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TRABAJO PRÁCTICO Nº 2 MORFOMETRIA DE GRAVAS La morfología de los fragmentos (shape = forma), la redondez y la pivotabilidad (o rotabilidad) constituyen propiedades de gran significación sedimentológica, en lo que respecta al efecto que tienen sobre el transporte. Estas propiedades revelan además, las modificaciones sufridas por los granos angulosos de distintas formas por efectos de la abrasión, selección por transporte y solución. Pese a su gran importancia los trabajos referentes al tema son escasos, debido posiblemente a que los procedimientos de obtención de los datos son largos y tediosos y a que constituyen uno de los aspectos más difíciles de expresar numéricamente. La morfología de los granos se define por medio de una serie de razones entre el eje mayor a, el intermedio b y el menor c (perpendiculares entre sí) aunque no se cortan necesariamente en un mismo punto (Fig. 3.1). Existen dos aspectos fundamentales en la morfología de los clastos: la forma y la esfericidad, mientras que la redondez y la pivotabilidad, son independientes de la morfología y expresan aspectos distintos. Figura 3.1. Medición de rodados y la posición de los ejes mayor (a), intermedio (b) y menor (c). I- Forma La forma de un clasto puede definirse de acuerdo a las características geométricas o la relación entre los ejes de un rodado. Mediante la aplicación del concepto de forma se puede distinguir entre un rodado prolado (un eje largo y dos cortos) de otro oblado (dos ejes largos y uno corto). La forma se define por la relación entre los ejes: c/b y a–b/a–c, como lo propusieron Sneed y Folk (1958) en su diagrama triangular; o por medio de cuatro clases, como las propuestas por Zingg (1935), basadas en las relaciones c/b y b/a (Fig. 3.2).

Figura 3.2. Clases de forma de granos según Zingg (1935) y su relación con la esfericidad de Krumbein (1941) (en Corrales Zarauza et al., 1977)

Clases de formas según Zingg: Discoidales u Oblados: b/a > 2/3, c/b < 2/3. Esféricos o Equidimensionales: b/a > 2/3, c/b > 2/3. Elipsoidales o Triaxiales: b/a < 2/3, c/b < 2/3. Cilíndricos o Prolados: b/a < 2/3, c/b > 2/3. Planares: b/a de 0,05 a 1, c/b de 0 a 0,05. Aciculares: b/a de 0 a 0,05, c/b de 0,05 a 1. II- Redondez y Esfericidad Consideraciones generales: La morfología de los fragmentos desprendidos de una roca es tan variada y caprichosa, que resulta muy difícil establecer características comunes que permitan expresar sus particularidades en números. De hecho, se puede generalizar que los fragmentos recién desprendidos presentan contornos muy angulosos, y tienden durante el transporte a redondear sus aristas. Este proceso de redondeamiento, denominado atrición, actúa más eficientemente cuando la roca es de dureza y coherencia homogénea. Un cristal con clivaje difícilmente se redondea en las aristas de clivaje, pues la atrición crea nuevas aristas agudas, a medida que el tamaño se reduce. La mayor parte de los sedimentólogos ha convenido que existen dos magnitudes que pueden expresar parte de las propiedades de los rodados: a) la redondez: una expresión del grado de agudeza de las aristas y ángulos. b) la esfericidad: expresa el grado de aproximación de la partícula a una esfera de igual volumen. En este aspecto, un cubo es más esférico que un cuerpo tabular por más redondeado que sea este último. Este detalle, da la pauta que ambos conceptos son independientes. Mientras que la redondez está relacionada con la atrición 18

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que ha afectado a la partícula durante el transporte, sin influir en su movilidad, la esfericidad incide sobre el comportamiento hidrodinámico. En condiciones de transporte por suspensión las partículas de mayor esfericidad tienden a separarse de las otras menos esféricas y a sedimentarse por decantación (en partículas de igual volumen la forma esférica siempre tiene menor superficie y por ende menor fricción con el medio). Por el contrario, cuando el transporte es por tracción la forma menos esférica tiende a quedar rezagada con respecto a las partículas esféricas (Pettijohn, 1970). Los factores que más influyen en la esfericidad y redondez de un clasto, son los siguientes: 1) la forma original del clasto (litología), 2) la estructura del fragmento (esquistosidad, fisilidad, clivaje, diaclasas), 3) resistencia a la atrición (resistatos), 4) naturaleza del agente de transporte, 5) energía del agente de transporte y condiciones de transferencia de ésta, entre el medio y el clasto, y 6) duración e intensidad de las condiciones precedentes. La esfericidad y la redondez constituyen parámetros texturales de importancia relevante en los sedimentos clásticos. La esfericidad refleja principalmente las condiciones de depositación en el momento de acumulación y depende muy poco de los procesos de abrasión ocurridos (Pettijohn, 1975). El efecto del transporte sobre la esfericidad y redondez de los clastos parecería también indicar la diferencia entre estas propiedades. La redondez aumenta rápidamente al principio del transporte (ajustándose a una curva exponencial) y luego aumenta lentamente con la distancia de transporte. Por otro lado, el aumento de la esfericidad es más lento y muestra pocos cambios con la distancia de transporte (Fig. 3.4).

Figura 3.4. Relaciones entre esfericidad, redondez y la distancia de transporte (Griffiths, 1967 en Corrales Zarauza et al 1977).

Según Griffiths (1967) los estudios de la forma de los granos reflejan el grado y la intensidad de los procesos de selección y pueden ser usados para diferenciar ambientes, aunque no para dilucidar problemas de proveniencia. Cuando se comprueba la presencia de esfericidades muy bajas, éstas reflejan la acción química que acompaña a episodios diagenéticos especiales (Griffiths, 1967). La meteorización de las rocas produce granos que poseen un grado variable de esfericidad y redondez. Si suponemos que todos los valores de esfericidad y redondez son posibles, los estudios sobre esfericidad y redondez difícilmente pueden distinguir entre distintas fuentes. Los resultados pueden, por el contrario, proveer de información acerca de los procesos de erosión, transporte y sedimentación. Sin embargo, la redondez puede estar afectada por la contribución de fuentes distintas como lo determinó Banerjee (1964) que encontró una relación inversa tamañoredondez (los granos más grandes eran menos redondeados) en contra de lo que normalmente se espera: los granos mayores se redondean más rápido en las mismas condiciones de transporte. II.a) Esfericidad Es una medida convencional que expresa el grado en que una partícula se aproxima a una esfera. Wentworth (1922) fue el primero en desarrollar una expresión que indica la forma de las partículas. Se trata de su Coeficiente de aplastamiento, expresado por ra/R, donde ra es el radio de curvatura de la cara más plana y R el radio medio. El mismo autor también desarrolló la expresión de redondez r i/R, donde ri es el radio de curvatura de la arista más aguda. Wadell (1932) propuso la medida de esfericidad verdadera que es igual a s/S donde “S” es el área de la superficie de la partícula y “s” el área de la superficie de una esfera del mismo volumen. En consecuencia, la esfericidad expresada así, es el área de la partícula por unidad de volumen. Sneed y Folk (1958) revisaron las distintas mediciones de esfericidad y propusieron una nueva: la esfericidad máxima de proyección, Φp (también denominada esfericidad efectiva de sedimentación), que es igual a la razón entre una sección principal de una esfera de igual volumen y el área máxima de proyección del rodado, se expresa cuantitativamente como:

Φp = 3√ (C2/AB) 19

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en términos de los cocientes B/A y C/B:

Φp = 3√ B/A · (C/B)2 Según estos autores, la ecuación representa mejor el comportamiento de una partícula en un medio fluido, que las indicadas previamente. Se puede calcular la esfericidad máxima de proyección gráficamente. Sin embargo, Briggs et al. (1962) han demostrado que también las otras mediciones se correlacionan bastante bien con las propiedades dinámicas de las partículas. La medición de la esfericidad y de la redondez puede realizarse directamente sobre la partícula o por comparación con una carta con formas patrones (ej., Rittenhouse, 1943). La dificultad de medición de la esfericidad de Wadell (1933, 1935) movió a ese autor a utilizar la esfericidad definida por Tickell (1947) igual a d c / Dc, donde dc es el diámetro del círculo de igual área (medido con un planímetro) y Dc es el diámetro menor circunscripto. Sin embargo, Tickell (1947) se inclina por la fórmula de Riley (1941) Ri = (di / Dc)1/2, donde di y Dc son el círculo máximo inscripto y mínimo circunscripto, respectivamente, fórmula que utilizaremos en el trabajo práctico (Fig. 3.5). Todos estos procedimientos, son aplicables a granos de cuarzo, pues en el caso de las micas (aplanadas fuertemente según c) se comete un error muy grande al usar la proyección de la vista según ab. Figura 3.5. Esfericidad de Riley (1941). II.b) Redondez La redondez de los clastos de grava y arena deberían ser notadas en cualquier descripción de roca, aunque no es generalmente mencionada en el nombre corto para los sedimentos detríticos. La redondez indica el grado de abrasión a que han sido sometidos los granos; refleja la historia de transporte. La redondez no necesariamente refleja la distancia que han viajado los granos de su área fuente: los granos redondeados pueden haber derivado locamente de rocas sedimentarias o pueden haber sido intensamente erosionadas en un ambiente cercano a la fuente, tal como una playa adyacente a un acantilado. Debido a que las olas proveen condiciones de alta energía, la zona de olas activas de playa es el ambiente subácueo más efectivo para el redondeamiento físico de los granos sedimentarios. El retrabajado eólico en playas o dunas de interior es aún más efectivo en tal proceso debido a que el agua tiende a “amortiguar” algunos de los procesos de abrasión (ej. impacto). En algunos suelos, la acción química redondea los granos (Crook, 1968). Cuantitativamente, la redondez verdadera expresada por la fórmula de Wadell (1933) es:

d=Σ(ri/R)/N donde d es la redondez, ri es el radio de curvatura de la esquina i, R es el radio del círculo máximo inscripto y N es el número de esquinas consideradas. Este procedimiento, sin embargo, está sujeto a ambigüedades, pues no se tiene en cuenta las superficies con radio de curvatura superior a R, lo que determina que dos partículas como las de la figura 3.6 posean igual redondez aunque visiblemente no la tienen.

Figura 3.6. Naturaleza geométrica de la redondez en las gravas (Krumbein, 1940 en Pettijohn, 1975). Una aproximación mayor se obtiene determinando la redondez en tres vistas de la partícula (a-b, b-c y c-a) y promediando los valores obtenidos, aunque la definición de Wadell (1932) establece claramente que la redondez se mide en dos direcciones, que por razones obvias inherentes a la fórmula a aplicar, debe ser el plano ab. Powers (1953) y Krumbein (1941), prepararon escalas de redondez gráfica, aplicables a los granos de arena, que permiten obtener valores bastante precisos. La redondez en los granos dentro de un sedimento variará comúnmente aún si todos los granos han estado sujetos a la misma historia de abrasión (o solución). Varios minerales y fragmentos de rocas difieren en sus propiedades físicas y químicas, ejemplo: dureza, brillo, tipo de anisotropía y solubilidad. Sin embargo, en la comparación de las 20

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muestras es necesario contrastar la redondez en un mismo tipo de componentes. El cuarzo es el más usado comúnmente en areniscas debido a que es abundante, duro y tiene propiedades físicas y químicas relativamente isótropas. Además, los granos de diferente tamaño se redondean a velocidades diferentes como resultado de que los procesos de abrasión son más efectivos en los granos más grandes. De ahí que para descubrir un patrón entre las muestras, se deberían analizar los mismos tamaños de grano. Cabe agregar que en cualquier conjunto de granos el grado de redondeamiento se espera que disminuya con el decrecimiento del tamaño de grano. Si los granos de cuarzo más gruesos en una muestra son menos redondeados que los más pequeños, está claro que la mayor parte de la fracción gruesa tiene una historia diferente a la fracción fina, independientemente de la distribución de tamaños del conjunto. Curray y Griffiths (1955) determinaron la esfericidad y redondez en granos de cuarzo de tres tipos de rocas: arcosas, grauvacas y cuarcitas (clasificadas según Krynine, 1948) en diferentes formaciones. Las diferencias de esfericidad no son significativas estadísticamente entre distintos tipos de rocas, aunque las arcosas son las menos esféricas, las grauvacas intermedias y las cuarcitas las más esféricas. La redondez determinada por comparación visual en el tamaño de grano 125 micrones, muestra también a las arcosas como las menos redondeadas y las cuarcitas como las más. Sin embargo, la distribución de frecuencia de la redondez es marcadamente normal, abundan mucho más los términos más redondeados y la curva es excesivamente leptocúrtica (los valores más abundantes están concentrados junto a la media). III- Pivotabilidad o Rotabilidad El concepto de pivotabilidad fue introducido por Shepard y Young (1961) y elaborado posteriormente por Kuenen (1964) y se define como la medida relativa de la facilidad del grano para comenzar a moverse. Winkelmolen (1969) ha realizado un exhaustivo estudio de este aspecto de la morfología de las partículas e introdujo el término rotabilidad. La rotabilidad es una propiedad de las partículas derivada de su forma y redondez, tal como se ve en la figura 3.7. Es en esencia una descripción de forma funcional, en contraste con los otros conceptos que son puramente numéricos. El valor correspondiente se mide en un aparato ideado por ese autor, donde se sueltan algunos granos de la arena que se quiere estudiar. El estudio con este procedimiento de varias arenas de duna y playa ha permitido distinguir perfectamente entre ellas, ploteando la rotabilidad vs. tamaño de grano. Figura 3.7. Pivotabilidad o rotabilidad (según Kuenen 1964, adaptado de Corrales Zarauza et al., 1977).

IV- Significado geológico de los datos morfométricos En la mayoría de los casos de estudio se determina la morfometría de los clastos a partir del relevamiento de entre 25 a 100 individuos por localidad de muestreo, de donde se extraen promedios que luego se extrapolan a las poblaciones que las muestras representan. Aunque raramente realizado, se puede también calcular la varianza y desviación típica de tales distribuciones de redondez. La mayor parte de los estudios tridimensionales han sido llevados a cabo en gravas, mientras que para arena se suele apelar a secciones delgadas donde se mide la morfología por la relación entre el largo máximo visible y el más corto o se estudia la textura superficial de los granos mediante microscopio electrónico de barrido (SEM en inglés). Se considera la morfología de los fragmentos como de poca importancia ambiental, aunque la experiencia acumulada en cuanto a comportamiento aero e hidrodinámico indica que ésta afecta considerablemente su comportamiento. Debido a eso se han intentado tantos factores de morfología, que tratan de poner en evidencia el efecto de éstos en el comportamiento hidrodinámico (en la velocidad de caída por ejemplo, en Schultz et al. 1954). Sin embargo, la dependencia de la morfología con la forma original y las propiedades internas de cada fragmento, hacen muy poco visible la relación entre morfología y ambiente depositacional. Briggs et al. (1962) han demostrado que la morfología es tan importante como la densidad en la distribución de los minerales pesados. El grado de redondez de una partícula depende del tamaño, características físicas e historia abrasiva. Los estudios de laboratorio y medición de la redondez en arenas de sedimentos modernos demuestran que el redondeamiento es un proceso muy lento, y se hace más lento cuando menor es el tamaño de grano (o sea que dada una distancia de transporte, los granos mayores se redondean más rápidamente). Los experimentos de Kuenen (1959) demostraron que 20.000 km de transporte sólo producen una disminución de peso no superior al 1%, en granos medianos y angulosos de cuarzo. Aunque uno desearía estimar la distancia de transporte, determinando el porcentaje de 21

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granos angulosos o la redondez promedio, tal cosa es imposible pues las causas que gobiernan el proceso de redondeamiento son poco conocidas. Uno de los inconvenientes es que el ritmo de redondeamiento varía con el ambiente depositacional o el ritmo depositacional. También la disolución química juega un papel importante en los granos no silicatados. Los granos bien redondeados son el resultado de varios ciclos sedimentarios, cada uno de los cuales contribuye con una porción de redondeamiento. Otra posibilidad sería que el ambiente sedimentario sea propicio para un redondeamiento muy rápido. Tal sería el caso de depósitos de playa o duna, que se supone, produjeron granos bien redondeados en épocas geológicas pasadas debido a la persistencia especial de esos ambientes; tal situación no ha sido confirmada en ambientes actuales similares donde la arena no es más redondeada que la que ingresa recién al ambiente. Debido a la lentitud con que operan los procesos de redondeamiento, es imposible determinar tendencias de redondeamientos en un área dada. Algunos autores han utilizado el concepto de redondeamiento para definir asociaciones mínimas o sistemas de dispersión basados en la presencia o ausencia de un determinado porcentaje de granos angulosos, en una de las fracciones granulométricas. Las provincias de redondeamiento pueden usarse para definir la angularidad de los minerales pesados, generalmente zircón y turmalina, como también de cuarzo. Los sobrecrecimientos redondeados en granos de arena son una evidencia concreta de granos policíclicos pero su proporción es tan pequeña que no pueden usarse regionalmente. La luminiscencia introducida por Sippel (1968) permitió ampliar el panorama para muchos granos aparentemente homogéneos que no mostraban crecimiento secundario y que podrían pertenecer a más de una generación (o ciclo diagenético). V- Ley de Sternberg En general, las gravas transportadas por corrientes decrecen de tamaño corriente abajo. Debido a que las esquinas y superficies de los materiales más gruesos son redondeadas y suavizadas, se presume que la abrasión es un proceso activo durante el transporte y que el decrecimiento de tamaño corriente abajo se produce por este motivo. Aunque de acuerdo a Pettijohn (1975), en algunos casos es muy probable que la atrición no sea causada solamente por acción de la abrasión sino también como reflejo del decrecimiento de la competencia de la corriente relacionada a la selección. Sternberg (1875) elaboró una fórmula para el cálculo de la distancia existente entre el punto de muestreo y el área fuente de los rodados identificados medidos. La fórmula propuesta, conocida como Ley de Sternberg, es:

Y = Y0 e-ax Donde: Y: tamaño de rodado máximo medido Y0: tamaño de rodado máximo inicial (en el área fuente) a: constante para una corriente particular (coeficiente de decrecimiento) x: distancia de transporte desde el área fuente Despejando x, tenemos:

x = - ln Y/Y0 a

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DESARROLLO DEL TRABAJO PRÁCTICO Nº 3       

Objetivos Medición de las características de los rodados: tamaño y forma. Comparación con las cartillas de redondez y esfericidad. Cálculo de la redondez y esfericidad mediante gráficas y ecuaciones. Relacionar la atrición y la distancia de transporte para diferentes litologías. Reconocer los cambios en la esfericidad y redondez en función de la distancia y litología. Cálculo de la distancia de transporte desde el área fuente a la localidad de muestreo para diferentes litologías. Observar e interpretar variaciones granulométricas en sentido lateral y vertical.

Materiales Cátedra Muestras de gravas PC con programa estadístico de cálculos Impresora Carta – imagen (1:100.000) Bibliografía referida a la geología del área

Alumnos Regla, escuadra o escalímetro Compás Cartillas de redondez y esfericidad Diagrama de Zingg Papel cuadriculado o milimetrado Calculadora

I- Medición de Rodados a) Realice la medición de los tres ejes (A,B,C) (Fig. 3.1) en 3 rodados diferentes. Determine redondez por comparación con las gráficas de Powers (1953) y la de Krumbein (1941) (ver TP 2, Fig. 2.3). b) Elija un rodado de los anteriores, proyéectelo en un papel y determine: 1) Esfericidad según el método de Riley (1941) (Fig. 3.4). 2) Redondez según el método de Wadell (1933) (Fig. 3.5). c) Calcule la ecuanticidad y grafique los resultados en el diagrama de esfericidad verdadera de Spalletti (1985) (Fig. 3.8) y en el de Krumbein. d) Compare la esfericidad obtenida en b)1) y la que se puede determinar en el diagrama donde muestra la relación entre esfericidad y los índices de Zingg (Krumbein, 1941) (Fig. 3.7).

ECUANTICIDAD (√C/A)

1 ME 0,9

ESFERICA

0,8 E SE I M

B

SUB - ESFERICA

0,7 0,6 0,5

NO ESFERICA

0,4 MB 0,3 0,2 0,1 SPALLETI 1984

0

0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 MA

A SA SR

R

1

BR

REDONDEZ

Figura 3.7. Plantilla detallada para calcular la esfericidad (Krumbein, 1941) 23

Figura 3.8. Diagrama de esfericidad verdadera de Spalletti (1985).

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II- Determinación de Parámetros Morfométricos a) Con ayuda de un programa estadístico, determinar los valores de los parámetros morfométricos de un conjunto de valores axiales pertenecientes a muestras del Río Vipos. b) Con los resultados obtenidos: 1) Determinar la frecuencia de cada clase textural en la estación de medición (Tabla 3.1). Realice un histograma. ¿Cuál es la clase textural más frecuente? 2) Ídem anterior para cada litología. 3) Determine la frecuencia de cada forma (oblados, laminares, prolados y ecuantes) en cada clase textural y en cada litología. c) Con los datos obtenidos de tres estaciones diferentes, graficar: 1) Diámetro promedio vs distancia de transporte. 2) Platidad vs distancia de transporte. 3) Ecuanticidad vs distancia de transporte. III- Ley de Sternberg a) Con los datos de rodados máximos brindados por la cátedra calcule la distancia al área de aporte para cada litología observada. Compare con la hoja geológica y haga una interpretación. Tenga en cuenta que el coeficiente de decrecimiento es particular para cada río, por lo cual puede calcularse usando los datos de 2 estaciones. Realice un promedio entre a (A-B) y a(B-C). Considere el Yo para cada litología según los valores que se den en la cátedra. III- Informe  En un mapa geológico ubique las 3 estaciones de muestreo y las áreas fuente de cada litología.  Elabore un informe con las gráficas obtenidas y la interpretación que de ellas obtiene.  En caso de que las gráficas se aparten de los valores normales explique los posibles factores determinantes.  Deben estar incluidos los cálculos realizados y una breve explicación de los mismos.  Incluir una conclusión respecto a lo obtenido. Tabla 3.1. Mediciones de frecuencia de cada clase textural Clases Diámetros Número

Frecuencia %

> 256 mm 256 - 128 mm 128 - 64 mm 64 - 32 mm 32 - 16 mm 16 - 8 mm 8 - 4 mm

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