Petrología Sedimentaria I

PETROLOGÍA SEDIMENTARIA I Óscar Pintos Rodríguez

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DEFINICIONES • Petrología: Ciencia que estudia las rocas (ígneas, metamórficas y

sedimentarias); Las diferentes petrologías se diferencian en el tipo de roca a estudiar, pero tienen en común la metodología (razonamiento científico cuyo estudio se basa en la composición mineral y química de las rocas).

• Petrografía: La primera parte del estudio se centra en la descripción de aspectos físicos y químicos de las rocas (color, tamaño de los cristales, distribución, orden, ... etc); a esta ciencia, se le denomina petrografía, y es la que da lugar a las clasificaciones no genéticas (asépticas).

• Petrogénesis: Tras la descripción de estos aspectos físicos y químicos, se procede a la interpretación de los mismos, en cuanto a su origen o génesis; esta ciencia, se denomina petrogénesis.

• Sedimento y rocas sedimentarias: Cada vez se estudia más el depósito sedimentario, incluyendo además de las rocas sedimentarias, los sedimentos no

consolidados (acumulación de material a cierta profundidad bajo condiciones bajas de presión y temperatura). Llamamos entonces, roca sedimentaria, al depósito sedimentario consolidado, y sedimento al depósito sedimentario no consolidado.

• Sedimentología: Ciencia que engloba otras ramas más específicas, como la petrología sedimentaria, la estratigrafía y la paleontología.

CICLO PETROGENÉTICO Ciclo que puede sufrir cualquier roca en la Tierra; Nosotros nos quedaremos con la parte que estudia los procesos y génesis que sufren las rocas en la corteza superficial. Los límites entre roca ígnea/detrito y roca sedimentaria/roca metamórfica, son muy relativos y difíciles de establecer.

RELACIÓN CON OTRAS CIENCIAS La Petrología se relaciona con la Estratigrafía, en cuanto a la disposición del sedimento; Con la Geodinámica Externa, en cuanto a la dinámica de la corteza; con la Paleontología, en cuanto al contenido informativo paleocológico-ambiental. Con todas estas ciencias, la Petrología, comparte el estudio del depósito sedimentario. En cuanto a la metodología, se relaciona con la Mineralogía (necesidad del análisis mineral), con la Geoquímica (analítica química) o con la Termodinámica (condiciones P-T necesarias para ciertos procesos de cristalización).

HISTORIA La Estratigrafía Clásica, comienza con Smith en 1815, al identificar por primera vez, estratos como unidades genéticas; También elaboró el primer mapa geológico en Inglaterra. Posteriormente, con Sorby, en 1879 nace la Micropetrología, ya que se elaboran las primeras láminas delgadas y se desarrolla el estudio con microscopio.


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En las dos primeras décadas del siglo XX se llevan a cabo investigaciones y análisis medioambientales a partir de sedimentos clásticos (arenas y gravas), con tamizados. A partir de los 70, aparece la Geoquímica, con análisis de distribución de elementos en rocas sedimentarias.

VALOR CIENTÍFICO Y ECONÓMICO Dentro de la Petrología Clásica, se incluye el estudio de los diferentes tipos de rocas y su relación con la materia orgánica; Pero actualmente, están apareciendo nuevas ciencias asociadas, como el almacenamiento de residuos radiactivos, la alteración del patrimonio o la geología planetaria. En cuanto al interés económico, hay que tener en cuenta, que el 80-90% de las explotaciones, mineras, son sobre depósitos sedimentarios. Además, en rocas detríticas, se acumulan cantidades importantes de petróleo, gas o agua, debido a su elevada porosidad y permeabilidad.

METODOLOGÍA � Formulación de cuestiones (génesis, procesos, ...). � Planificación del trabajo. � Obtención de datos (se realizan columnas de yacencia, se obtienen muestras, ...). � Análisis de los datos, a partir de base bibliográfica y conocimientos previos. � Construcción de una posible hipótesis para interpretar los datos obtenidos. � Comprobación de todas las condiciones de la hipótesis. � Aceptación o no de la hipótesis.

TRABAJO DE CAMPO Se lleva a cabo la identificación litológica y de diversas estructuras sedimentarias, levantamiento de columnas estratigráficas, y muestreo.

TRABAJO DE LABORATORIO Se corta la roca y se hace una lámina delgada; se procede a la tinción de minerales. Posteriormente, se realizan análisis físico-químicos (roca pulverizada, rayos X, fluorescencia, análisis térmico diferencial, ...) y análisis mecánicos (clastométricos, separación de minerales, ...). Finalmente, se tratan estadísticamente los datos y se interpretan, ayudándonos de una buena base bibliográfica.

INTRODUCCIÓN Todos los cuerpos sedimentarios se generan por procesos físicos y procesos químicos, fundamentalmente. Una roca preexistente, se desintegra, y sus minerales se alteran debido a las condiciones externas; Los cationes que salen de las redes minerales, se transportan en


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solución hasta una cuenca de sedimentación, a través de las aguas subterráneas. Hay elementos que resisten mucho más la alteración, como el cuarzo o la moscovita; éstos constituirán el regolito (roca preexistente ya alterada), que puede ser transportada, y si sufre diversos procesos de diagénesis y cementación, dará lugar a una roca sedimentaria. Se puede dar una roca sedimentaria, sin tener que pasar por procesos de disgregación y lavado; simplemente, si se da una abrasión y posterior transporte. También se puede dar por acumulación de cenizas volcánicas, por material cósmico, ...

SIGNIFICADO DE LA FÁBRICA La fábrica es la estructura interna de una roca; puede ser de tres tipos principalmente:

- Fábrica clástica: Elementos en contacto unos con otros, por un punto. La composición es muy variable. Son rocas muy porosas. Los distintos constituyentes, se denominan clastos.

- Fábrica química: Elementos en contacto por casi el 100 % de puntos. Casi todos los constituyentes tienen la misma composición; suelen se sales. La porosidad es casi nula. Los componentes se denominan cristales y han crecido en el lugar en el que los encontramos, mientras que los clastos tenían un origen muy variado.

- Fábrica organógena: Acumulación de restos orgánicos, que pueden tener características de fábricas químicas o clásticas.

COMPOSICIÓN Las rocas sedimentarias tienen una composición mucho más variable que las rocas ígneas; Esto se debe a que se producen enriquecimientos en determinados minerales. Las rocas que presentan una fábrica química, son muy homogéneas. Una roca sedimentaria, está constituida por:

- Pasta:

• Matriz: Conjunto de clastos mucho más pequeños que los clastos del esqueleto.

• Cemento: Está constituido por pequeños cristales que han precipitado en los huecos de las rocas. Los cementos pueden ser tempranos (intracuencales: son los cristales que precipitan en la cuenca), o tardíos (autigénicos: cristales que crecen en diagénesis profunda durante el enterramiento).

- Poros

- Esqueleto: Tanto los clastos del esqueleto, como los de la matriz, pueden tener procedencias muy distintas; Pueden ser autóctonos (nos informan de la química de la propia cuenca), alóctonos (nos dan información sobre el lugar de procedencia, el clima, el tipo de material que se disgregó, ...) o autigénicos (nos dan información de las condiciones químicas que reinan en las etapas diagenéticas).

PROCESOS DE DESTRUCCIÓN DE SRS SEDIMENTARIAS � Subducción

� Metamorfismo

� Fusión

� Erosión (reciclado)


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El 95 % del registro sedimentario son areniscas (30 %), carbonatos (20 %) y lutitas (50 %).

BALANCE GEOQUÍMICO A partir de una roca ígnea original:

� El calcio de las plagioclasas pasan a los carbonatos. � El cuarzo pasa a formar parte de las arenas y areniscas. � Los feldespatos pasan a formar parte de las lutitas. Los depósitos lutíticos van a

rellenar cuencas marinas profundas (así, al estudiar los depósitos continentales, observamos un déficit en los depósitos pelíticos).

Una textura es todo el conjunto de características geométricas de cada uno de los elementos que integran la roca detrítica, es decir, los clastos. Debemos observar el tamaño de los clastos (clasificación), distribución clastonométrica (selección), forma, redondez, características superficiales de los clastos, relación esqueleto/pasta, color, ...

TAMAÑO Es la dimensión máxima del clasto. Cuando los clastos son demasiado pequeños, debemos hacer una lámina delgada; hay que tener en cuenta que con esta técnica, estamos midiendo las dimensiones de una sección. En vez de hacer una lámina delgada, también podemos hacer un tamiz con los distintos clastos, dando el valor del tamaño en un rango (tamaño de tamizado); el tamaño real es algo mayor que el tamaño de tamizado. Se puede calcular además, el tamaño hidráulico equivalente (tamaño de esfera con igual comportamiento hidráulico que el clasto). Para ello recurrimos a la Ley de Stocker: Vs = [d2 (ρs-ρH2O) / 18µ] * g = h/tn. Siendo Vs la velocidad de caída, d el tamaño, µ la viscosidad y tn el tiempo. Los valores de tamaño de los clastos se pueden representar en escalas calstométricas, que pueden ser de diversos tipos:

- Aritméticas: n1 = n0 + c, n2 = n1 + c, ... Estas escalas no seon prácticas, ya que para tamaños muy grandes hay muchos intervalos, y para los tamaños pequeños, no hay casi intervalos.

- Geométricas: n1 = n0 * c, n2 = n1 * c, ... La escala geométrica que más se utiliza, es la de Udden (en milímetros), aunque también puede utilizarse la escala logarítmica de Krumbein (φ). Estas escalas nos van a permitir clasificar los depósitos detríticos.

UDDEN (mm)

16 8 4 2 1 ½ ¼ ...

KRUMBEIN (φφφφ) -4 -3 -2 -1 0 1 2 ...

relación 24 23 22 21 20 2-1 2-2 ...


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Cuando ningún componente supera el 50 % se utilizan diagramas triangulares para su clasificación.

DISTRIBUCIÓN CLASTONOMÉTRICA Estudio estadístico del tamaño de los clastos de un depósito detrítico determinado. Los resultados obtenidos se pueden representar siguiendo diversos métodos:

- Histograma: En los histogramas, los materiales más gruesos se representan a la izquierda.

- Curva de frecuencias acumulada: Es una curva de frecuencias, pero abierta; abarca del 0 al 100 % de frecuencias. Se construye acumulando las frecuencias de los distintos intervalos; Los datos se representan sobre el punto correspondiente al tamiz de menor abertura. También se puede utilizar la curva de frecuencias acumulada, pero con una escala de frecuencias probabilística (construida según un algoritmo matemático); De esta forma, los puntos se alinean, y obtenemos rectas.

Una vez que hemos representado los datos, debemos caracterizar las curvas mediante parámetros; las curvas se van a medir según cuartiles de proporcionalidad, divisibles a su vez, en 5 percentiles. Con todas las medidas, obtendremos unos índices, que nos hablará de las características del depósito:

� La media y la mediana, son medidas de centralización; nos informan de la zona central de la distribución.

� El centil (clasto de mayor tamaño), nos informa de la mayor energía que ha habido en el medio de transporte.

� Las medidas de dispersión, nos informan de la cantidad de clases clastonométricas que podemos encontrar en un depósito (dispersión de tamaños); cuanto mayor sea la dispersión de tamaños, pero será la selección del depósito.

� La selección nos informa de la capacidad selectiva del medio; los ambientes costeros y eólicos seleccionan mejor el material que los ambientes glaciares y fluviales.

� La asimetría nos indica mediante campanas de Gauss, si la distribución es positiva (Sk>0) o negativa (Sk<0):

ANÁLISIS CLASTOMÉTRICO:Interpretación sedimentaria El trabajo más importante, quizás sea el realizado por Visher: Analizó las distribuciones clastométricas de tamaños menores de 1 mm con escalas probabilísticas (rectas) en varios ambientes. Llegó a la conclusión de que las poblaciones de clastos se divide en tres subpoblaciones:

Sk > 0 Sk < 0


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� Población con una distribución mal seleccionada. � Población bien seleccionada. � Población con clastos pequeños, mal seleccionada.

Cada recta, correspondiente a una subpoblación, indica un único proceso de formación; Estas tres subpoblaciones, según Visher, se debe a tres tipos de transporte: clastos transportados por rodamiento, por saltación y en suspensión. A la vez, estos tres tipos de transporte, están condicionados por el tamaño de clastos; por eso, se dan tres subpoblaciones diferentes. La población de clastos que viaja en saltación, está muy bien seleccionada, debido a que si aumentamos un poco el tamaño, viajan rodando, y si lo disminuimos, viajan por suspensión. El punto de cambio entre tracción y saltación, se llama punto de truncación de gruesos (C.T.). El punto entre saltación y suspensión, es el punto de truncación de finos (F.T.).

Veamos, de forma esquemática, el aspecto que presentan estas gráficas, para distintos ambientes de sedimentación:

Otro trabajo importante, es el de Passega y el de Riviere: Curvas clastométricas obtenidas con balanzas de sedimentación; el tamaño aumenta hacia la derecha (al contrario que en las curvas clastométricas normales). La curva parabólica indica depósitos sin transporte (suelos); La curva logarítmica muestra depósitos con transporte; La curva hiperbólica indica procesos de flocualción (ambientes de mezclas de aguas).

0.1

1.0

10

50

90

99

99.9

1.0 0.5 0.25 0.125 0.067

Tracción

Saltación

Saltación

Suspensión

Fluvial Costero Turbidítico


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Distribución de Rossini Característica de depósitos muy próximos al área fuente. También presentan esta distribución, los depósitos de piroclastos, y las zonas de impactos meteoríticos.

FORMA/ESFERICIDAD DE LOS CLASTOS El estudio de la forma, se va a aplicar, sobre todo a clastos superiores a 4-5 mm. La forma, en general, son se puede estudiar en lámina delgada, ya que se presenta en 2D. Para la observación de la forma, se suponen tres ejes ortogonales:

- Eje a (L): Es el de mayor dimensión. - Eje b (I): Medida máxima, tomada perpendicularmente al eje a. - Eje c (S): Medida máxima, tomada perpendicularmente al eje AB. � a y b, definen un plano llamado plano de máxima proyección o estabilidad. � a>b � b>c � a=b=c, en clastos esféricos.

Los datos obtenidos de las medidas de estos ejes, se representan en un diagrama triangular, obteniéndose así, la forma de los clastos. Corrales simplificará el diagrama, y además, va a trabajar con clastos reales. Nos interesaría encontrar un índice sólo para definir la forma; Consideramos una esfera como patrón, ya que los clastos, con el transporte, “parece” que se hacen esféricos; una esfera además, tiene un comportamiento hidrodinámico muy bueno. Debemos saber ahora, cuánto se aproxima el clasto problema a una esfera (esfericidad): � Por la superficie: ψ = Sclasto/Sesfera, siendo Vc = Ve. � Por el volumen: ψ0 = 3√(Vc/Ve), siendo la esfera

considerada, la que coincide con el clasto. � Esfericidad de Folk: ψP =

3√(c2/a*b) � Esfericidad aparente de Riley: ψa = √Di/Dc. Esta última

fórmula, se realiza en láminas delgadas. La litología es el principal factor que va a influir en la esfericidad de los clastos. Los granitos, carbonatos, areniscas, ... no presentan ninguna dirección aparente de rotura, por lo que darán clastos más o menos equidimensionales. Otras rocas, como las pizarras, son anisótropas (tienen orientaciones preferentes de rotura).

REDONDEZ Mide el grado de angulosidad de las esquinas del clasto, en relación con el tamaño del clasto. ρ = [∑(ri/R)] / nº esquinas.

Dc

Di


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MADUREZ TEXTURAL A lo largo del transporte, los clastos se hacen más redondos, pierden peso, tiene mayor esfericidad, .... Estos cambios se deben a los siguientes procesos:

- Abrasión mecánica: Los clastos chocan entre sí y con el fondo, perdiendo peso, volumen, y disminuyendo su tamaño. La abrasión mecánica se ve favorecida cuando los granos están en zonas bastante reducidas, transporte eólico, constante movimiento, ... Los clastos, además, se pueden reciclar, volviendo al ciclo de sedimentación, pero con una redondez ya heredada.

- Selección progresiva (clasificación): Según se va reduciendo la pendiente, desde el área fuente, tanto la energía potencial como la cinética decrece, y los clastos transportados, cada vez son de menor tamaño. Según esto, los clastos pequeños, no necesariamente han tenido que pasar por tamaños mayores (abrasión). La selección progresiva, también clasifica los clastos según el grado de esfericidad.

La madurez textural se basa en el grado de selección, redondez, y en el contenido de la matriz (cuanta más matriz, menos madurez tendrá el depósito). No se basa en el grado de esfericidad, ya que éste está condicionado fundamentalmente por la litología. � Estadio inmaduro: > 15 % de matriz. � Estadio submaduro: < 15 % de matriz. σ > 0,5 φ. � Estadio maduro: σ < 0,5 φ. ρ < 0,3. � Estadio supermaduro: ρ < 0,3.

ESTUDIO SUPERFICIAL DE LOS CLASTOS Se estudia el microrrelieve de los clastos, ya que determinadas marcas corresponden a ciertos depósitos de sedimentación.

FÁBRICA Es la organización interna del depósito, en cuanto a orientación y empaquetamiento:

- Orientación: Cuanto menor sea la redondez, mejor se medirá la orientación. Se tomará la medida de la orientación e inclinación del eje a (sólo en cantos bastantes grandes), para luego representarlas en proyección estereográfica. En 1958, Ruettin idea una escala dividida en depósitos morrénicos, de río o de playa. Según el tipo de orientación, podemos considerar distintas fábricas:

• Fábrica laminar: El eje a es paralelo a la dirección de flujo, debido al transporte migratorio por saltación (la orientación con el eje a, es la que mayor resistencia al flujo, presenta).

• Fábrica de Castillo de Naipes: El eje a es perpendicular a la dirección de la corriente; En sección, se observa la inclinación del eje a (imbricación del eje b).

• Fábrica en panal: Minerales de arcilla poco definidos. Es una fábrica típica de esmectictas.

- Empaquetamiento: Es la forma de agruparse los clastos; Puede ser cúbico, romboédrico, .... Influye en la diagénesis. El grado de empaquetamiento, se puede estimar, averiguando la relación Esqueleto / (Poros + Pasta).

POROSIDAD


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La porosidad es la relación entre el volumen total de la roca y los huecos existentes. El empaquetamiento influye en la porosidad, siendo el cúbico (abierto), el que mayor porosidad presenta (45 %). Igualmente influye la selección: un depósito bien seleccionado tiene buena porosidad original. El tamaño también influye: según disminuye el tamaño, aumenta la porosidad. El volumen intergranular controla la posibilidad de que exista porosidad en la roca, y si ésta es buena para la acumulación de hidrocarburos de importancia económica, como el petróleo. Vinteg = (pasta + poros)/(esq + pasta + poros). Se pueden dar distintos tipos de porosidad:

- Porosidad efectiva: La de todos aquellos poros que están conectados entre sí. - Porosidad original (inicial): Aquella que tiene un depósito en el punto inicial

de enterramiento. - Porosidad primaria: Cantidad de porosidad que queda en la roca. Es menor

que la porosidad original. - Porosidad secundaria: Se genera durante la diagénesis, mediante procesos de

disolución. Incluye la porosidad de fractura.

PERMEABILIDAD Es la capacidad que tiene una roca para hacer de tránsito de algunos fluidos. Para calcularla, se halla el volumen transmitido por tiempo: Q = K*[(S*∆P)/(M*L)], siendo K la porosidad (darcy), S la sección atravesada, ∆P la diferencia de presión, M la viscosidad del fluido y L la longitud atravesada. La permeabilidad varía de 1 a 1000 darcys. Un depósito muy poroso, no tiene porque ser permeable (Ej.: piedra pómez). La permeabilidad disminuye según disminuye el tamaño de los clastos, ya que al disminuir el tamaño de los clastos, también lo hace el tamaño de los poros, y si los poros son muy pequeños, sólo habrá agua capilar. Se pueden dar distintos tipos de agua o fluidos en los poros:

- Zona de absorción: Moléculas de agua u otros fluidos que están unidas a la superficie de los clastos por Fuerzas de Van der Waals o fuerzas electrostáticas. Estas moléculas, sólo se pueden separar con temperaturas muy elevadas.

- Agua capilar: Rellena las zonas triangulares de los poros. Se mueve por capilaridad.

- Agua gravitacional: Ocupa la parte central de los poros, y se mueve por diferenciales de flujo, y fuerzas de gravedad. Es agua libre.

CRITERIOS GENÉTICOS � Epiclástico: Erosión, transporte y sedimentación de rocas preexistentes. Se da en la

mayoría de los casos. � Piroclástico: Los clastos provienen de erupciones volcánicas. � Meteorítico: Los clastos provienen de zonas de impactos de meteoritos. � Cataclástico: Los clastos se originan por esfuerzos tectónicos.


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� Volcanoclástico: Se denomina de este modo, a aquellos depósitos que no podemos determinar si son piroclásticos (vulcanismo contemporáneo a la sedimentación) o epiclástico (vulcanismo previo a la sedimentación).

INTRODUCCIÓN Se consideran rocas rudáceas a los depósitos de clastos de tamaño superior a 2 mm. Son importantes por su permeabilidad, propiedades y obtención de cantos (hormigón armado).

TEXTURAS Y ESTRUCTURAS Para conocer las distintas morfometrías que presentan los cantos, vamos a utilizar índices de aplanamiento, de disimetría y de desgaste. En el análisis estructural, se utilizan 4 estructuras típicas, muy relacionadas con la génesis (texto-estructuras):

� Selección y disposición de los clastos:

• Esqueleto sostenido por los clastos: � Clastos bien seleccionados. � Clastos mal seleccionados.

• Esqueleto soportado por la matriz. Los clastos y la matriz se han sedimentado a la vez. (Ej.: Debris flow).

� Fábrica

• cantos orientados con el eje a paralelo a la dirección de flujo (el eje a está imbricado).

• Clastos orientados con el eje a perpendicular a la dirección de flujo (el eje b está imbricado).

� Estratificación:

• Horizontal. • Inclinada (barras). • No estratificada.

� Gradación de tamaños:

• Normal (gruesos a finos hacia techo). • Inversa. • Sin gradación.

COMPOSICIÓN Las rocas rudáceas están constituidas fundamentalmente, de clastos poliminerales, de gran tamaño. Factores que condicionan la composición


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� Intrínsecos (propios de la litología inicial):

• Capacidad de generar cantos: Depende de la litología. Así pues, como los granitos tienen como planos de debilidad las uniones intercristalinas, generan un espaciado muy pequeño, dando lugar a arenas. Las rocas metamórficas tienen una fracturación muy espaciada, fácilmente fragmentada, y por ello se concentran en depósitos mecánicos, pero en ocasiones, también pueden dar clastos grandes.

• Resistencia a la abrasión: Depende de la dureza y del grado de debilidad de los planos secundarios.

� Factores extrínsecos:

• Clima: Un clima árido favorece la formación de bloques, mientras que un clima húmedo favorece la formación de arenas.

• Relieve: El relieve fuerte favorece la formación de bloques.

CLASIFICACIÓN DE PETTIJOHN � Conglomerados epiclásticos:

• Ortoconglomerados cuarcíticos (extraformacionales): Son oligomícticos (más de un 90 % de clastos de cuarzo, metacuarcita y chert). Son maduros composicional y texturalmente (selección buena y matriz escasa). Los clastos miden de 1 a 2 cm; redondez buena. Depósitos poco extensos y poco potentes. Resiudo de erosión de gran volumen. Producto retrabajado y reciclado. Asociados a bases de depósitos arenosos estructurados. Son fluviales o marinos costeros.

• Ortoconglomerados petromícticos (extraformacionales): Oligomícticos y polimícticos (más de un 10 % de clastos inestables). Son inmaduros composicionalmente. Maduros o inmaduros texturalmente. El tamaño de los clastos y su redondez es muy variable. Espósitos extensos y muy potentes. Bordes activos de cuenca (próximos al área fuente). Morfología en cuña (abanicos aluviales y submarinos). Estratificación cruzada y depósitos gradados. Son muy abundantes.

• Paraconglomerados con matriz laminada (extraformacionales): Matriz arcillosa y finamente laminada. Cantos y bloques dispersos. Laminación deformada por la base de los cantos. Goteo de cantos (dropstones). Transporte glaciar (cuencas marinas, cuencas lacustres).

• Paraconglomerados sin matriz laminada (extraformacionales): � Till y Tillitas: Masivos. Selección muy mala y

polimodal (clase modal < 20 %). Redondez muy baja. Estratificación paralela y sin gradación; estrías. Ambiente glaciar (continental, marino).

� Tiloides (debris flow): Masivos. Inmaduros textural y composicionalmente. Depósitos no gradados. Ambientes de sedimentación marinos y continentales


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(flujos gravitacionales subacuáticos o coladas de barro).

• Conglomerados intraformacionales: Fragmentación sinsedimentaria. Poco pontentes; origen local. Brechas oligomícticas. Inmaduros texturalmente. Transporte escaso. Ambientes de sedimentación continentales (desecaciones) y marinos (talud arrecifal, turbiditas).

� Conglomerados piroclásticos: Bombas y bloques. Inmaduros texturalmente. Brechas oligomícticas. Se dan en arcos islas y márgenes continentales.

� Conglomerados cataclásticos:

• Brechas de falla (millonitas): Plano de falla. Inmaduros texturalmente. Oligomícticos.

• Brechas de slumps: Borde de taludes. Inmaduros texturalmente. Oligomícicos.

• Brechas de colapso: Disolución evaporitas. Inmaduros texturalmente. Oligomícticos.

� Conglomerados meteóricos: Proceso de craterización. Cortina de emisión. Oligomícticos y polimícticos. Inmaduros texturalmente. Próximos al cráter.

INTRODUCCIÓN Clastos entre 2 y 1/16 mm, y con un porcentaje superior al 50 %. Los sedimentos arenáceos, constituyen la cuarta parte de los depósitos sedimentarios, y en ellos se dan las mayores concentraciones de minerales como el cuarzo. Son muy permeables y actúan como excelentes almacenes de fluidos (petróleo y gas). La gran mayoría de las estructuras que presentan, son depósicionales (ripples, estructuras de flujo, ... )..

COMPOSICIÓN El mineral más frecuente, es el cuarzo, ya que es muy estable y abundante; constituye entre un 60 % y un 20 % del depósito. Fundamentalmente, distinguimos 4 tipos de cuarzo:

- Cuarzo monocristalino de extinción ondulante. - Cuarzo monocristalino de extinción recta. - Cuarzo policristalino con 2-3 individuos. - Cuarzo policristalino con más de 3 individuos.

Los distintos tipos de cuarzo, nos van a ayudar a conocer las áreas de procedencia de las rocas. Otra técnica para conocer las área de procedencia, es la cátodoluminiscencia, que consiste en bombardear la muestra con un cañón de electrones, emitiendo así el cuarzo, distintas luminiscencias: violeta si es plutónica, marrón si es metamórfica, y si los cuarzos han crecido durante la diagénesis, no emiten ninguna luminiscencia. Otro componente muy importante de las areniscas, son los feldespatos, que siempre estarán en un porcentaje menor al 50 %. Los feldespatos son más inestables mecánica y físicamente; En fragmentos de rocas plutónicas, se da ortosa y plagioclasa, y en fragmentos de rocas volcánicas, se da microclina.


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El clima y el relieve influyen mucho en la inestabilidad de los feldespatos: a mayor relieve, evolución más corta, y por lo tanto, mejor conservación de los feldespatos; en un clima árido y relieve fuerte, los feldespatos se conservan muy bien, mientras que en un clima húmedo y de mayor temperatura, se alteran. Hay ciertas técnicas analíticas para averiguar el origen de los feldespatos, como la microsonda (análisis composicional con mucho detalle). En las areniscas, también podemos encontrar fragmentos de roca, que nos indican directamente la procedencia. Podemos tener depósitos constituidos por un 100 % de fragmentos de roca. Los FR so aún más inestables, que los feldespatos. Además, podemos encontrar micas (moscovita, biotita y clorita). También, minerales pesados, es decir aquellos minerales cuya densidad es superior a 2’6; suelen ser bastante resistentes; se presentan en granos más pequeños que los granos de cuarzo, y en un porcentaje menor al 1 %; determinadas asociaciones minerales, nos informan del área fuente. También son muy importantes los elementos intracuencales. Éstos nos van a dar mucha información acerca de la propia cuenca de sedimentación. Pueden ser:

- Bioclastos (carbonáticos y orgánicos). - Elementos inorgánicos estructurados. - Elementos inorgánicos no estructurados (Ej.: fragmentos de yeso). - Diversos minerales.

La matriz En areniscas, la matriz es toda aquella fracción de tamaño inferior a 30 micras, sea cual sea su origen; La mayoría van a ser minerales de la arcilla.

MADUREZ MINERALÓGICA Un depósito es maduro, si hay gran proporción de cuarzo, pocos feldespatos, y pocos fragmentos de roca. Al hablar de madurez mineralógica, nos referimos a un rango comprendido entre 0’5 y 0’25 (arena media). La madurez mineralógica de las areniscas está condicionada por el tamaño de los clastos: según disminuye el tamaño del cuarzo, se da una menor concentración; con los feldespatos ocurre lo mismo, pero con los fragmentos de roca ocurre lo contrario; Así pues, en una turbidita, por ejemplo, en la base vamos a encontrar muchos fragmentos de roca, y en el techo, muchos feldespatos. Se puede utilizar el índice ZTR (Zircón, Turmalina y Rutilo), que establece la proporción entre estos tres minerales pesados (los más resistentes), y el resto de minerales pesados.

CRITERIOS DE CLASIFICACIÓN Los criterios empleados en la clasificación de areniscas, son la composición y la procedencia. Según esto, se establecen 4 tipos fundamentales de clastos:

- nce: clastos extracuencales no carbonáticos (Ej.: cuarzo). - ce: Clastos extracuencales carbonáticos (Ej.: caliza).


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- ci: Clastos carbonáticos intracuencales (Ej.: bioclastos). - nci: Clastos intracuencales no carbonáticos (Ej.: fosfatos).

ARCOSAS � Arenita con más de un 25 % de feldespatos (en mayor porcentaje que los FR).

Presentan colores rosados. � Texturas: Grano grueso. Selección moderada. Cuarzos subredondeados a

subangulosos. Porcentaje de matriz variable. Buena porosidad (>10 %). � Esqueleto: Qm, Qp, feldespato potásico (ortosa o microclina), moscovita y biotita. � Pasta: Matriz illítica y caolinita. Cemenos ferruginosos peliculares, sintaxiales de

cuarzo y feldespatos, o mosaicos de carbonatos. � Origen: Primer ciclo. Granitos y gneises. Reactivaciones tectónicas. Ambientes

intracratónicos. Clima árido y relieve fuerte. � Variedades asociadas: Subarcosas (más maduras) y arcosas arcillosas.

LITOARENITAS (subgrauvaca / protocuarcita) � Arenita con menos de un 25 % de feldespatos (en menor porcentaje que los FR).

Presentan colores grisáceos. � Texturas: Muy variadas. � Esqueleto: Gran diversidad mineralógica, en función de los fragmentos de roca,

dándose sedarenitas (Q reciclados y Qm de extinción recta), filarenitas (Qm de extinción ondulante, Qp, feldespatos y micas), volcarenitas (Qv, plagioclasa y clorita).

� Pasta: Variada. Cementos carbonáticos y matriz arcillosa. � Origen: Segundo ciclo. Erosión supracrustal (sedimentos y metasedimentos).

Procedencia local (depósitos inmaduros). Inicio de grandes ciclos de sedimentación. Regiones tectónicamente activas. Ambiente de sedimentación continental o marino.

� Variedades asociadas: Sublitoarenitas (más maduras) y grauvacas.

CUARZOARENITAS (ortocuarcitas) � Arenita con menos de un 5 % de feldespatos y menos de un 5 % de FR). Presentan

colores blanquecinos o rojizos. � Texturas: Selección muy buena. Cuarzos bien redondeados. Muy poca matriz.

Porosidad muy buena. � Esqueleto: Qm de extinción recta, algún feldespato o chert. ZTR alto. � Pasta: Muy cementadas (carbonatos, cuarzo, ferruginoso, yeso). Cuarzo por

presión-disolución. � Origen: Madurez composicional máxima. Elaboración-reciclado de depósitos

arcósicos o litoareníticos. En bordes de cratones estables. Depósitos costeros o eólicos. Pueden ser de primer ciclo (redondez variable. Qp y Qm de extinción ondulante. Minerales pesados variables), o de segundo ciclo (redondez muy buena. Qm de extinción recta. Minerales pesados estables).

� Variedades asociadas: Sublitoarenitas (más maduras) y grauvacas.

GRAUVACAS � Areniscas con más de un 15 % de matriz. Presentan colores verdosos (mucha matriz

clorítica). Están gradadas en niveles planoparalelos. Se encuentran intercaladas con niveles lutíticos.


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� Texturas: Selección muy pobre. Cuarzos angulosos. Mucha matriz. Porosidad muy mala. Inmaduras texturalmente.

� Esqueleto: Qm de extinción ondulante, Qp, chert, feldespato (plagioclasa), FRM y FRV.

� Pasta: Matriz muy poligénica (illita, clorita, cuarzo, feldespato, ox de hierro, ...). � Tipos: Se pueden dar grauvacas feldespáticas (Fpto>FR), grauvacas líticas

(Fpto<FR), o cuarzograuvacas (Fpto<5 %; FR<5 %). � Origen: Zonas geotectónicas activas asociadas o no a vulcanismo. Depósitos

turbidíticos. Asociadas a volcarenitas y filarenitas. Petrofacies diagenética.

ARENISCAS HÍBRIDAS (Híbrido = mezcla de elementos intracuencales y extracuencales). Son areniscas con elementos intracuencales en un porcentaje superior al 25 %. Pueden ser de varios tipos:

- Glauconíticas: Predomina la glauconita (granos verdes muy llamativos). Tienen un origen marino de salinidad normal; ambiente reductor débil; baja tasa de sedimentación; plataformas continentales cálidas.

- Fosfáticas: Agregados u oolitos. Aportes orgánicos. Se dan en plataformas marinas y en acumulaciones de huesos de vertebrados.

- Calcareníticas: Son muy frecuentes. Producción de carbonatos (orgánicos e inorgánicos). Se dan en plataformas marinas mixtas.

COMPOSICIÓN QUÍMICA Para conocer la composición química de una arenisca, se ataca con ácidos fuertes (Ej.: fluorhídrico), y se realiza un análisis químico de la distribución de los distintos elementos de la disolución obtenida, como se muestra en el ejemplo de la derecha. Si la relación SiO2/Al2O3 (maduro), es alta, se dan cuarzoarenitas. Si esta relación es baja (inmaduros), se pueden dar grauvacas feldespáticas (Na2O>K2O), arcosas (Na2O<K2O), o arenitas líticas (pobres en metales alcalinos).

PROCEDENCIA La procedencia es el estudio de todos los factores que intervienen en la génesis de los depósitos arenosos. Para ello, tendremos que estudiar el clima, el transporte, la composición del área fuente, ...

MINERALES INDICADORES � El cuarzo nos informa de la naturaleza del área fuente por sus diversas

tipologías, o por análisis de cátodoluminiscencia.

SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O TiO2

95.4 1.1 0.4 0.2 0.1 1.6 0.1 0.2 0.2

cuarzoarenita


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� Los feldespatos, por su composición química, zonados y estructuras cristalina, así como por sus limitaciones (alteraciones, abrasión, modificaciones diagenéticas, ...).

� Los fragmentos de roca, nos informan directamente de la naturaleza del área fuente.

� Los minerales pesados, por sus asociaciones características.

TECTÓNICA Y COMPOSICIÓN La litología del área fuente está condicionada por el ambiente geotectónico. Así, según Dickinson, se podrían diferenciar 4 ambientes geotectónicos según la composición de los depósitos arenosos:

- Cratones estables: Zonas continentales, plataformas pasivas. Se dan cuarzoarenitas.

- Basamentos elevados: Hombreras de rift, rupturas de fallas transformantes. Hay importantes granitizaciónes (depósitos cuarzo-feldespáticos). Se dan arcosas.

- Arcos magmáticos: Se dan litoarenitas con muchos fragmentos volcánicos. - Orógenos reciclados: Cinturones orogénicos erosionados.

AMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN - Ambientes fluviales: Hay depósitos de canales, lo que indica que las áreas

fuente están próximas. Son depósitos inmaduros composicionalmente. Se suelen dar litoarenitas o arcosas.

- Ambientes eólicos: Depósitos que se dan en las dunas. Presentan una gran madurez textural porque son ambientes muy selectivos. Buena redondez y selección. Buenos reservorios, con gran porosidad y poca matriz.

- Ambientes deltáicos: Se pueden dar varios tipos de deltas: • Actúa la fuerza del río (delta del Missisipi): Depósitos arenosos

deltáicos parecidos a los depósitos fluviales. • Actúa la fuerza del oleaje (delta del Nilo): Depósitos arenosos bastante

maduros. • Actúa la fuerza de la marea: Se forman barreras e islas longitudinales.

Depósitos de componentes intracuencales, relacionados con los depósitos de estuarios.

- Ambientes marinos (turbidíticos): Niveles arenosos con buena granoselección, intercaladas con depósitos de lutitas.

• Zonas relacionadas con los cratones estables (turbiditas de borde de

placa estables): Depósitos bastante maduros. Se dan subarcosas y sublitoarenitas.

• Zonas relacionadas con arcos magmáticos: Depósitos inmaduros. Puede haber clastos intracuencales orgánicos o inorgánicos. Selección mala. No son buenos reservorios.


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INTRODUCCIÓN La diagénesis es el conjunto de transformaciones físicas y químicas que sufren los sedimentos después de su depósito, y antes del metamorfismo o meteorización. La diagénesis está condicionada por la temperatura (inferior a los 250º), la presión (inferior a 7 Kb), tiempo, pH, eH, salinidad de las aguas diagenéticas, ...

ETAPAS DIAGENÉTICAS - Eodiagénesis: Primera etapa de enterramiento, caracterizada porque el agua que

está empapando al sedimento es el agua del ambiente de sedimentación. Es una etapa relativamente corta: desde la sedimentación del material, hasta que los materiales quedan descolgados de las aguas del ambiente de sedimentación.

- Mesodiagénesis: Se da un ambiente cerrado termodinámicamente. Dificultad en la circulación de aguas (muy alcalinas). Los procesos diagenéticos son más lentos. Es una etapa de enterramiento profundo.

- Telodiagénesis: Es la puesta otra vez en contacto, del material con aguas meteóricas superfiales.

PROCESOS DIAGENÉTICOS - Compactación: Todos aquellos procesos producidos por la presión litostática

sobre el sedimento. La principal consecuencia de la compactación, es la pérdida de porosidad, expulsándose el agua hacia arriba. La pérdida de porosidad, se puede inhibir con el efecto de sobrepresión (un nivel arcilloso, al ser impermeable, impide el flujo ascendente del agua). Se dan dos tipos de compactación:

• Compactación física (mecánica): Respuesta mecánica a la presión litostática. Los granos se aprietan más, ocupan granos vacíos, e incluso pueden romperse, o deformarse (dúctiles).

• Compactación química: Los granos rígidos de cuarzo, se disuelven, dando contacto longitudinales y saturados. Tiene lugar a mayor profundidad que la compactación mecánica.

- Cementación: Precipitación de un mineral, al sobrepasar el producto de solubilidad las aguas diagenéticas, con el aumento de temperatura. Al igual que la temperatura, hay otros procesos que favorecen la cementación, tales como la mezcla de aguas, o aguas que ascienden de niveles lutíticos intercalados.

• Cemento de cuarzo: Son cementos sintaxiales (raros en mosaicos), visibles por la existencia de un cemento pelicular previo, uniones triples a 120º, densidad de contactos largos, o cátodoluminiscencia. La sílice puede ser autóctona (formada en el mismo estrato, por presión-disolución, transformaciones minerales y contactos de presión), o alóctona (por fluidos freáticos, fluidos de lutitas intercaladas, no se dan contactos de presión)

• Cemento de feldespato: Cementos sintaxiales de feldespato potásico y albita. Son muy tempranos. Se dan en ambientes alcalinos (marino), y de mezcla de aguas.

• Cemento de carbonatos: Es muy frecuente en areniscas. Amplia variedad textural y mineralógica. Aparece en las tres etapas de la diagénesis. Los carbonatos se pueden originar por acumulación de


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exoesqueletos, en aguas alcalinas de ambientes sedimentarios o por la maduración de la materia orgánica.

- Generación de matriz diagenética: La matriz diagenética, se puede formar por recristalización (ortomatriz), por deformación y disgregación (pseudomatriz), y por alteración y reeplazamiento (epimatriz); También por neoformación, rellenando poros (pore-filling) o rodeándolos (pore-lining).

- Transformaciones minerales: Reemplazamientos de unos minerales por otros. Un mineral reemplaza a otro cuando el nuevo mineral no tiene sitio donde crecer, y ocupa el espacio del otro mineral, más débil en las condiciones diagenéticas. El reemplazamiento debe darse rápidamente mediante un proceso de disolución (del mineral anterior) y cementación (del nuevo mineral). Se dan varios tipos de reemplazamientos:

• Reemplazamiento: Un mineral crece a expensas de otro, ocupando su lugar.

• Alteraciones: El nuevo mineral conserva la mayor parte de la estructura antigua del mineral previo.

• Disolución incongruente: Se extraen una serie de cationes o aniones y dejamos un nuevo mineral constituido por restos del antiguo mineral.

- Generación de porosidad secundaria (disolución): Aunque en los procesos diagenéticos, la tendencia es ir perdiendo la porosidad, existen reacciones químicas que dan lugar a fenómenos de disolución, aumentando la porosidad (porosidad secundaria). Los más fáciles de disolver, son los carbonatos (ambiente ácido).

TENDENCIAS DIAGENÉTICAS � Cuarzoarenitas: Esqueleto rígido: escasa compactación mecánica. Compactación

química importante: cuarzo autóctono. Porosidad primaria: se mantiene a elevada profundidad. Carbonato temprano. Muy buena porosidad secundaria. Escasas transformaciones diagenéticas (diagénesis muy poco intensa).

� Arcosas: Compactación mecánica de micas y cantos blandos. Compactación química menos importante. Transformaciones de feldespato potásico a illita o caolinita. Cementos tempranos (caolinita), cementos sintaxiales de cuarzo y feldespato, y cementos ferruginosos. Carbonato mesodiagenético agresivo. Gran porosidad secundaria (disolución del carbonato).

� Litoarenitas: Esqueleto muy poco rígido. Compactación mecánica muy intensa (pseudomatriz). La porosidad primaria se cierra a escasa profundidad. Composición química casi ausente. Cementos escasos. Parches carbonáticos mesodiagenéticos. Escasa porosidad secundaria. Importantes transformaciones a minerales de la arcilla. Procesos de grauvaquización.

INTRODUCCIÓN


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Los depósitos arcillosos, constituyen la mitad del registro sedimentario. Los depósitos generados son útiles en la industria de la construcción, cerámica, absorber la radioactividad, ... Pueden ser lutitas aleuríticas (1/16 – 1/256 mm) o lutitas arcillosas (<1/256 mm). El término equivalente para el sedimento es pelitas aleuríticas y pelitas arcillosas; para rocas metamórficas, metacuarcita y metapizarra.

TEXTURAS Y ESTRUCTURAS Las lutitas tienen una propiedad llamada fisibilidad, que es una especie de pizarrosidad muy poco desarrollada (como pequeños planos en el depósito). Esto hace que las lutitas se rompan en pequeñas lajas. Si tienen estas estructuras, podemos hablar de ortopizarras, pese a que los planos no son tan perfectos como los que presentan las pizarras. Para estudiar otro tipo de estructuras y texturas, debemos usar un microscopio electrónico de barrido. Podemos usar además, RX, microsonda, análisis diferencial, ... Mediante procesos de transformación, se obtiene Illita y Caolinita, lo que genera las “pelitas residuales”. Éstas no sufren ningún tipo de transporte, forman los niveles de erosión de los suelos, y más tarde, mediante el transporte, se pueden obtener las “pelitas

detríticas”, que llegan a cuencas de sedimentación, donde se produce una interacción con el medio.

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA Los principales minerales de la arcilla son la clorita (se da en ambientes de sedimentación, como mineral detrítico; es tan estable como la illita; se puede neoformar en ambientes reductores alcalinos), la esmectita (frecuente en ambientes hidratados y alcalinos), la caolinita (se da en ambientes ácidos) y la illita (se puede encontrar detrítica, como depósito de pizarras). Los minerales de la arcilla aumentan según desciende el tamaño de los clastos.

COMPOSICIÓN QUÍMICA Según desciende el porcentaje de sílice, aumenta la alumina y el número de cationes de Na y Ca. La igninción aumenta cuando disminuye el tamaño de grano; Está relacionada directamente con el contenido en materia orgánica.

EL COLOR DE LAS LUTITAS En los depósitos rojos, amarillos o anaranjados, encontramos el hierro en estado oxidado (Fe3+: férrico). Los depósitos verdes o grisáceos, indican que el hierro se encuentra en estado reducido (Fe2+: ferroso).


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CLASIFICACIÓN SEGÚN SU GÉNESIS - Lutitas residuales: Asociadas a procesos edáficos. Los minerales de la arcilla

se dan por la transformación de rocas alteradas. El carácter del depósito está en función del clima, del drenaje y de la roca madre.

• Clima árido: Lutitas enriquecidas en Ca (nódulos: caliches). Por capilaridad y evaporación de agua. Pueden estar enriquecidas en Fe (Ferricretas) o en Si (silicretas).

• Clima húmedo: Intenso lavado; empobrecimiento de cationes móviles y permanencia de los mas solubles (Al, Fe). En clima tropical, se dan lateritas (Fe2O3), bauxitas (Al2O3) y caolinita.

- Lutitas detríticas continentales: Minerales de la arcilla transportados: degradados.

• Ambiente fluvial: Llanuras de inundación. En clima semiárido, se dan lutitas rojas con nódulos de carbonato cálcido. Se da illita y caolinita (alteración de silicatos en el área fuente).

• Ambiente lacustre: Muy variables, según la geoquímica de las aguas, el clima y la producción orgánica. Fisibilidad. Minerales de arcillas detríticas y neoformadas.

- Lutitas detríticas marinas: Minerales de la arcilla transportados: degradados. - Otras lutitas:

• Lutitas ricas en M.O.: Si poseen entre un 3 y un 10 % de C orgánico, se denominan lutitas carbonáceas y bituminosas, y si poseen más de un 10 %, se llaman oil shales. Alta producción orgánica. Pueden ser marinas o lacustres. Rocas madre de hidrocarburos. Concentración de Cu, Pb, Zn, Mo, V y U.

• Loess: Origen eólico. Cuarzo de tamaño limo grueso. Bien seleccionados. De color claro.

• Lutitas volcanoclásticas: Alteracion de cineritas. Se puede dar una concentración de montmorillonita (bentonita) o de caolinita (tonstein).

DIAGÉNESIS DE LUTITAS � Compactación: Partimos de una porosidad del 70 % aproximadamente (en

areniscas era del 40 %). La reducción de la porosidad es casi nula en los dos primeros depósitos. El agua fluye hacia arriba; perdemos porosidad y ganamos densidad. Cuanto mayor densidad, más compactación, menos porosidad, y menos cantidad de M.O. (Ej.: petróleo).

� Transformación de minerales de la arcilla: - Illita: Al ser sometida a diagénesis (ha sufrido transporte anteriormente), se va

reestructurando; necesita potasio, aumentando así su cristalinidad durante la diagénesis.

- Esmectitas: Sometidas a diagénesis, pierden agua, apareciendo illitas e interestratificados (término medio entre illitas y esmectitas). Al avanzar la diagénesis, los interestratificados pasan a illita o clorita, dependiendo de los cationes que nos encontremos en el medio.

- Caolinita: Al aumentar las condiciones de P y T, tiende a transformarse en illita o clorita. Es inestable en medios de alta alcalinidad (producido por la diagénesis).


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Petrología Sedimentaria I

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