Rocas Sedimentarias

1. Inicio

En esta Unidad veremos con cierta profundidad las rocas sedimentarias, ya que éstas son las que alojan hidrocarburos en la mayoría de los casos conocidos. Para empezar, terminemos de ver el video introductorio que iniciamos en la Unidad anterior:

2. Diagénesis y Litificación

Para transformarse en una roca, el sedimento sufre grandes cambios desde el momento en que fue depositado. El término diagénesis, que proviene de dia=cambio, genesis=origen, se refiere a:

3. Tipos de rocas sedimentarias

El sedimento tiene dos orígenes principales.

En primer lugar, puede ser una acumulación de material que se origina y es transportado en forma de clastos sólidos derivados de la meteorización mecánica y química. Los depósitos de este tipo se denominan detríticos (o clásticos) y las rocas sedimentarias que se forman, rocas sedimentarias detríticas (o rocas sedimentarias clásticas).

La segunda fuente principal de sedimento es el material soluble producido en gran medida mediante meteorización química. Cuando estas sustancias disueltas son precipitadas mediante procesos orgánicos o inorgánicos, el material se conoce como sedimento quimico y las rocas formadas a partir de él se denominan rocas sedimentarias químicas, o si predominan procesos llevados a cabo por organismos vivos rocas sedimentarias biogenéticas.

La mayoría de las rocas sedimentarias contienen materiales de ambos grupos pero lo más frecuente es el predominio de uno de ellos.

Textura de las rocas sedimentarias

La textura se define como las condiciones de interrelacion entre los componentes de la roca o sedimento, y se incluyen aspectos como tamaño de grano, clasificación, forma y empaquetamiento de los consitituyentes del sedimento o roca.

La textura tiene un fuerte significado dinámico puesto que sus elementos se modifican a lo largo de la evolución del sedimento. Se denomina madurez textural al grado de diferenciación que alcanza un sedimento frente al material original del que procede. Así, un sedimento de tamaño de grano homogéneo y bien redondeado se define como texturalmente maduro.

Los mejores ejemplos de influencia de la historia del sedimento en los elementos texturales existen en las rocas detríticas. El área de origen de los sedimentos puede condicionar las características geométricas de las partículas.

El ambiente sedimentario representa un equilibrio entre los procesos mecánicos, como la agitación, procesos biológicos, actividad y contenido faunístico y procesos químicos como la salinidad y la acidez, y las características texturales pueden llegar a ser criterios de identificación del ambiente sedimentario. Ambientes como el marino poco profundo, el lagoon, llanuras de inundación o abanicos aluviales tienen sedimentos texturalmente poco maduros, mientras que los ambientes fluvial, duna o playas dan sedimentos texturalmente maduros.

4. Rocas Sedimentarias detríticas (clásticas)

Las rocas o sedimentos clásticos son los que se han mantenido durante toda su evolución como partículas sólidas y representan el residuo de una compleja historia de procesos, pudiendo haber sufrido algunos cambios químicos o mineralógicos.

La textura de las rocas detríticas se define como la naturaleza y relaciones mutuas entre los componentes individuales de las rocas, granos, matriz y cemento.

Los principales constituyentes son granos minerales, fragmentos de rocas o fragmentos orgánicos, depositados de una suspensión de agua, aire o hielo. (textura clástica)

Bajo la influencia de la gravedad, los granos tienen a reposar con sus direcciones mayores subparalelas a la superficie de sedimentación. La gravedad controla también la clasificación segun densidad y tamaño, pues dan distintas velocidades de caída.

Aspectos texturales característicos son la falta de acoplamiento entre los bordes de granos y la frecuente presencia de poros entre los mismos. La forma de los granos que llegan pueden ser desde fragementos rotos y astillados hasta fragmentos redondeados de rocas más antiguas. Este criterio hace que segun la forma de los granos, angulosos o redondeados, se definan distintos tipos de textura clástica. La forma de disponerse de estos granos está controlada por la gravedad y las corrientes en el fluido en que se depositen.

Los elementos clásticos se separan en dos grupos de tamaños: los granos que forman el esqueleto principal de la textura clástica (granos o clastos), y la fracción detrítica fina que forma una masa más homogénea y suele incluirse en los huecos dejados por los granos (matriz).

Muchos sedimentos se transforman en rocas mediante cambios diagenéticos postsedimentarios, incluyendo compactacion, reducción de la porosidad y cementación, disolución de los contactos entre granos y precipitación en los huecos del material disuelto. En algunos casos el cemento, frecuentemente calcita, sílice, óxidos hidratados de hierro, puede rellenar completamente los huecos de la roca.

Finalmente, el tamaño de grano, base de la clasificación textural de las rocas detríticas, define el nombre de la roca.

Clasificación y nomenclatura

Las rocas sedimentarias detríticas se clasifican texturalmente en base al tamaño de grano y la proporción de distintos tamaños contenidos en la misma.

La siguiente figura muestra una tabla (Clasificación de Wentworth modificada) que contiene en la primer columna los rangos de tamaño de grano en milímetros. En las columnas subsiguientes se consigna la nomenclatura del grano (unidades clásticas), el agregado suelto y el agregado consolidado (es decir la roca) ya sea cuando está compuesta de sedimentos bien seleccionados o mal seleccionados.

A grandes rasgos, las rocas sedimentarias clásticas se denominan:

• Aglomerado. Constituído por bloques de más de 256mm de tamaño.
  
• Conglomerado. Constituído por gravas de entre 2mm y 256mm de tamaño.
  
• Arenisca. Constituída por arena de entre 1/16mm a 2mm de tamaño.
  
• Limolita. Constituída por limo de entre 1/256mm a 1/16mm de tamaño.
  
• Arcilita y Lutita. Constituída por arcilla de tamaño menor a 1/256mm.

4.1. Conglomerados y Brechas

El conglomerado consiste fundamentalmente en grava consolidada (recordemos el tamaño de clasto que va de 4mm a 256mm), o sea desde grandes cantos rodados hasta clastos del tamaño de una arveja. En general los clastos son lo bastante grandes como para permitir su identificación en los tipos de roca distintivos, por lo tanto pueden ser valiosos para identificar las áreas de origen de los sedimentos. Lo más frecuente es que los conglomerados estén mal seleccionados, o sea que los huecos entre los grandes clastos de grava contienen arena o lodo.

La grava se acumula en diversos ambientes y normalmente indica la existencia de pendientes acusadas o corrientes muy turbulentas. Los clastos gruesos quizá fueron transportados por corrientes montañosas y depositados en un abanico aluvial o son consecuencia de fuerte actividad de las olas a lo largo de una costa en rápida erosión. Algunos depósitos glaciares y de avalanchas también contienen gran cantidad de grava.

Si los clastos grandes son angulosos en lugar de redondeados, la roca se denomina brecha. Debido a que los clastos experimentan abrasión y se redondean rápidamente durante el transporte, los clastos de una brecha indican que no viajaron muy lejos desde su área de origen antes de ser depositados. Esto es una indicación de la historia de los sedimentos y los medios en los que se produjeron. Los tamaños indican la fuerza de las corrientes que los transportaron, y el grado de redondez indica cuánto viajaron. La composición mineralógica de los clastos permiten identificar de qué rocas proceden.

Veamos en el ejemplo siguiente un modelo 3D de un conglomerado donde pueden observarse claramente los clastos y la matriz. Observémoslo y tratemos de responder las siguientes preguntas:

• ¿Qué tamaño aproximado tienen los clastos?
• ¿Puede identificar la matriz?
• Busque el clasto rojo y deduzca si el mineral de color blanco se formó antes o después de la formación del clasto.
• ¿son redondeados o angulosos los clastos?
  
• ¿De qué material es el cemento?
  

4.2. Arenisca

La arenisca es el nombre que se da a las rocas en las que predominan los clastos de tamaño arena (1/16mm a 2mm). Constituye aproximadamente un 20% en volumen de todo el grupo de rocas sedimentarias clásticas. Las areniscsa se forman en diversos ambientes y a menudo contienen pistas significativas sobre su origen, entre ellas la selección, la forma del grano y la composición.

La selección es el grado de semejanza del tamaño de clasto en una roca sedimentaria. Por ejemplo, si todos los granos de arenisca tienen aproximadamente el mismo tamaño, se considera que la arena está bien seleccionada. Si la roca contiene clastos grandes y pequeños mezclados, se dice que la arena está mal seleccionada.  Estudiando el grado de seleccion, se puede aprender mucho con respecto a la corriente que deposita el sedimento. Los depósitos de arena transportada por el viento suelen estar mejor seleccionados que los depósitos seleccionados por el oleaje. Los clastos lavados por las olas están normalmente mejor seleccionados que los materiales depositados por las corrientes de agua. Cuando los clastos son transportados por un tiempo breve y se depositan rápidamente, suelen producirse acumulaciones de sedimentos con mala selección. Un ejemplo de esto es una corriente turbulenta que alcanza las pendientes más suaves en la base de una montaña empinada, su velocidad se reduce y depositan de manera poco seleccionada arenas y grava (abanico aluvial).

La forma de los granos de arena también pueden contribuir a descifrar la historia de una roca. Cuando las corrientes de agua, el viento o las olas transportan los sedimentos, los granos pierden sus bordes angulosos y se van redondeando a medida que colisionan con otras partículas durante el transporte. El grado de redondez indica la distancia o el tiempo transcurrido en el transporte.

Los granos redondeados  significan que se ha producido una gran abrasión y un prolongado transporte. Los granos muy angulosos significan que los materiales sufrieron transporte en distancias cortas.

Además de afectar el grado de redondez y de selección la duración del transporte influye también en la composición mineral de un depósito sedimentario. Una meteorización sustancial y un transporte prolongado llevan a la destrucción de los minerales más débiles y menos estables, tales como los feldespatos y los ferromagnesianos. El cuarzo, al contrario, es muy duro y sobrevive al transporte en régimen turbulento.

Por esta razón, el cuarzo es el mineral predominante en la mayoría de las areniscas. En tal caso la roca se denomina arenisca cuarzosa. Cuando una arenisca contiene cantidades apreciables de feldespato, la roca se denomina arcosa. En este último caso, la roca normalmente tiene también cuarzo y laminillas de mica. La composición mineral de la arcosa indica que los sedimentos proceden de rocas de origen granítico. Los clastos suelen estar mal seleccionados y suelen ser angulosos, lo cual indica poco transporte, clima seco y sedimentación rápidos. En el siguiente modelo podemos apreciar un ejemplar de arcosa.

Otra variedad de arenisca es la grauvaca. Esta roca, además de cuarzo y feldespato, esta roca de colores oscuros contiene abundantes fragmentos rocosos y una matriz de tamaño arcilloso y limoso que rellenan los espacios comprendidos entre los granos de arena más grandes. Más del 15% del volumen de la grauvaca es la matriz. Los granos angulosos y la mala selección de la grauvaca sugieren que los clastos fueron transportados a distancias cortas de su área de origen y luego se depositaron y fueron enterrados rápidamente. La grauvaca suele estar asociada con depósitos submarinos típicos de corrientes de turbidez.

4.3. Pelitas (arcilita, lutita y limolita)

El término pelitas engloba a las rocas clásticas de grano más fino, constituida por partículas de tamaño  entre 1/265mm y 1/16mm las limolitas, y menores a 1/256mm las arcilitas y lutitas. Estas rocas detríticas de grano fino constituyen más de la mitad de todas las rocas sedimentarias. Las partículas de estas rocas son tan pequeñas que no pueden identificarse con facilidad sin grandes aumentos y, por esta razón, resulta más difícil estudiar y analizar las lutitas que la mayoría de las otras rocas sedimentarias.

Mucho de lo que sabemos sobre esta roca se basa en el tamaño de sus clastos. las diminutas partículas de la lutita indican que se produjo su depósito como consecuencia de la sedimentación gradual de corrientes no turbulentas relativamente tranquilas. Entre esos ambientes se cuentan los lagos, las llanuras de inundación de ríos, lagunas y zonas de las cuencas oceánicas profundas. Incluso en esos ambientes tranquilos suele haber suficiente turbulencia como para mantener suspendidas casi indefinidamente las partículas de tamaño arcilloso. Por consiguiente, mucha de la arcilla se deposita sólo después de que las partículas se reúnen para formar agregados mayores.

Un caso especial es la lutita negra, que es de ese color porque contiene abundante materia orgánica (carbono). Cuando se encuentra una roca de este tipo, indica con fuerza que la sedimentación se produjo en un ambiente pobre en oxígeno, como un pantano, donde los materiales orgánicos no se oxidan con facilidad y se descomponen. Estas rocas tienen capital importancia para el petrolero ya que esa materia orgánica depositada en lutitas es el origen del petróleo que extraemos hoy en día, tanto en el caso de los yacimientos convencionales, como en el caso de los no convencionales. Veamos un ejemplo de lutita negra con fósiles de hojas de una planta en el siguiente modelo.

Conforme se acumulan el limo (tamaño entre 1/16 y 1/256 mm) y la arcilla (tamaño <1/256mm), tienden a formar capas delgadas, a las que se suele hacer referencia como láminas. Inicialmente las partículas se orientan al azar. Esta disposición desordenada deja un elevado porcentaje de espacio vacío (denominado espacio poral), que puede alcanzar el 50%, que se llena con agua. Sin embargo, esta situación cambia normalmente con el tiempo conforme nuevas capas de sedimento se apilan y compactan el sedimento situado debajo, llevando la porosidad a valores cercanos al 13%.

Durante esta fase, las partículas de arcilla y limo adoptan una alineación más paralela y se amontonan. Esta reordenación de los granos reduce el tamaño de los espacios de los poros, expulsando gran parte del agua. Una vez que los granos han sido compactados mediante presión, los diminutos espacios que quedan entre las partículas no permiten la circulación fácil de las soluciones que contienen el material cementante. Por consiguiente, las lutitas suelen describirse como débiles, porque están ppoco cementadas y por consiguiente no bien lifiticadas.

La incapacidad del agua para penetrar en sus espacios porosos microscópicos explica por qué estas rocas forman a menudo barreras al movimiento subsuperficial de fluidos como el agua, el gas y el petróleo.

El término lutita es frecuentemente aplicado a la roca compuesta por clastos de tamaño arcilla y gran contenido de materia orgánica (negra), que además muestra la capacidad de escindirse en capas finas a lo largo de planos espaciales próximos y bien desarrollados. Esta propiedad se llama fisilidad. Si la roca se rompe en fragmentos o bloques se aplica el nombre de lutita no físil. La fisilidad se puede ver claramente en el ejemplar de lutita presentado en el siguiente modelo, en el cual también se observan nódulos del mineral pirita (un mineral que puede formarse por la reacción entre la materia orgánica descompuesta y el agua de mar).

Otra roca sedimentaria de grano fino es la limolita, que está compuesta por clastos de tamaño limo, no posee fisilidad, y contiene menos clastos de tamaño arcilla que las lutitas. El siguiente modelo presenta un ejemplo de una limolita:

5. Rocas sedimentarias químicas y bioquímicas

Al contrario que las rocas detríticas, que se forman a partir de los productos sólidos de la meteorización, los sedimentos químicos derivan del material que es transportado en solución a los lagos y mares. Sin embargo, este material no permanece disuleto indefinidamente en el agua. Una parte precipita para formar los sedimentos químicos, que se convierten en rocas como la caliza, el sílex y la sal de roca.

Esta precipitación del material se produce de dos maneras. Mediante procesos inorgánicos como la evaporación y la actividad química que pueden producir sedimentos químicos. Los procesos orgánicos de los organismos acuáticos tambien forman sedimentos químicos, cuyo origen se dice que es bioquímico.

Un ejemplo de un proceso producido mediante procesos químicos inorgánicos es el que da origen a las estalactitas y las estalagmitas que decoran muchas cavernas. Otra es la sal que queda después de la evaporación de un determinado volumen de agua marina. Por el contrario, muchos animales y plantas que viven en el agua extraen la materia mineral disuelta para formar caparazones y otras partes duras. Una vez muertos los organismos, sus esqueletos se acumulan por millones en el fondo de un lago o un océano como sedimento bioquímico.

Textura de las rocas no detríticas

Como texturas no clásticas han de considerarse dos casos: las correspondientes a construcciones orgánicas y las correspondinetes a cristalización de soluciones.

Las texturas orgánicas generalmente sufren destrucción parcial y transporte de algunos elementos incluyéndose en las texturas clásticas. Solo las construcciones orgánicas pueden no tener componentes clásticos, pero las características texturales pierden importancia frente al organismo constructor: algas, corales, estromatopóridos, etc.

Las texturas de cristalización se forman por precipitación directa del material disuelto en el agua, y generalmente en cuencas tranquilas, mares interiores o lagunas litorales donde existe una evaporación muy intensa.

Suelen utilizarse en las texturas de cristalización términos similares a los usados para las rocas ígneas y metamórficas, basados en el tamaño de grano y naturaleza de los contactos entre granos. Los mas frecuentes son Porfiroblástica, con dos tamaños de grano muy distintos. Granuda, cristales de tamaño uniforme, utilizándose los términos grueso, medio o fino. Microcristalina o criptocristalina, con cristales no visibles a simple vista. Oolítica o Pisolítica con masas elipsoidales o esféricas con estructura concéntrica, generalmente con un núcleo detrítico. Segun los tamaños se distinguen los pisolitos, mayores a 2mm de los oolitos, entre 2 y 0,2mm.

5.1. Calizas y Dolomías

El término caliza se aplica únicamente a aquellas rocas en las cuales la fracción carbonática excede a los componentes no carbonáticos y constituyen un 10% del total de rocas sedimentarias. Existen otras rocas que pueden contener carbonato de calcio en menor proporción, como por ejemplo la arenisca calcárea (más del 50% de granos de cuarzo) o lutitas calcáreas (más del 50% de granos de arcilla).

Asimismo, el término caliza se aplica a rocas en las que la fracción carbonática está integrada principalmente por calcita (Carbonato de calcio), y el término dolomía se reserva para las que están integradas principalmente por el mineral dolomita (Carbonato de Magnesio).

Composición mineralógica

5.2. Evaporitas

6. Porosidad y Permeabilidad

El comportamiento  de una roca o sedimento frente a un fluido (como agua, petróleo o gas) puede describirse a partir de su porosidad y permeabilidad.

La porosidad se define como la relación entre el volumen de huecos o poros de una roca frente al volumen total, y se expresa generalmente en forma de porcentaje.

donde Vh es el volumen de poros, y Vt es el volumen total, y Vs es el volumen de roca sólida.

Las variaciones en tamaño de los poros, grado de conexión, relaciones con la edad de la roca o sedimento, así como la gran influencia que la etapa de litificación tiene sobre la porosidad, hace que sean muy variadas las formas de expresión y su significado. En cuanto a relaciones con el sedimento o roca sedimentaria se distinguen la porosidad primaria y la porosidad secundaria. Porosidad primaria es la originada durante la sedimentación y depende del tamaño y características de los granos, distribución granulométrica y su forma. En las arenas y granos bien clasificados (tamaño uniforme) la porosidad depende mucho de la forma y grado de empaquetamiento de los granos. La distribución granulométrica indicará si la formación más fina rellena los huecos que deja el esqueleto formado por los granos más gruesos. En las pelitas el tamaño de grano tiene mucha influencia pues la velocidad final de la caída condiciona la ordenacion de las partículas en el sedimento, y las ordenaciones más estables reducen apreciablemente la porosidad.

La porosidad secundaria se origina por evolución posterior del sedimento o roca y puede modificar en cualquier sentido la porosidad primaria. La diagénesis, mediante la compactación y cementación disminuye la porosidad. La disolución de algún mineral inestable, la fisuración o disolución a traves de microfisuras origina un aumento de la porosidad.

La recristalización del material calcáreo o arcilloso puede aumentar o disminuir la porosidad, según la extensión de la recristalización y la posibilidad de sustituciones de minerales durante el proceso. La dolomitización en rocas de arrecife aumenta la porosidad, mientras que la dolomitización en calizas estratificadas disminuye la porosidad.

La porosidad efectiva es el volumen de fluido que se extrae de una roca saturada por la acción de la gravedad y la retención específica es el volumen de agua que queda retenida en los poros de la roca frente al volumen de la roca.

Desde el punto de vista cualitativo, la porosidad se puede definir como porosidad abierta, que es la de los poros interconectados, y porosidad cerrada, o volumen ocupado por poros no interconectados. La porosidad total sería la suma de la abierta y la cerrada.

La porosidad de las rocas sedimentarias clásticas puede verse en el siguiente gráfico, en función del tamaño de clasto. En él podemos ver que la porosidad total de los sedimentos de grano fino (limo, arcilla) es mayor que la de las arenas y gravas. Sin embargo, la porosidad efectiva, vinculada a los poros interconectados por los que puede circular fluidos es mayor para los sedimentos de tamaño arena.

En los carbonatos la porosidad presenta otros orígenes además de los intergranulares de origen sedimentario, similar a la de las rocas detríticas. Se habla de porosidad arrecifal, originada por estructuras orgánicas de construcción, de porosidad oolítica, porosidad móldica (cavidades de fósiles), de dolomitización, disolución o de fisuración.

La permeabilidad es una medida de la facilidad con que un fluido atraviesa un material poroso. Están influenciada por el tamaño y forma de los poros y su grado de conexión. Se determina a partir del volumen de fluido que atraviesa una longitud de roca porosa de sección constante en un tiempo dado, y la expresión más frecuente es:

siendo Q el volumen del fluido que por unidad de tiempo atraviesa una sección S, con un gradiente hidráulico de i (diferencia de presión dividido por la longitud atravesada), u es la viscosidad, y gamma el peso específico del fluido.

Tiene una gran variabilidad, su unidad es el "darcy". Un darcy describe la permeabilidad de un medio poroso a través del cual se produce el pasaje de un centímetro cúbico de fluido que tiene un centipoise de viscosidad y fluye en un segundo bajo una presión diferencial de una atmósfera, donde el medio poroso posee un área en sección transversal de un centímetro cuadrado y una longitud de un centímetro. Un milidarcy (mD) es una milésima parte de un darcy y se trata de una unidad utilizada generalmente para las rocas yacimiento.

Sobre la permeabilidad influyen el tamaño del poro, si las interconexiones son muy pequeñas, la película de agua que humedece la superficie del poro prácticamente tapona e hueco y el agua necesita una gran diferencia de presión para moverse. La clasificación y el tamaño de grano aumentan la permeabilidad.

En el campo, la permeabilidad se puede estimar por la conducta de una gota de agua en la superficie de la muestra. Una roca impermeable no absorbe el agua, las permeables si. Los grados de permeabilidad dependen del tiempo que tarda en desaparecer la gota.

El siguiente gráfico muestra una buena descripción de las permeabilidades típicas de los diferentes materiales sedimentarios (sedimento no consolidado):

Según la permeabilidad se usan los valores siguientes: mayor de 1 darcy, permeabilidad muy alta, entre 1 y 0,1 darcy, alta permeabilidad, entre 0,1 y 0,01 permeabilidad media, entre 0,01 y 0,001, baja, y entre 0,001 y 0,0001 permeabilidad muy baja. Si la permeabilidad es menor de 0,0001 el material es impermeable.