transporte y conocer el ambiente sedimentario.

68. Madurez textural.
La madurez textural es un índice que refleja el tiempo
transcurrido entre la erosión del material detrítico original y su
deposición final. A > Transporte > Redondez > Esfericidad >
Escogimiento < Tamaño.
Madurez mineralógica.
La madurez mineralógica es una medida del grado de
meteorización que han sufrido los sedimentos.

70. Fábrica.
Es el arreglo y orientación de los elementos dentro de la roca. La
fábrica expresa la orientación de los granos, como se encuentran
empacados y el tipo de contacto entre ellos los mismos.
Aleatoria (Isotrópica): cuando no se puede definir una
orientación preferencial, es decir, aleatoria o al azar.

71. Orientada (Anisotrópica): cuando se evidencia una orientación
preferencial de los clastos.
Empaque.
Se refiere a como los granos individuales se arreglan entre sí, el
empaquetamiento determina la porosidad, ya que esta se basa en la
medida de los espacios vacíos remanentes entre los granos. Estos
pueden ser cubico y romboedral.

72. Fábrica y contacto entre los granos.
Se encuentran en contacto con sus vecinos, o entrelazados entre ellos y su
distribución entres dimensiones, los contactos pueden ser suturados, cóncavos, convexos,
lineales y flotantes. Ésta se debe a la cantidad de matriz que existe en el sedimento.
• Se relaciona, con la forma en que las corrientes depositan las partículas.
• Las formas en que estos agregados son compactados por procesos químicos o físicos.

74. Orientación.
A escala microscópica los granos asumen en pequeñas zonas una
orientación definida en el instante de entrar en reposo. Esta tendencia
de alineación, se debe principalmente al tipo de corriente, a su
capacidad de transporte y a su imbricación.
Se determina con base a los ejes mayores o ejes mayores
aparentes de granos individuales en secciones transparentes.
Tipos principales de orientación de granos:
Paralelo al flujo de corriente e imbricado 15°a 18°corriente arriba.
Perpendicular a la corriente, no siempre presente.

75. A
Porosidad.
Se define como el volumen de espacios vacíos con respecto al
volumen total de la roca, y puede ser primaria o secundaria.

76. Fórmula de Porosidad (Ø)
• Donde:
• Ø: Porosidad (%)
• Vv: Volumen vacío
• Vt: Volumen total
100
x
Vt
Vv



77. Porosidad.
Según su origen y tiempo de deposición:
Porosidad Primaria: Es aquella que se desarrolla u origina en el
momento de la formación o deposición del estrato.
a) Porosidad intergranular o entre partículas: espacios entre
partículas, es típica de las areniscas.

78. b) Porosidad intragranular o intrapartícula: Espacios dentro de una
partícula.
Porosidad.
Porosidad Secundaria: Es aquella que se forma a posteriori, debido a
un proceso geológico subsecuente a la deposición del material del estrato o
capa. Esta porosidad puede ser: por Disolución de material solidó soluble
constitutivo de las rocas. Por fuerzas tectónicas causadas por Fracturas.
También se presenta por la disolución del material que rellena los moldes
dejados por los organismos que vivieron en los sedimentos.

79. Según la comunicación de sus poros:
Porosidad efectiva (Øe): es la relación entre el volumen de
espacios porosos interconectados y el volumen total.

80. Permeabilidad.
Es la capacidad de una roca de dejar pasar fluidos a través de
ella.
100
x
Vt
Vpc



81. Para que los poros contribuyan a la permeabilidad, deben de estar:
Interconectados
No ser tan pequeños como para restringir el flujo.
Fórmula de Permeabilidad (K)
K=
𝑄µ𝛥𝐿
𝐴𝛥𝑃
Donde:
K: Permeabilidad (mD)
Q: Rata de flujo (bbl por día)
µ: Viscosidad (centipoise)ΔL: Distancia recorrida por el fluido. (pies)
ΔP: Diferencial de presión (psi)
A: Área transversal (𝑝𝑖𝑒𝑠2
)

82. La porosidad en sedimentos y rocas clásticas depende de: los
parámetros texturales
1. Tamaño del grano.
2. Forma del grano.
3. Textura y fábrica de la roca.
4. Distribución o acomodo de los granos.
5. Homogeneidad o heterogeneidad del depósito.
Los valores de porosidad en sedimentos y rocas.
Los valores de la porosidad en los sedimentos está relacionada a
los siguientes factores:

83. Depósitos no Consolidados: Arcillas entre un 40 – 55 %, Arenas
entre un 30 – 40 %, Gravas entre un 30 – 40 % y Arenas y gravas entre
un 20 – 35 %.
Rocas: Areniscas entre un 10 – 20 % y Calizas entre un 1 – 20 %.
Tipos de porosidad.

84. Calidad de la Roca Almacén.
Estas son imágenes de cómo puede ser la calidad de una roca
almacén. Son fotos de núcleos tomados en la Industria Petrolera.
Torreón-2, Núcleo2, muestra 5,1494.33. Torreón-2, Núcleo 2, muestra 5, 1494.33 m. (SEM).
Litarenita de grano muy fino, porosidad 26%. N.C.

85. Sistema petrolero.
Un sistema petrolero: es un sistema geológico que abarca las
rocas generadoras de hidrocarburos relacionados e incluye a todos los
elementos y procesos geológicos que son esenciales para la existencia
de una acumulación de hidrocarburo. La presencia de petróleo es la
prueba de que un sistema existe.