Petrología Sedimentaria II

PETROLOGÍA SEDIMENTARIA I

INTRODUCCIÓN Entendemos por roca carbonática, una roca sedimentaria con más del 50 % de componentes carbonáticos; Si está compuesta por un 100 % de calcita, hablamos de caliza, y si la roca está compuesta de dolomita, la denominamos dolomita. El término roca carbonática, implica tanto rocas como sedimentos no consolidados; Nosotros nos vamos a referir sólo a rocas carbonáticas intracuencales. Las rocas carbonáticas son muy porosas y permeables, pudiendo así constituir grandes reservorios de petróleo o acuíferos; Además, tienen muchas aplicaciones industriales. Presentan mucho contenido fosilífero, que nos va a permitir averiguar las condiciones de la cuenca de sedimentación. Constituyen entre un 20 y un 25 % de las rocas sedimentarias. Aparecen desde el Precámbrico. Actualmente, se producen carbonatos en un cinturón ecuatorial comprendido entre 23’5º N y 23’5º S; En la actualidad se producen muchos menos carbonatos, debido a la bajada del nivel del mar. Metodología y técnicas de estudio � Observaciones de campo

- Geometría externa (lóbulos, capas, canales, ...) - Continuidad lateral - Litología (descripción de facies) - Contenido fosilífero (conservación, ordenación, reelaboración, ...) - Contactos entre estratos - Procesos diagenéticos - Asociación de facies - Muestreo

� Trabajo de laboratorio - Microscopio y lupa binocular

+ Sección pulida + Réplica de acetato + Lámina delgada + Plastificado + Tinciones selectivas + Catodoluminiscencia + Microscopia electrónica

- Técnicas analíticas + Difracción de rayos X + Fluorescencia + Geoquímica isotópica

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA Las rocas carbonáticas están constituidas por grupos carbonatos; Estos grupos pueden tener calcio o no. Carbonatos con calcio


� Calcita: [CaCO3] Carbonato romboédrico sin calcio; está altamente representado en la superficie. Puede estar constituyendo elementos esqueléticos, no esqueléticos o cementos. El Ca se puede sustituir por Mg; Si entra mucho Mg, se denomina HMC, y si hay poco Mg (<4 % moles de Mg), se denomina LMC. La calcita es muy estable durante la diagénesis. La estructura de la calcita está constituida por capas de octaedros ligeramente distorsionados de Ca. Los enlaces O-C, van a coincidir con los ejes de simetría. Cuando se produce sustitución por Mg, la estructura sufre una distorsión, y la estructura deja de ser tan estable.

� Dolomita: [CaMg(CO3)2] Carbonato rómbico con Ca y Mg. Esta asociada directamente con procesos diagenéticos, es decir, no existen elementos esqueléticos dolomíticos. Es muy raro encontrarlo como precipitado primario; Es muy estable. Presenta una estructura en capas de octaedros de Mg; Según entra Mg en la estructura, los O tienden a acercarse a los Mg. La calcita y la dolomita forman una serie de soluciones sólidas. A veces en la dolomita, se puede dar sustitución de algo de Ca por Fe, dándose la dolomita ferrosa. La dolomita, se puede distinguir de la calcita mediante tinciones (la calcita se tiñe de rojo y la dolomita no); La calcita es soluble en HCl y la dolomita no; La dolomita puede presentar una coloración rosada debido al contenido en carbonato ferroso, que se altera a férrico.

� Aragonito: [CaCO3] Carbonato ortorrómbico con calcio. Polimorfo metaestable de la calcita. Presenta una estructura sencilla en capas de poliedros, donde los Ca se enlazan con 9 oxígenos.

� Vaterita: [CaCO3] Polimorfo metaestable de la calcita. Presenta una estructura hexagonal. Es muy parecida al aragonito. En la actualidad, se encuentra como biomineral asociado a ciertos organismos.

� Monohidrocalcita: [CaCO3*H2O] Carbonato hidratado metaestable. Se da como componente biomineral en algunos esqueletos.

� Ankerita: [Ca(Mg,Fe)CO3] Se asocia a la materia orgánica. Se encuentra en ambientes reductores.

Carbonatos sin calcio � Magnesita: [MgCO3] � Siderita: [FeCO3] � Rodocrosita: [MnCO3] � Otavita: [CdCO3] � Smithsonita: [CoZnCO3] � Stroncianita: [SrCO3] � Cerusita: [PbCO3] � Witherita: [PbCO3] � Natrón: [NaCO3*H2O] Se encuentra en cuencas evaporíticas como precipitado

químico. � Trona: [Na2CO3HNaCO3*2H2O] Al igual que el natrón, se encuentra en las

cuencas evaporíticas como precipitado químico. Componentes no carbonáticos Se trata de componentes que llegan a la cuenca. Como no son fácilmente atacables, se les denomina residuo insoluble. Distribución mineralógica a través del tiempo En ambientes marinos, se da HMC, aragonito y carbonatos de Mg hidratados (casos extremos); En ambientes continentales, se da LMC. En ambos casos, los carbonatos


secundarios que aparecen son calcita y dolomita. Sin embargo, a lo largo de los tiempos geológicos, ha habido períodos en los que en las aguas marinas ha precipitado LMC. Deducimos pues, que se han producido variaciones en la mineralogía de los carbonatos; Así, en el Paleozoico, había muchos invertebrados que producían LMC; En el Cenozoico, los invertebrados producían HMC y aragonito; En el Mesozoico, se daba la producción de LMC, HMC y aragonito.

PROCESO FORMATIVO DE CARBONATOS La solubilidad de la calcita en agua pura es muy baja, pero con una pequeña cantidad de CO2 en el agua, la solubilidad de la calcita aumenta bruscamente. Los procesos más importantes que se dan, son los de disolución-precipitación, regidos por el sistema CO2-H2O-CaCO3. Podremos definir una constante de equilibrio:

)(

))((

3

23

2

aCaCO

aCOaCaK

−+

=

siendo a la actividad iónica de un ión, es decir, el porcentaje de ese ión que queda libre en la disolución.

)3)(()( 23

23

−+= aCOaCaaCaCOPAI

si PAI>K, el agua está sobresaturada y precipita calcita si PAI=K, el agua está saturada y se da el equilibrio

si PAI<K, el agua está subsaturada y la calcita se disuelve El sistema se pude resumir en una sola reacción:

−+ +⇔++ HCOCaCaCOOHCO 32

322 2

En ambientes ácidos, donde la presión parcial de CO2 es alta, la reacción se desplaza hacia la derecha; En medios básicos, se desplazará hacia la izquierda, ya que la presión parcial de CO2 es baja. El problema aragonito-calcita

� Agua de mar saturada en calcita y aragonito. � Sedimentos actuales con aragonito y HMC.

Factores que controlan la precipitación de aragonito y HMC � Alta sobresaturación. � Alta temperatura. � Presencia de compuestos orgánicos. � Presencia de Sr2+. � Presencia de Mg2+, que inhibe la precipitación de LMC.

Composición química de los carbonatos Para determinar la composición química de los carbonatos, utilizamos los análisis normativos. En función de la abundancia, tenemos:

� Elementos mayores (>1% en peso): No se observan variaciones en los CaO y CO2; sólo se dan variaciones en el Mg. En calizas, son CaO y CO2, y en dolomías, CaO, CO2 y MgO.

� Elementos menores (0’1-1% en peso): Entran sustituyendo a los iones de igual carga y radio iónico parecido al del Ca. Son MnO, FeO, MgO y SrO.

� Elementos traza (<0’1% en peso): Pueden entrar en la estructura, aprovechando defectos en la red, en inclusiones fluidas, o absorbidos por la red.


FACTORES QUE AFECTAN AL EQUILIBRIO DEL SISTEMA CO2-H2O-CaCO3 � Factores químicos

• pH

• CO2: En medios donde se descompone materia orgánica, se libera CO2, y por tanto aumenta la disolución de carbonatos. La presión parcial de CO2 aumenta con la profundidad, y por lo tanto, el grado de disolución del carbonato, también.

- Efecto del ión común: La presencia de sales de calcio favorece la precipitación de carbonato cálcico.

- Efecto salino: Cuando en la disolución acuosa tenemos electrolitos fuertes, como el NaCl o MgCl2, favorecen la disolución de carbonatos.

- Efecto inhibidor del Mg2+: La presencia de iones como Mg2+,

Li+,..., inhiben la precipitación de la calcita; sobre todo, el Mg2+. � Factores físicos

• Temperatura: Las temperaturas elevadas favorecen la bajada de la presión de CO2; Al evaporarse el CO2, se induce la precipitación de carbonatos.

• Presión hidrostática y nivel de compensación de los carbonatos: Un aumento en la presión hidrostática, supone un aumento de la presión parcial de CO2, y por lo tanto, favorece la disolución de los carbonatos. A partir de los 100 metros, empieza los procesos de disolución, que aumentan ligeramente hasta los 4000 metros, donde se compensan con los aportes de sedimentos carbonáticos de las plataformas cercanas. Por debajo de los 4000 metros, la disolución de los carbonatos, se dispara; este punto de inflexión se denomina lisoclina, y por debajo de él, sólo se producen la disolución de carbonatos (nivel de compensación de los carbonatos). El nivel de compensación del aragonito, se da a menor profundidad que el de la calcita. El nivel de compensación de los carbonatos, en general, varía con la latitud (menor profundidad en aguas más frías).

� Factores biológicos: Los propios organismos son selectivos de precipitar un tipo de carbonato u otro.

GEOQUÍMICA DE LOS CARBONATOS Está condicionada por la geoquímica original, que a su vez está condicionada por la hidroquímica del medio de sedimentación. En aguas marinas, la proporción de Mg2+ y Sr2+ es alta, mientras que la de Fe2+ y Mn2+ es baja; Por lo tanto los precipitados van a ser aragonito (Sr2+) y HMC (Mg2+). En aguas marinas, la proporción de Mg2+ y Sr2+ es alta, mientras que la de Fe2+ y Mn2+ es baja; Por lo tanto los precipitados serán de LMC. Geoquímica postdeposicional o diagenética Las aguas diagenéticas tienen altas proporciones de Mg2+, Sr2+, Fe2+ y Mn2+; Los precipitados también tendrán altas concentraciones de estos iones. La hidroquímica de las aguas diagenéticas es bastante compleja. Los sedimentos formados por LMC preservan la geoquímica inicial, presentando así, pocas variaciones. Los depósitos de HMC, normalmente pasan a LMC liberando Mg2+. El aragonito se disuelve o pasa a fase estable (calcita), conservando el alto contenido en Sr2+. Este alto contenido en Sr2+, también se puede explicar por la presencia de


compuestos de Sr2+; Este alto contenido en Sr2+, también puede deberse a la presencia de compuestos ricos en Sr2+ provenientes de una diagénesis marina. Una relación Mg/Ca alta nos puede indicar un proceso de dolomitización (proceso frecuente durante la diagénesis). La presencia de Mg y Fe2+ nos indica condiciones reductoras. Las diversas mediciones las vamos a realizar en función de las relaciones entre C13 y C12, así como entre O18 y O16; Aplicaremos las siguientes fórmulas:

100012

13

12

13

12

13

13 ×

−

=

patrón

patrónmuestra

CC

CC

CC

Cδ

100016

18

16

18

16

18

18 ×

−

=

patrón

patrónmuestra

CO

OO

OO

Oδ


La estructura de una roca carbonática está íntimamente relacionada con los procesos formativos.

LA FÁBRICA La fábrica de una roca carbonática está constituida por cristales en mosaicos (fábrica cristalina), o cristales agrupados formando granos (fábrica clástica); Una tercera fábrica, es la fábrica organógena, relacionada con el crecimiento in situ de organismos. En las fábricas cristalinas tendremos una textura esparítica debida a la precipitación directa de cristales de esparita (espeleotemas), aunque también se puede deber a procesos diagenéticos o de reemplazamiento (Ej.: dolomitización) En las fábricas clásticas encontramos granos de origen orgánico e inorgánico; Estas fábricas son típicas de las calcarenitas y se presentan en la mayor parte de las rocas carbonáticas. Estas fábricas nos ayudan a interpretar el ambiente de sedimentación. En carbonatos, el cemento más importante es el esparítico (>10 µ), aunque también puede haber cemento micrítico. Los granos pueden tener, a su vez, textura micrítica o esparítica dependiendo del tamaño de los cristales que lo forman.

CARACTERES TEXTURALES El significado sedimentológico que se puede extraer de las texturas, es menor que en rocas detríticas. Las interpretaciones ambientales las haremos según los tipos composicionales. En carbonatos, el transporte que sufre un grano es muy local y restringido, por lo que el transporte no influye en las modificaciones texturales de dicho grano. El tamaño y forma van a depender del tipo de organismos (varias modas); Ocurrirá lo mismo con determinados granos inorgánicos. Los distintos tipos de organismos van a presentar distintas arquitecturas características de cada uno, por lo que los sedimentos van a tener una textura distinta. Otro factor que influye en la modificación de tamaños, es la destrucción debida a la acción biológico. Un rasgo textural que si va a ser muy importante, es la presencia de matriz micrítica, ya que este tipo de matriz se presenta en ambientes poco energénticos (lagoon, etc.).

GRANOS ORGÁNICOS Son los granos esqueléticos. Van a constituir los restos esqueléticos formados por los organismos a través de sus funciones vitales. Estos restos pasan (enteros o fragmentados) a los sedimentos. En la construccion de estos esqueletos, el proceso que interviene es la biomineralización. Algunos organismos no construyen esqueletos rígidos de carbonatos, pero sí bioinducen la formación de éstos. Cada grupo de organismos va a secretar un tipo de esqueleto (HMC, LMC, Ar), independientemente


del ambiente de sedimentación; Esto ha variado a lo largo de los tiempos geológicos. La distribución de los organismos en los ambientes de sedimentación, se debe únicamente a los factores ambientales. Funciones en la génesis de carbonatos � Productores de sedimento:

• Productores de arenas: Esqueletos bastante rígidos. • Productores de barro calcáreo: Por algas o por acumulación de

microorganismos. � Atrapadores o fijadores de sedimento: Formación de estructuras organógenas. � Organismos de esqueleto calcáreo, normalmente bioconstructores que construyen

edificios llamados biohermales. � Organismos incrustantes: Intervienen de manera activa en el desarrollo de las

bioconstrucciones (influyen en la cementación). � Organismos que degradan el sedimento carbonático:

• Borers: Taladran. • Burrowers: Penetran en el sedimento. • Gralers: Rascadores. • Browsers: Removilizan el sedimento por ingestión. • Predadores

PRINCIPALES GRUPOS BIOMINERALIZADORES Algas calcáreas bentónicas

� Rodofíceas: Paleozoico - Actualidad. Algas rojas coralinas. Marinas coloniales (laminares o ramificadas). Se caracterizan por tener una microestructura celular muy tupida de tejidos tenues de calcita microcristalina. Inicialmente, se constituyen de HMC, pero pasan a tener una composición LMC. Juegan un papel cementante muy importante en los arrecifes. Se dan en ambientes con alta energía. Si la colonia incrusta un objeto, hablamos de rodolitos (tipo de oncolito: grano con envuelta micrítica).

� Cianofíceas: Precámbrico - Actualidad. Algas azul-verdosas. Son muy importantes en la formación de sedimentos carbonáticos; Bioinducen carbonatos atrapándolos y fijándolos a lo largo del filamento. Presentan una estructura filamentosa. Intervienen en la formación de estromatolitos y oncolitos. Además, tienen una actividad perforadora (borers), que dan lugar a procesos de micritización. Se dan en ambientes continentales y marinos (supramareales, lacustres, submareales, ... etc.). Los estromatolitos son estructuras producidas por el atrapamiento y fijación de carbonatos como consecuencia de procesos metabólicos de cianobacterias; en ellos se observa una alternancia entre sedimento carbonático y micrita; tienen dos etapas de crecimiento: colonización (biuding) y fijación (trapping); Son muy importantes en el precámbrico; Según los factores ambientales, pueden darse estromatolitos laminares (en zonas supramareales de energía muy baja; asociados a minerales evaporíticos, huellas de desecación y porosidad fenestral), domos estromatolíticos (en ambientes de energía moderada), y estromatolitos columnares (en ambientes de alta energía). Los oncolitos (tipo de oncoide) son estructuras formadas cuando las cianobacertias colonizan un objeto; se trata de envueltas micríticas o esparíticas irregulares, que dan estructuras esféricas o subesféricas con una microestructura filamentosa; tienen un tamaño variable.


� Codiácceas (clorofíceas): Se dan en medios marinos someros (lagoon y arrecifes); Plantas segmentadas y ramificadas; Productores de sedimento; Morfologías circulares, ovoides y alargadas; Mineralogía inicial en aragonito.

� Dasicladáceas (clorofíceas): Igual que las codiáceas. � Caráceas (clorofíceas): Continentales y/o salobres; Productores de sedimento;

Calcitizan las cápsulas reproductoras y los tallos; Secciones características esféricas-elípticas de tubos dispuestos en espiral; Tamaño variable; Paredes de calcita fibrosa; Mineralogía inicial en LMC.

Algas calcáreas planctónicas Jurásico – Actualidad. Son algas planctónicas marinas. Productores de sedimento por acumulación. Forman cocolitos; El tamaño de las cocosferas varía entre 10 y 100 µ. Mineralogía en LMC. Foraminíferos Paleozoico - Actualidad. Protozoos provistos de caparazón calcáreo. Formas y características muy variables. Normalmente, son marinos. Tamaño entre 0’05 µ y 2 cm. Grupo muy complejo según microestructuras y mineralogía. Productores de sedimento e incrustantes.Clasificación en relación con el tamaño y la microestructura de la concha:

� Aglutinados: Marinos. Pared aglutinada. El principal grupo, son los orbitolínidos (orbitolinas): Macroforaminíferos bentónicos de sección axial en forma de sombrero de segador y mineralogía inicial en HMC.

� Microgranulares: Paleozoico. Marinos. Pared microgranular de granos de micrita cementados por calcita. El grupo principal, son los fusulínidos (fusulina).

� Aporcelanados: Marinos y salobres. Conchas micríticas sin perforaciones. Paredes de cristales de micrita desorganizados. Son blancos con luz directa y oscuros con luz transmitida. Mineralogía inicial en LMC. Los principales tipos son las alveolinas y miliólidos.

� Hialinos: Marinos y salobres. Conchas con diminutas perforaciones. Textura esparítica. Mineralogía inicial en HMC, LMC y Ar. Los principales tipos bentónicos, son los nummulítidos y los orbitoídidos; los principales planctónicos, son los globigerínidos.

Moluscos � Gasterópodos: Marinos y continentales. Productores de sedimento y

bioconstructores. Concha cónica típica en sección delgada. Microestructura variada. Mineralogía inicial en Ar y LMC (pasa a calcita). En sección, se pueden confundir con los foraminíferos.

� Bivalvos: Marinos y continentales. Productores de sedimento y bioconstructores. Su esqueleto se compone de dos valvas articuladas. En el microscopio, se observan secciones alargadas de las valvas. Microestructura variada. Mineralogía inicial de LMC y Ar o mixta.

� Cefalópodos: Marinos. Productores de sedimento. Esqueleto de concha única. Los principales grupos, son los ammonoideos, nautiloideos y belemnites. Microestructura prismática (muy axial). Mineralogía inicial en Ar.

Braquiópodos Paleozoico - Actualidad. Marinos. Productores de sedimento y bioconstructores. Esqueleto formado por dos valvas en dos capas: La capa externa (fina), está compuesta de fibras de calcita perpendiculares a la concha, y la capa interna (gruesa) está constituida de fibras de calcita oblicuas. Las conchas pueden ser impuntata (conchas no


perforadas), puntata (conchas perforadas) o pseudopuntata (perforaciones que acaban desarrollando espinas). Mineralogía inicial de HMC y LMC. Se diferencian con los bivalvos, en el espesor de las conchas, en la capa externa, en la presencia de espinas y en la microestructura lamelar oblicua. Corales Paleozoico - Actualidad. Marinos. Formas solitarias y coloniales. Bioconstructores y productores de sedimento. Buenos indicadores paleoecológicos. Habitan en ambientes de luz intensa, aguas limpias y temperaturas que ronden los 20 ºC. Mineralogía inicial de Ar y calcita. Esqueleto compuesto por fibras de Ar o calcita en agregados radiales. Las fibras de Ar no se suelen conservar (se suelen disolver, dando lugar a porosidad móldica). Esponjas Paleozoico - Actualidad. Marinos bentónicos. Formas solitarias y coloniales. Morfologías muy variables. Bioconstructores y productores de sedimento. Degradantes de sustratos carbonáticos. Esqueleto con espículas. Pueden ser calcisponjas (mineralogía inicial de Ar o calcita) o silicisponjas (mineralogía inicial de ópalo). Briozoos Paleozoico - Actualidad. Marinos bentónicos. Formas coloniales ramificadas e incrustantes. Morfologías muy variables. Productores de sedimento e incrustantes. El tamaño de las colonias oscila entre algunos milímetros a medio metro. El tamaño de las zoecias es aproximadamente, 1 mm. La pared tiene una microestructura celular de micrita. Mineralogía inicial en Ar o calcita. Equinodermos Paleozoico – Actualidad. Marinos salobres y bentónicos. Morfologías muy variables: Asteroideos (estrellas de mar), equinoideos (erizos), crinoideos (lirios de mar), ... etc. Productores de sedimento. Degradantes de sustratos carbonáticos: Los erizos son raspadores (grazers), y se dan equinodermos ingestores (browsers). El esqueleto está compuesto de placas (frecuentemente micritizadas) y espinas de cristales únicos. El tamaño de las placas va hasta los 30 mm y el tamaño de las púas hasta los 130 mm. Mineralogía inicial en HMC. Se dan cementos sintaxiales a favor de los restos; suelen presentar bordes micríticos; algunas placas presentan un punteado característico debido a la porosidad. Ostrácodos Paleozoico - Actualidad. Invertebrados bentónicos. Marinos, salobres y dulceacuícolas. Caparazón bivalvo. Las valvas se componen de dos capas: una calcárea y otra quitinosa que no se va a conservar. Dar granos esqueléticos característicos en forma de media luna. Tamaño medio de 1 mm, aunque pueden llegar a medir 60 mm. Microestructura prismática lamelar. Similitud con bivalvos y foraminíferos. Se suelen asociar a carofitas, cianobacterias y gasterópodos en facies continentales.


Los granos no esqueléticos, son aquellos granos deposicionales derivados de material no esquelético; Pueden ser de naturaleza orgánica o carbonática. En su formación intervendrán procesos mecánicos, procesos de precipitación inorgánica y procesos orgánicos de bioinducción de carbonatos. Se dividen en: � Coated grains

• Ooides • Oncoides

� Peloides y pelets fecales � Intraclastos � Granos compuestos

COATED GRAINS Granos no esqueléticos constituidos por envueltas micríticas. Su origen es muy variado. Basándonos en la microfábrica, distinguimos: � Ooides: Presentan envueltas muy regulares. Según el tamaño, se dividen en:

� Oolitos: Tamaño menor de 2 mm. Formas esféricas a subesféricas. En sección, presentan una microestructura en láminas concéntricas muy regulares. El núcleo puede tener una composición muy diversa. Ráramente, presentan cubiertas no simétricas. Pueden darse en ambientes marinos y continentales; Forman la roca denominada oolita. Su origen, normalmente es inorgánico; La presencia de microorganismos, favorece el crecimiento de los oolitos normales (varias envueltas) y oolitos compuestos (varios oolitos con envueltas concéntricas comunes). Su mineralogía es normalmente aragonítica, aunque también puede ser de calcita o biominerales. La microfábrica en oolitos actuales, puede ser al azar, en envueltas tangenciales o en envueltas radiales; Los factores que controlan el tipo de microfábrica, son la geoquímica de las aguas y la energía del medio: los oolitos radiales se suelen dar en ambientes de baja energía (lagoones protegidos), y en HMC; Los oolitos tangenciales se suelen dar en ambientes muy energéticos (crestas de barras); Este tipo de oolitos, suelen ser aragoníticos, y vistos al microscopio con nícoles cruzados, presentan una cruz axial característica. Los oolitos fósiles están calcitizados y presentan una estructura relicta, están disueltos y cementados por esparita, micritizados y con una fábrica radial (LMC); La porosidad que presentan (porosidad oomóldica), se debe a que la composición mineralógica inicial era aragonítica.

� Pisolitos: Tamaño mayor de 2 mm. Morfologías esféricas y elongadas. Origen vadoso. Precipitación físico-química de carbonato cálcico. Se dan en climas


semiáridos. Se pueden confundir con los oncolitos (pero éstos no tienen envueltas tan regulares).

� Oncoides: Envueltas concéntricas irregulares. Pueden producirse por organismos incrustantes (algas rojas, briozoos, ...) o por carbonato bioinducido por cianobacterias. Se dan dos tipos fundamentales: � Rodolitos � Oncolitos (cianolitos)

PELOIDES Y PELETS FECALES El término peloide es púramente descriptivo. Son granos de composición micrítica no estructurada. Tamaño menor de 500 µ; los tamaños medios, oscilan entre 100 y 500 µ. Morfología ovoidal o irregular. � Pelets fecales: Tienen un origen orgánico (crustáceos, gasterópodos, ...) Son ricos

en materia orgánica, y presentan una buena selección de tamaños; dan formas ovoidales. Los pelets fecales de Calianassa, presentan estructura interna.

� Peloides: Tienen un origen inorgánico. Se forman por abrasión de granos orgánicos previos (selección moderada; formas irregulares), o por la actividad degradante de organismos (micritización de granos; selección moderada; formas irregulares; restos de microorganismos). Están asociados a ambientes de baja energía (lagoon)

INTRACLASTOS Fragmentos de sedimentos carbonáticos débilmente consolidados y arrancados del sustrato por erosión, y transportados y sedimentados posteriormente, en la propia cuenca de sedimentación. Se originan por la erosión de un sustrato semiconsolidado (acción del oleaje o corrientes) o por la erosión de zonas expuestas (desecación). Presentan una morfología irregular; microfábrica homogénea en todos ellos; tamaño (variable) mayor a posibles clastos extracuencales; Tienen la misma composición que el sedimento carbonático; suelen ser micríticos.

GRANOS COMPUESTOS Granos no esqueléticos constituidos por varias partículas carbonáticas (esqueléticas o no esqueléticas) cementadas por material orgánico. Tienen formas irregulares; tamaños entre 0’5 y 3 mm; forman sedimentos arenosos; Presentan procesos de micritización. La composición del cemento es aragonítica. Están asociados a ambientes de baja energía (lagoon o intermareal con circulación restringida). Son poco frecuentes en el registro fósil. Pueden ser grapestones (proporción de partículas menor que de micrita) o lumps

(predominio de micrita). Su origen, consta de una primera etapa de colonización (binding), grapestone, lump, y finalmente lump maduro. Se pueden confundir con los intraclastos (formas irregulares y bordes irregulares y no truncados).

OTROS GRANOS Pueden darse terrígenos (NCE) o extraclastos (CE). Para diferenciarlos de los intraclastos y de los granos compuestos, se utilizan los siguientes criterios: variedad textural (microfábricas), contenido fosilífero, procesos diagenéticos (cementación). Además, se pueden dar clastos intracuencales no carbonáticos (NCI).


MATRIZ Es el barro micrítico o micrita, considerado como un componente deposicional más. Modificaciones posteriores implicarían cambios texturales; los tipos texturales más importantes, son la micrita ss, la micrita rescristalizada (microesparita) y la psudoesparita. La mineralogía inicial es de HMC o Ar y la mineralogía postdeposicional, de LMC. El origen puede ser muy variado: � Desintegración de los esqueletos de las algas calcáreas verdes, fundamentalmente

codiáeas. � Precipitación inorgánica de cemento carbonático. � Precipitación bioquímica y bioinducida. � Bioerosión de sustratos carbonáticos. � Desintegración mecánica de otros granos carbonáticos.

CEMENTO Los precipitados químicos (constituidos por cristales) en los poros carbonáticos. Cierran la porosidad inicial e intervienen en los fenómenos de litificación. La principal mineralogía de los cementos es HMC/Ar en aguas marinas, LMC en aguas meteóricas y LMC /Dol en aguas profundas. El tamaño cristalino puede ir de algunas micras a algunos metros. La morfología de los cristales puede ser equidimensional (equant), columnar (bladed) y fibrosa; esta morfología está condicionada por los efectos del ión Mg2+ (presente en las aguas del ambiente de sedimentación) y de la velocidad de cristalización. Podemos tener cementos primarios (tapizan las paredes de los poros) o cementos

ocluyentes (cierran la porosidad en forma de mosaico). � Cementos aciculares (cementos fibrosos): Fibras pequeñas de HMC o Ar

dispuestas perpendicularmente a las superficies de los granos. No cierran totalmente la porosidad. Son cementos tempranos y normalmente marinos. Pueden ser continuos (costras isopacas; cemento circungranular) o discontinuos.

� Cementos en mosaico: Cemento de primera generación, formado en las zonas de contacto entre granos, a partir de agua capilar. Tienen textura esparítica.

� Cementos gravitacionales (cementos microestalactíticos): Se dan en las zonas más bajas de los granos. Se forman como consecuencia del goteo del agua gravitacional (nos dan un criterio geopetal, para la orientación de la mezcla). Se forman en ambientes vadosos.

� Cementos sintaxiales: Cementos que crecen en continuidad óptica con los clastos. También son cementos primarios.

� Cementos en mosaico: Son cementos ocluyentes. Esparíticos, y siempre de dolomita o LMC. Hay varios tipos:


� Equant: Tamaño similar en todas las unidades cristalinas. � Drusy: Cemento de diferentes tamaños. � De esparita gruesa: Grandes cristales esparíticos de LMC. � Poiquilotópico: Grandes unidades cristalinas que incluyen varios cristales. � De dolomita tipo sadde: Cristales de dolomita con una extinción muy

marcada.

LA POROSIDAD La porosidad es el porcentaje de espacios vacíos en relación con el volumen total de la roca. Tiene una gran importancia económica, ya que en los poros es donde se encuentran los principales recursos energéticos y agua. Su origen es muy complejo: � Uno de los procesos principales es la disolución de componentes minerales estables. � Tectónica. � Organismos perforadores. � .... En los sedimentos carbonáticos actuales, la porosidad varía entre un 50 y un 80 %, según la textura del sedimento; Esta porosidad se va perdiendo con la diagénesis, llegándose a porcentajes menores al 5 %. El cierre de la porosidad, se debe a fenómenos de presión-disolución. Los fenómenos que condicionan la porosidad en rocas carbonáticas, son totalmente distintos a los que condicionan la porosidad en areniscas. La porosidad puede ser primaria o secundaria, según se haya formado antes o después del enterramiento. Puede ser efectiva (poros conectados entre sí) o no efectiva. La porosidad total, es la suma de la porosidad efectiva y la no efectiva.

CLASIFICACIÓN DE CHOQUETTE & PRAY Se basa en los tipos de porosidad, procesos modificadores de la porosidad, tiempo, tamaño de los poros y forma de los mismos: � Porosidad selectiva de fábrica: Condicionada por los elementos de la fábrica

(granos, cristales, ...). � Porosidad primaria: Poros directamente relacionados con procesos

deposicionales. � Intergranular: Poros condicionados por los granos (espacios definidos

entre los granos. Es una porosidad deposicional. � Intragranular: Porosidad que encontramos dentro de los granos. Va a

ser más característica de los restos esqueléticos (Ej.: cámaras de organismos). Es una porosidad predeposicional.

� Fenestral: Porosidad característica de calizas supramareales asociadas a estructuras estromatolíticas. Los poros se forman por la expulsión de gas en el depósito; son poros alargados dispuestos paralelamente a la laminación.

� Shelter: Porosidad originada al caer restos esqueléticos cóncavo-convexos en el fondo.

� Growth-framework: Porosidad originada por el crecimiento de organismos sobre el fondo.


� Porosidad secundaria: No relacionada con procesos deposicionales. � Intercristalina: Poros formados entre los cristales. Porosidad asociada

normalmente a procesos de disolución o procesos de reemplazamiento (dolomitización).

� Móldica: Porosidad asociada a la disolución de restos esqueléticos (biomoldes) o no esqueléticos (oomoldes).

� Porosidad no selectiva de fábrica: Los poros no están condicionados por los elementos de la fábrica. Normalmente va a ser secundaria, y se va a producir a lo largo de la diagénesis (disolución). � De fractura: Relacionada con procesos tectónicos. � De canal: El agua circula por fracturas, disolviendo las paredes y dando

cavidades mayores. � De caverna: Cavidades aún más grandes. � Vug: Poros de morfologías irregulares, no conectados entre sí; tamaño

superior a 1/16 mm. � Estilolítica

� Selectiva o no de fábrica: � De brecha: Asociada a movimientos tectónicos o a disoluciones de capas

evaporíticas. El proceso de brechificación no implica transporte. � Boring: Agujeros producidos por organismos perforadores. � Burrow: Perforaciones en sustratos blandos. � Shinkage (desecación): Porosidad asociada a los polígonos de desecación.

En general, se distinguen los siguientes tipos de porosidad: � Porosidad primaria (P)

� Predeposicional (Pp) � Deposicional (Pd)

� Porosidad secundaria (S) � ún ciclos de inue) � Mesogenética (Sm) � Telogenética (St)

Se van a distinguir tres fases, pues, en la formación de la porosidad: � Etapa eogenética: Si los componentes son metaestables (disolución), se crea

porosidad secundaria; Si los componentes son estables, se conserva la porosidad primaria; si se dan fenómenos de cementación, se puede cerrar total o parcialmente la porosidad. Es una etapa corta.

� Etapa mesogenética: Se reduce la porosidad primaria, por compactación y cementación. No se crea casi porosidad secundaria. Es una etapa larga.

� Etapa telodiagenética: Se pueden dar procesos de karstificacion, por acción de aguas meteeóricas. Se crea mucha porosidad secundaria (canal, caverna y vug).


CLASIFICACIÓN DE FOLK Se basa en los tipos de componentes; estos componentes pueden ser: � Terrígenos: Granos extracuencales formados por la meteorización de un área

fuente; pueden ser carbonáticos o no carbonáticos. � Aloquímicos: Granos intracuencales carbonáticos.

� Intraclastos � Oolitos � Bioclastos � Peloides

� Ortoquímicos: Precipitados carbonáticos. � Micrita

� Esparita

Según esto, se van a distinguir los siguientes tipos de rocas: � Rocas terrígenas � Rocas aloquímicas

� Puras � Impuras (presencia de terrígenos)

� Rocas ortoquímicas � Puras � Impuras

Rocas aloquímicas Compuestas por granos aloquímicos y algo de rocas ortoquímicas (matriz, ...). Pueden darse rocas aloquímicas micríticas o rocas aloquímicas esparíticas; dependiendo de los componentes, puede ser bioesparita, oomicrita, ... Rocas microcristalinas Igual que las rocas aloquímicas, pero con menos de un 10 % de granos aloquímicos. Pueden ser calizas micríticas (hasta un 10 % de aloquímicos ) o dismicritas (rocas con procesos complejos de recristalización). Biolititas Rocas con bioconstrucciones Posteriormente, en base a otros criterios texturales, Folk establece otra clasificación del grado de madurez textural, relacionando la presencia de cantidad de barro micrítico con la energía del medio; Así pues, los términos más inmaduros van a presentar gran cantidad de micrita, mientras que el término más maduro estaría constituido por esparitas muy bien redondeadas y seleccionadas.


CLASIFICACIÓN DE DUNHAM Es la clasificación más utilizada. Se basa en la presencia o ausencia de barro micrítico, porcentaje de granos y relación espacial entre ellos, signos de unión por crecimiento in situ de organismos; éstos son rasgos muy relacionados con la energía del medio. Dunham reconoce dos grandes grupos: � Con textura reconocible:

� Mudstone: Rocas carbonáticas con barro micrítico y menos de un 10 % de granos.

� Wackestone: Mucho barro micrítico con más de un 10 % de granos. Esqueleto matriz-soportado.

� Packstone: Matriz micrítica entre los granos; más proporción de granos (esqueleto grano-soportado).

� Grainstone: No se sedimenta micrita, debido a la alta energía del medio. Esqueleto clasto-soportado.

� Boundstone: Los granos se encontraba trabados (in situ) durante la sedimentación.

� Sin textura reconocible: Calizas recristalizadas y dolomías.

CLASIFICACIÓN DE EMBRY & KLOVAN Realmente es una ampliación de la clasificación de Dunham: � Alóctonos

� Floatstone: Matriz-soportada, pero con clastos mayores de 2 mm. � Rudstone: Grano-soportada, con clastos mayores a 2 mm.

� Autóctonos

� Bafflestone: Organismos rígidos formando grandes armazones en forma de pantalla (baffle).

� Bindstone: Bioinducción de carbonatos. � Framestone: Organismos rígidos que constituyen grandes armazones.


DIAGÉNESIS La diagénesis es un conjunto de procesos físico-químicos desde que el sedimento se entierra hasta que se vuelve a poner en contacto con las aguas meteóricas. Se dan tres etapas principales:

• Eogénesis: Etapa muy corta, pero con intervención de muchos procesos (condicionados por la hidroquímica de las aguas).

• Mesodiagénesis: Etapa muy prolongada en el espacio y en el tiempo. Se dan procesos condiconados por la hidroquímica de las aguas diagenéticas.

• Telogénesis: Los sedimentos son expuestos a las aguas meteóricas. La diagénesis tiene como efectos positivos, la creación de porosidad, y como efectos negativos, la pérdida de texturas deposicionales. Los principales factores que controlan la diagénesis, son las mineralogía original, y la hidroquímica del medio. El potencial diagenético es la capacidad para alterarse, de un depósito, en fundión de su mineralogía inicial (el componente menos estable es el aragonito y el más estable, la LMC). Las consecuencias principales de la diagénesis, son cambios mineralógicos y geoquímicos, cambios texturales y estructurales, y litificación (compactación + cementación + recristalización). Los principales procesos diagenéticos son: neomorfismo-recristalización, micritización, cementación, disolución, compactación, reemplazamiento.

AMBIENTES DIAGENÉTICOS Los factores que controlan la diagénesis, citados anteriormente, variarán en el tiempo, caracterizando distintos ambientes; Folk reconoce tres ambientes diagenéticos: � Ambiente continental meteórico: Caracterizado por la presencia de aguas

meteóricas (pobres en Mg y Na). Se dan precipitados de LMC. Reconocemos dos subambientes:

• Meteórico vadoso: Por encima del nivel freático. Los poros están rellenos de agua y de aire.

• Meteórico freático: Los poros están rellenos de agua. � Ambiente diagenético marino: Caracterizado por la presencia de aguas marinas

saladas (ricas en Mg y Na). Se dan precipitados de HMC y Ar. Distinguimos dos subambientes:


• Ambiente marino vadoso: Corresponde a la zona intermareal. • Ambiente marino freático: Corresponde a la zona submareal.

� Ambiente diagenético profundo: Aguas connatas profundas, ricas en Na y pobres en Mg. En este ambiente, se dan precipitados de LMC y dolomita.

NEOMORFISMO-RECRISTALIZACIÓN Según Folk, es un proceso que comprende transformaciones minerales y texturales que se pueden dar entre un mineral y él mismo o con uno de sus polimorfos, dando cristales nuevos de morfología y tamaños diferentes. Folk llamó inversión a la transformación de Ar en calcita (actualmente, calcitización). Si en vez de darse cambios minerales, se producen cambios texturales, entonces hablamos de recristalización (según Folk). Cuando esta recristalización implica un aumento en el tamaño de los cristales, hablamos de recristalización agradante, y si es hacia cristales más pequeños, hablamos de recristalización degradante; la más típica en rocas carbonáticas, es la recristalización agradante; veamos un ejemplo típico:

barro micrítico ⇒ micrita ⇒ microesparita Junto al proceso de calcitización, se da un proceso de recristalización; el paso de Ar a calcita, se produce directamente (sin tener fase intermedia de porosidad); el resultado final es la pseudoesparita. Clasificación de carbonatos cristalinos (Friedman) � Equigranular

� Xenotópica: cristales anhedrales. � Hipidiotópica: cristales subeuhedrales. � Idotópica: cristales euhedrales.

� Inequigranular

� Xenotópica: cristales anhedrales. � Porfidotópica � Poiquilotópica

� Hipidiotópica: cristales subeuhedrales. � Porfidotópica � Poiquilotópica

� Idotópica: cristales euhedrales. � Porfidotópica � Poiquilotópica

MICRITIZACIÓN Proceso relacionado con fenómenos de boring (perforación) y filling (relleno). Muchos organismos puede producir perforaciones muy pequeñas (microborings), que se van a rellenar de cemento micrítico. Con el paso del tiempo, se pueden dar envueltas micríticas, originándose granos llamados cortoides (tipo de coated grains). Si el proceso de micritización no continúa, el Ar del esqueleto se disuelve, dando una porosidad móldica, que se suele rellenar de cemento esparítico. Los procesos de micritización, se dan durante la eodiagénesis, y en ambientes de baja energía.

CEMENTACIÓN Cada ambiente diagenético dará un tipo de cemento característico:


� Cementos meteóricos: Se forman a partir de aguas dulces, por lo que darán una mineralogía en LMC.

• Cementos vadosos: Son cementos discontinuos. Serán característicos, los cementos en menisco y los cementos gravitacionales.

• Cementos freáticos: Son cementos continuos que tapizan por completo las paredes de los granos. Serán característicos los cementos sintaxiales y las costras isopacas.

� Cementos marinos: Se dan en ambientes marinos. Normalmente son de Ar (cementos fibrosos [circungranulares], cristales al azar o acículas en agregados) o de HMC (cementos micríticos o costas fibrosas y columnares).

• Cementos vadosos: Precipitados de HMC y Ar. Ej.: Beachrock (sedimento cementado muy rápidamente por cementos discontinuos.

• Cementos freáticos: Cementos continuos. � Cementos profundos: Producidos por aguas diagenéticas profundas, por lo que van

a dar precipitados de LMC y dolomita. Los cementos profundos postdatan procesos diagenéticos anteriores. Consideramos cementos diagenéticos profundos, aquellos que rellenan fracturas, se desarrollan a favor de fábricas previamente compactadas, aquellos que crecen con cristales de dolomita a favor de porosidad estilolítica, o aquellos que sellan juntas estilolíticas (sintaxial o en moxaico).

• Mosaicos esparíticos gruesos

• Cementos poiquilotópicos

• Doloesparita gruesta (barroque o saddle)

Estratigrafía de cementos La estratigrafía de cementos, la obtendremos a partir de una secuencia diagenética temporal basada en los siguientes criterios: � Los cementos que tapizan los granos son los primeros en precipitar. � Los cementos posteriores se amoldan a los anteriores. � Un cemento que corroe a otro, es posterior a éste. � Los cementos en venas o fracturas, que cortan a otros cementos, son posteriores. Los distintos tipos de cemento se pueden reconocer según la luminiscencia (cátodoluminiscencia); las distintas tonalidades de luz que emiten los cementos, van a depender sobre todo de la presencia de Mn2+ y Fe2+; Si presenta bastante Mn2+, da un color amarillo anaranjado, y si presenta bastante Fe2+, da colores marrones; Si no hay Fe2+ ni Mn2+, el carbonato presenta una coloración negra; Un color rojizo indica sustitución de Ca2+ por Mg2+; Si encontramos algunas pastas muy luminiscentes, debemos pensar en fenómenos de recristalización.


DISOLUCIÓN Es el proceso causante de la porosidad secundaria en carbonatos; Va a estar condicionada por la composición inicial; Así minerales metaestables, como el Ar o HMC, tienden a desaparecer. La ecuación fundamental es:

CO2+H2O+CaCO3⇔Ca2++2CO3H

-

Los principales factores que influyen en el proceso de disolución, es la hidroquímica de las aguas y las propiedades intrínsecas (mineralogía inicial y porosidad). Como consecuencia, se crea porosidad secundaria y se destruyen estructuras deposicionales.

COMPACTACIÓN Se da como consecuencia del enterramiento. La compactación dura desde la eodiagénesis a toda la mesodiagenésis. Puede ser compactación física o compactación

química. Son varios, los factores que determinan el desarrollo de la compactación: � Intrínsecos

• Mineralogía (potencial diagenético): Cuanto mayor sea el potencial (mineralogía metaestable), mayor será el grado de compactación.

• Texturas (tamaño cristalino): Ante texturas más finas, se hace mayor el grado de compactación.

• Presencia de hidrocarburos: La porosidad inhibe los procesos de compactación.

• Presencia de cementos tempranos: Inhiben la compactación. � Extrínsecos

• Presión litostática: Transmitida por el armazón sólido. • Presión hidrostática: Transmitida por el sistema acuoso. • Presión lineal: Deformación tectónica. • Temperatura: Dependerá del gradiente geotérmico.

Compactación física La compactación física tiene las siguientes consecuencias: � Asentamiento y reordenación de partículas. � Expulsión de agua, lo que implica un mayor empaquetamiento.


� Pérdida de porosidad primaria. � Reducción del espesor. � Rotura y deformación de partículas. En sedimentos matriz-soportados (mud-wackestones), va a producir las siguientes consecuencias: � Aplastamiento de burrows, huellas de desecación, ... � Fracturación de láminas litificadas tempranamente. � Aumento de la densidad de empaquetamiento. En sedimentos grano-soportados (grain-packstones), producirá los siguientes efectos: � Deformación de granos dúctiles (pellets, intraclastos, ...) � Fracturación de granos frágiles (bioclastos, capas corticales de los ooides, envueltas

micríticas en poros móldicos, ...) � Contactos intergranulares curvilíneos. � En los packstones, la matriz amortigua los efectos de la compactación. Compactación química Actúa en la mesodiagénesis. Reduce el espesos (20-30 %) tras actuar la compactación mecánica. Es muy importante como fuente de cementos. El proceso más característico es la presión-disolución. La presión debida a carga o esfuerzo tectónico, transmitida y concentrada en los puntos de contacto entre granos, aumenta la solubilidad de la calcita, provocando la disolución en el contacto; Supone un cambio de estado sólido a líquido, creando una película de disolución, que puede estar conectada o no con la solución que rellena el sistema poroso de la roca; la solubilidad aumenta en los puntos de máximo esfuerzo. Por cada mol de CaCO3 disuelto, precipita un mol de CaCO2. Como consecuencia de la presión-disolución,m se dan los estilolitos (juntas que enfatizan las zonas de mayor disolución), y los contactos cóncavo-convexos. Se dan varios factores que van a influir en los procesos de presión-disolución: � Profundidad de enterramiento. � Composición del agua intersticial. � Mineralogía inicial (potencial diagenético). � La dolomitización temprana inhibe los proceos de presión-disolución. � La presencia de hidrocarburos inhibe los fenómenos de p-d.

REEMPLAZAMIENTO Son los cambios en la mineralogía original de los depósitos carbonáticos. Un mineral se disuelve gradualmente y el reemplazante, precipita en su lugar, sin que haya un estado intermedio de porosidad. Puede ser de un mineral carbonático a otro carbonático (Ej.: calcita ⇒ dolomita) o de uno carbonático a otro no carbonático (Ej.: calcita ⇒ yeso).

DOLOMITIZACIÓN Es el reemplazamiento de un sedimento o roca de CaCO3 por MgCa(CO3)2. Se dan procesos de recristalización asociados; Importante creación de porosidad secundaria (rocas almacén); Destrucción de las texturas deposicionales. Tenemos una falta de conocimiento para la interpretación de la formación de este mineral, ya que es difícil sintetizarla en el laboratorio (problema de la dolomita). Actualmente el agua de mar está sobresaturada en dolomita, pero sin embargo, precipitan LMC y HMC; Esto está condicionado por otros factores fundamentalmente de tipo cinético. El origen primario de la dolomita se restringe a aguas hipersalinas.


La dolomita, generalmente se da como producto de reemplazamiento; Se dan fenómenos de dolomititzación durante la eodiagénesis y la mesodiagénesis; la dolomitización puede ser selectiva o indiscriminada. Pruebas del proceso de dolomitización � Presencia de organismos no dolomíticos, que aparecen dolomitizados. � Contactos dolomías-calizas no estratificados. � Componentes cortados por cristales de dolomita. � Nódulos de sílex que engloban al sedimento precursor. Factores que favorecen la dolomitización � Se necesita mucho tiempo (proceso muy lento). � Temperaturas altas favorecen la movilidad iónica y por tanto, el proceso de

dolomitización. � La presencia de Mg favorece la dolomitización. � La relación Mg/Ca ha de se mayor o igual a 1. � La solubilidad dificulta el proceso. � Propiedades intrínsecas del material original: HMC y Ar se dolomitizan fácilmente;

las texturas finas favorecen la dolomitización; la porosidad también influye.

OTROS REEMPLAZAMIENTOS Dolomicritas (preservación de texturas deposicionales) La textura fina favorece el proceso. Se preservan las texturas deposicionales. Se dan en ambientes supramareales hipersalinos y asociados a minerales evaporíticos y estromatolíticos. Se producen en la eodiagénesis. Doloesparitas (destrucción de texturas deposicionales) Presentan una textura cristalina gruesa (mosaicos). Mosaicos de dolomita saddle o barroque con cristales mayores de 1 mm, uniones cristalinas curvas, mosaicos xenotópicos gruesos y extinción ondulante muy marcada. Se destruyen texturas deposiconales y se crea porosidad secundaria intercristalina. Se dan en la mesodiagénesis.

MODELOS DE DOLOMITIZACIÓN

Modelos tempranos � Modelos de flujo descendente: Se da en lagoones con fuerte evaporación; alta

alcalinidad y alta salinidad. Se da la precipitación de yeso y aragonito, que retiran del agua iones Ca2+ (Mg/Ca ≈ 10-20). Se produce un flujo descendente de salmueras dolomitizando el sedimento previamente micritizado y formando barros dolomicríticos.

� Modelos de flujo ascendente: Se dan en las shabkhas del Golfo Pérsico y en las lagunas de Australia. Evaporación por bombeo de aguas intersticiales; Recarga de aguas marinas; Se da una alta salinidad, debido a la evaporación; Mg/Ca = 7/27; Aparece dolomita asociada a las evaporitas; Barros dolomicríticos de textura peloidal; Se dan costras y huellas de desecación.

� Modelo de mezcla de aguas: Se dan en el Golfo Pérsico, en los Atolones del Pacífico, ... Se da mezcla de aguas (meteóricas y marinas); no se da exposición subaérea; aguas diluidas y alcalinas con baja salinidad (< 35 0/00); Mg/Ca = 1-10; Se da dolomita cristalina.

Modelos tardíos


Se dan en la mesodiagénesis. A mayor enterramiento, se dan temperaturas elevadas y presiones mayores, lo que favorece el proceso de dolomitización. Las aguas de inhibición del sedimento (ricas en Mg2+) son expulsadas por compactación; el movimiento ascendente de fluidos, da lugar a la dolomitización. El Mg proviene de niveles arcillosos (montmorillonita ⇒ illita + Mg2+) o de aguas connatas marinas (ricas en Mg2+). La dolomita formada es cristalina gruesa, con mosaicos reemplazantes mesocristalinos; frecuente aparición de estilolitos. Dolomita saddle o barroque: mosaicos cristalinos gruesos xenotípicos, contactos intercristalinos curvas y marcada extinción ondulante.

DEDOLOMITIZACIÓN Fenómeno inverso a la dolomitización (reemplazamiento de dolomita por calcita); Se produce la siguiente reacción: MgCa(CO3)2+CaSO4(2H2O)⇒CaCO3+MgSO4+2H2O. El proceso de dolomitización requiere una alta velocidad de flujo de las aguas, una alta relación Ca/Mg del fluido, una temperatura menor de 50 ºC, y que se de en la telodiagénesis. Texturas características de dedolomitización:

- Presencia de cristales de dolomita parcialmente reemplazados por calcita. - Pseudomorfos de romboedros de dolomita ocupados por mosaicos

equicristalinos de calcita. - Existencia de poros móldicos romboidales. - Presencia de texturas rómbicas difusas con los contornos enfatizados por

óxidos de hierro.


SEDIMENTACIÓN CARBONÁTICA MARINA

Factores que controlan la sedimentación carbonática � Físico-químicos (productividad orgánica)

• Temperatura. • Salinidad. • Profundidad. • Aporte de nutrientes. • Tormentas, oleaje, mareas, ...

� Ambiente geotectónico

• Relacionado con el aporte de materiales terrígenos. • Posición de las zonas de acumulación de carbonatos. • Amplio rango de ambientes geotectónicos:

- Márgenes continentales pasivos. - Cuencas intracratónicas. - Cuencas de rifting. - Cuencas de foreland.

CARBONATOS DE LAGOON Se dan en ambientes submareales de energía muy baja; el componente fundamental que se forma en estas condiciones es el mudstone. Los lagoones, en función de la salinidad, se pueden dividir en lagoones normales (Ej.: Atolones del Pacífico), lagoones salobres (Ej.: Bahía de Florida) o lagoones hipersalinos (Ej.: Golfo Pérsico). Se van a dar estructuras organógenas, como estromatolitos (en lagoones hipersalinos), pequeñas intercalaciones de sedimento bioclástico formando lags, laminación fina, o bioturbación. Los componentes que vamos a encontrar, son barro micrítico (Ar-HMC), peloides, granos compuestos, moluscos, algas verdes (coiáceas), cianobacterias, ...


Los procesos diagenéticos que tienen lugar, son la micritización (destrucción de granos carbonáticos) y la bioturbación (intensa). Se dan facies de back-reef o back-barrier en secuencias de somerización por debajo de carbonatos supramareales.

CARBONATOS ARENOSOS Se desarrollan en ambientes altamente energéticos, inter y submareales (playas, shoals, ...). Se dan cuerpos arenosos formados en líneas de cosata de alta energía, sometidas a mareas y oleaje (playas, barreras arenosas, shoals, ... en profundidades comprendidas entre los 5 y los 10 m), y en ambientes profundos (por acción de tormentas, se dan tempestitas y demás carbonatos resedimentados). Las estructuras sedimentarias formadas, son estratificación cruzada en surco, estratificación cruzada planar, herring-bone, humocky, canales, scours, ... Dan texturas grainstones bioclásticas y oolíticas de selección y redondez muy buena. Los componentes principales, son granos esqueléticos muy variados y oolitos (no esqueléticos). Como procesos diagenéticos, tienen lugar disolución de componentes inestables (porosidad secundaria), y la cementación temprana (Ar-HMC), que origina beach-rocks.

CARBONATOS ARRECIFALES Son cuerpos bioconstruidos donde los corales son el elemento principal. Los arrecifes se dividen en las siguientes zonas: back reef, reef flat, cresta, frente recifal y fore reef. En función de los organismos bioconstructores (corales, rudistas, briozoos, algas, ...), tenemos distintos tipos de bioconstrucciones. Los componentes principales son bioconstructores, incrustantes, granos esqueléticos, ... Los procesos diagenéticos más importantes son micritización, disolución de componentes inestables (porosidad secundaria), cementación submarina (Ar-HMC), diagénesis meteórica (cementación meteórica, dolomitización, karstificación, ...). Los arrecifes suelen estar asociados a secuencias regresivas, y por lo tanto, quedar expuestos a diagénesis meteórica.

CARBONATOS PROFUNDOS Sedimentación carbonática en ambientes profundos, es decir, en zonas externas de la plataforma continental, taludes contienentales, fondos oceánicos, ... Se produce acumulación de carbonatos, siempre por encima del nivel de compensación de la calcita. Son ambientes de baja energía, por lo que tendremos mudstones y wackestones. Los principales componentes, son gasterópodos de concha fina, ccocolitos y foraminíferos calcíticos (globigerinas). Los procesos diagenéticos más importantes, son cementación sinsedimentaria (hardgrounds), bioturbación, compactación y nodulación.

CARBONATOS PROFUNDOS RESEDIMENTADOS Transporte de sedimentos carbonáticos de plataforma somera a ambientes marinos profundos. Los principales procesos físicos que se producen, son las caídas de rocas (desplomes de edificios arrecifales y margen de plataforma, con transporte mínimos y formación de brechas y megabrechas (rudstones); estos depósitos se denominan debritas carbonatadas), y flujos gravitacionales (se forman por tormentas y corrientes


de turbidez, dando lugar a grainstones y packstones carbonáticos muchos menos caóticos que los anteriores; asociados a carbonatos pelágicos). Los componentes más importantes, son componentes típicos de plataforma, y organismos planctónicos (algas y foraminíferos). Los principales procesos diagéneticos que se dan son la disolución de componentes inestables (porosidad secundaria), cementación, compactación, .... Estos depósitos están asociados a secuencias progradantes.

Los carbonatos continentales, nos proporcionan una valiosa información paleoambiental. Además tienen un importante interés económico, ya que en lagos carbonatados, junto con materia orgánica, pueden formar rocas madre de hidrocarburos; pueden dar además reservorios de hidrocarburos en paleokarsts y mineralizaciones de interés económico. Se da una hidroquímica pobre en Mg2+ y Na+. Para que se formen este tipo de carbonatos, debe darse una baja presión de CO2, luminosidad de las aguas y aguas limpias, sin carga en suspensión. Se observan las siguientes diferencias con respecto a los carbonatos marinos: baja diversidad fosilífera, potencias pequeñas, y presencia de procesos diagenéticos meteóricos.

CARBONATOS FLUVIALES Se desarrollan en canales fluviales bajo lámina de agua; estos cursos fluviales, suelen drenar áreas fuente carbonatadas. Pueden darse carbonatos fluviales biogénicos o carbonatos fluviales detríticos (clastos extracuencales). En función del tipo de soporte, se dan tipologías de carbonatos biogénicos sobre plantas vivas (tobas; si hay litificación, dan travertinos), sobre el fondo del canal (estromatolitos), o sobre objetos erráticos (oncolitos). Se pueden dar estructuras masivas (tobas) o laminadas (estromatolitos, oncolitos). Textoestructuras: boundstones con microfábrica filamentosa de alta porosidad. Los principales componentes deposicionales, son la micrita, ostracódos, gasterópodos y peloides. Los procesos diagenéticos que tienen lugar, son la cementación (LMC) y la recristalización.

CARBONATOS LACUSTRES


Deposición de carbonatos en cuencas lacustres o lagos. Normalmente, se forman en las zonas más distales de abanicos aluviales; se da una alta producción y acumulación de carbonatos. Se forman en ambientes tranquilos (acumulación de micrita). En funcion de la profundidad, se pueden dar ambientes lacustres (litoral-profundo) o ambientes palustres (sublitoral-supralitoral). Carbonatos lacustres Se forman en ambientes tranquilos (litoral-cuenca abierta). Dan facies variadas (calizas bioclásticas, calizas intraclásticas y margas). Texturas mudstones, wackestones, packstones, grainstones o boundstones (algal mats). Asociados bióticamente a gasterópodos, carofitas, ostrácodos, cianobacterias, ... Se da una alta productividad de barro micrítico. Los principales procesos diagenéticos que tienen lugar, son la bioturbación, cementación (LMC), recristalización y ausencia de exposición subaérea. Constituyen los términos inferiores e intermedios de secuencias de colmatación lacustre. Están ampliamente representados en las cuencas terciarias españolas.

Carbonatos palustres Se dan por encima de la lámina de agua (supralitoral). La extensión está en función de la profundidad y de la topografía de la cuenca. Se da una importante exposición subaérea (diagénesis meteórica temprana). El barro va a sufrir una transformación edáfica, destruyéndose la fábrica inicial. Los distintos procesos diagenéticos (nodulización, marmorización, bioturbación, fisuración, ...), nos darán lugar a varios tipos de facies: calizas nodulosas, calizas brechificadas, calizas marmorizadas, ... Los principales componentes, son restos esqueléticos (bastante raros), nódulos micríticos, intraclastos, ... Este tipo de carbonatos, representa los términos superiores de secuencias de colmatación.


INTRODUCCIÓN Las evaporitas son rocas químicas precipitadas (no intervienen factores orgánicos) a partir de salmueras concentradas por evaporación solar (proceso físico-químico). Las evaporitas se van a formar en la superficie o cerca de la misma, es decir, en la zona freática. Los minerales evaporíticos más importanes, son el yeso, la anhidrita y la halita. Nos proporcionan importante información paleoambiental, ya que se dan en zonas áridas, con alta temperatura, baja humedad, y en latitudes bajas. Además son importantes económicamente, en la industria química, como materiales de construcción, en los campos petrolíferos (constituyen las cap rocks, que sellan los residuos petrolíferos) y por contener elementos de interés industrial (S, F, Li, ...). Las principales formaciones fósiles, presentan potentes secuencias de sedimentación; en la actualidad se están produciendo evaporitas, en el Mar Caspio, en los Andes, en los lagos de África y en las Salinas de La Mancha.

SALMUERAS Entendemos por salmueras, una disolución acuosa natural, altamente concentrada (>30 g/l). En función del origen, se dan varios tipos de salmueras: � Salinas marinas: Proceden de la concentración del agua del mar. Tienen una

composición simple y constante. � Salinas continentales: Proceden de la concentración de aguas continentales en

lagos. Presentan una composición compleja y variada. � Salinas híbridas: Proceden de la mezcla de aguas marinas y continentales. Tienen

una composición compleja. � Salinas calientes: Relacionadas con materiales hidrotermales. � Salinas diagenéticas: Se forman como consecuencia de la interacción de aguas

diagenéticas y rocas profundas.


Las salmueras se caracterizan composicionalmente, estudiando los distintos tipos de iones que tenemos en disolución; se expresa en salinidad (contenido total en sales, medido en g/l, %, 0/00, ppm, densidad, ...) o por la clorinidad (contenido de iones Cl-). En aguas marinas se dan los siguientes iones: CO | −2

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modificando códigos de campo., ... El agua del mar presenta una salinidad del 35 0/00, y una clorinidad del 19

0/00. Los minerales evaporíticos van a ir precipitando secuencialmente, en función de su producto iónico; primero precipitarán los más insolubles y finalmente los más solublres: carbonatos – sulfatos – cloruros.

SALMUERAS MARINAS Dan lugar a evaporitas marinas. Presentan una composición constante en todos los océanos. Las aguas están enriquecidas en Cl- y Na+; La densidad del agua del mar, es 1’03 g/cm3. Tras múltiples experimentos en laboratorio, se llega a la conclusión de que la secuencia tipo es la siguiente: � CaCO3 (normalmente en forma de aragonito). Comienza a precipitar cuando se ha

evaporado más del 50 % del agua del mar. Salmueras mesohalinas. � CaSO4*2H2O: Evaporación de hasta un 75 %. Salmueras penehalinas. � NaCl (halita): Evaporación de un 90 %. Salmueras supersalinas. � Sulfatos y cloruros de K y Mg: Salmueras muy densas (1’3 g/cm3). Evaporación de

un 95 % del agua del mar. A partir de la evaporación de una columna de agua de 1 Km, se va a formar una secuencia de 10’5 m de evaporitas.

SALMUERAS CONTINENTALES


Da evaporitas de composición más compleja. La hidroquímica de las aguas está condicionada por la litología de las áreas fuente: La áreas fuente calizas liberan CO |−2

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códigos de campo., Ca-Na; .... Valyashko clasifica las salmueras en carbonatado-sódicas, slufatadas y cloruradas. Clasificaciones posteriores se basan en los distintos porcentajes de aniones (19 tipos de salmueras) y de cationes (19 tipos de salumeras). Finalmente se establece una clasificación que incluye los 5 tipos principales de salmueras: � Cloruradas [Ca-Mg-Na-(K)-Cl]: El anión principal es el Cl-. � [Na-(Ca)-SO4-Cl]: Constituyen los depósitos terciarios. � [Mg-Na-(Ca)-SO4-Cl]: El catión principal es el Mg2+. Son salmueras características

de las Lagunas de La Mancha. � [Na-CO3-Cl] � [Na-CO3-SO4-Cl]

FACTORES QUE CONTROLAN LA PRECIPITACIÓN � Evaporación: Condicionada por la temperatura y el viento. � Cambios de temperatura en la salmuera. Según Strakov, existen varios tipos de

sales: � Sales criófilas: Estables a menos de 0 ºC. Ej.: cloruros muy hidratados. � Sales estables a cualquier temperatura: Ej.: Halita. � Sales termófilas: Esatables a más de 0 ºC. Ej.: Thernardita.

� Mezcla de aguas: Al mezclarse algunas salumeras, se puede producir la sobresaturación instantánea de alguna fase mineral.

AMBIENTES DE SEDIMENTAZCIÓN

Cuencas continentales � Lagos salados más o menos profundos. Ej.: Mar Muerto, Mar Caspio. � Salinas y Sabkhas interiores; someras o subaéreas. Ej.: Lagunas de La Mancha,

Salares Andinos. Cuencas marinas � Cuencas someras

• Sabkhas costeras (crecimiento desplazativo). • Lagoons (crecimiento bajo la lámina de agua). Ej.: Costa Trucial, Baja

California. Se dan muchos ejemplos en el registro fósil. � Cuencas profundas:

• Cuencas profundas aisladas por una barrera.


• Cuencas profundas pero con poca lámina de agua (proceso progresivo de desecación). Ej.: Pérmico Texas, Messiniense Mediterraneo; No existen ejemplos actuales.


Los principales minerales evaporíticos son el yeso, la anhidrita y la halita. El yeso y la anhidrita están relacionados genéticamente en el ciclo yeso-anhidrita (ciclo diagenético del sulfato cálcico).

CICLO YESO-ANHIDRITA Tanto el yeso como la anhidrita, se pueden encontrar en muchos ambientes de sedimentación; Ambos pueden precipitar como minerales primarios; en profundidad, el yeso es inestable, y se transforma en anhidrita (único sulfato cálcico estable en profundidad); En este caso, la anhidrita se considerará un mineral evaporítico secundario (implica un proceso de reemplazamiento); Cuando la anhidrita vuelve a la superficie, se hidrata para dar yeso secundario, completándose el ciclo. El ciclo diagenético del sulfato cálcico, puede ser somero o profundo, según se de en la diagénesis temprana o en la profunda.

YESO PRIMARIO. CaSO4*2H2O Mineral evaporítico primario formado a partir de una salmuera; puede ser diagenético o deposicional. Pertenece al sistema monoclínico; da cristales macroscópicos prismáticos, lenticulares, aciculares o tabulares; Presenta un relieve y una birrefringencia bajos; Extinción oblicua y exfoliación perfecta. Se dan distintos tipos de facies deposicionales: � Gipsolutitas-Gipsarenitas: Los cristales de las gipsolutitas tienen un tamaño

comprendido entre 0’062 y 0’030 mm, mientras que las gipsarenitas dan cristales de tamaños entre 0’062 y 2 mm. Ambas van a dar cristales euhedrales-anhedrales. Pueden tener un origen químico (precipitación directa) o detrítico (procesos de erosión-transporte-sedimentación). Pueden dar estructuras laminadas (< 1 mm), bandeadas (> 1 mm) o masivas. Pueden presentar una cierta estratificacion ondulada o planar. Se da granoclasificación, a nivel de lámina; puede ser normal (sobresaturación progresiva) o inversa (sobresaturación decreciente). Se dan fenómenos de presión-disolución.

� Yesos seleníticos: Yesos primarios de cristales de tamaños de 2 mm hasta 7 m; Son cristales más o menos transparentes, con una exfoliación bien desarrollada; están normalmente maclados (en punta de flecha; la punta indica el fondo de la cuenca si el crecimiento es in situ, y hacia arriba, si el crecimiento es desplazativo). El crecimiento de los cristales, puede ser in situ (sobre el fondo y bajo la lámina de agua) o desplazativo (crecimiento más raro, que se da en ambientes supramareales). Dan estratificación recta, ondulada o ligeramente irregular; la apilación de stas estratifiaciones da edificios cristalinos subverticales (domos y conos). Estos yesos, se pueden formar en lagoons, plataformas someras o en ambientes supramareales (crecimiento desplazativo).

� Yesos lenticulares: Cristales lenticulares que crecen en posición intersticial, dentro de un encajante (carbonatos); presenta un tamaño variable. Este tipo de yeso, está relacionado con ambientes supramareales; se forma en diagénesis profunda. Se pueden encontrar cristales aislados o en agregados (rosetas y rosas del desierto).


Normalmente, se disuelve, dando porosidad móldica lenticular. Aunque es yeso primario, es diagenético.

� Yesos detríticos: Cristales de yeso, producto de fenómenos de erosión-transporte-sedimentación. Se encuentran dentro de la propia cuenca, como material resedimentado (intrarenita no carbonática). Se encuentra asociado a zonas inermareales o supramareales. En función del tamaño, se distinguen varios tipos:

• Gipsarenitas (gipsolutitas detríticas): Presentan muchas estructuras de corriente (ripples, ...); se dan en ambientes intermareales y turbidíticos.

• Gipsoduritas: Presentan estructuras masivas. Son brechas caóticas que se dan en ambientes turbidíticos y con una cierta proximidad al área fuente. A veces podemos encontrar oolitos de yeso (gipsoolitos), a partir de la precipitación de cristales aciculares de yeso, en envueltas.

ANHIDRITA. CaSO4 Se puede formar en superficie (raramente), en cualquier ambiente de sedimentación; también se pude dar en cuencas profundas, y en ambientes de sabkhas (mineral primario, pero diagenético). Va a constituir mosaicos de cristales euhedrales de tamaños y hábitos variados (prismáticos, láminas de exfoliación y lenticulares); Exfoliación perfecta; extinción recta; birrefringencia alta; da diversas microestructuras. La anhidrita se forma por precipitación primaria (sabkhas) o por reemplazamiento de yeso primario (anhidritización). Se distinguen las siguientes litofacies: � Laminadas-bandeadas: Son deposicionales. Se habla de láminas si presentan un

tamaño menor de 1 mm; y se habla de estructuras bandeadas, si las láminas presentan un tamaño superior a 1 mm; Las laminadas, suelen ser alternancias de anhidirta-anhidrita o anhidrita-calcita; las bandeadas, suelen ser alternancias de anhidrita-halita. Se deformarán durante el enterramiento, dando una laminación deformada (pliegues enterolíticos).

� Nodulares: Son diagenéticas. Presentan distintos tamaños, formas y disposición; pueden darse nódulos individuales dispersos, nódulos en contacto (chiken-wire), o nódulos coalescentes, que pueden evolucionar a niveles enterolíticos (capas nodulares deformadas).

� Masivas: Diagenéticas. Se da ausencia de sedimento encajante. Presentan estructuras internas no definidas.

� Detríticas: Relacionadas con procesos de erosión-transporte-sedimentación de anhidrita, o procesos de anhidritización de clastos de yeso primario.

YESO SECUNDARIO Se origina por hidratación de una anhidrita precursora (yesificación). El yeso secundario se encuentra asociado a yeso fibroso (no es secundario). Pueden darse las siguientes variedades de yeso secundario: � Yeso alabastrino: Agregados monocristalinos con textura equicristalina

homogénea. Se dan mosaicos microcristalinos de cristales anhedrales, con contactos saturados. Se aprecian inclusiones de anhidrita.

� Yeso porfidoblástico: Cristales de tamaños comprendidos entre 1 mm y 2 cm, dentro de una matriz alabastrina. Se dará una o varias generaciones de porfidoblastos. Este tipo de yeso, también presenta inclusiones de anhidrita.


� Yeso megacristalino: Grandes cristales de tonos claros, translúcidos y transparentes; los cristales son anhedrales, y tienen inclusiones de anhidrita.

YESO FIBROSOSO Variedad de yeso primario, asociado al yeso secundario. Se encuentra rellenado venas paralelas o subparalelas a la estratificación. Se forma por crecimiento desplazativo o intrusivo. Da cristales fibrosos verticales de tamaño centimétrico o milimétrico, que constituyen un cemento.

HALITA. NaCl Es el principal componente de las cuencas evaporíticas. Da cristales cúbicos, isótropos, transparentes e incoloros; los cristales pueden presentar inclusiones fluidas (cristales blanquecinos) o inclusiones de sedimento. La morfología de los cristales de halita, estará relacionada con el grado de saturación de la salmuera:

• Tolvas: Cristales piramidales formados en cuencas muy saturadas. • Cristales cúbicos macizos: Cubos transparentes formados en cuencas

menos saturadas. • Cristales tabulares hopper: Cristales formados en cuencas muy

concentradas. • Tolvas cúbicas: Cristales formados en cuencas muy concentradas. • Tolvas cúbicas sobrecrecidas: Formadas en cuencas muy concentradas.

Según el lugar de crecimiento, se van a dar unos cristales u otros: � Interfase salmuera-aire: Se da gran saturación y fuerte evaporación. Se

formarán cristales en forma de tolvas. � Sobre el fondo: Crecimiento a favor de los cristales formados en la

interfase salmuera-aire. Si la saturación es débil, se dan cubos macizos, y si la saturación es alta, se dan tolvas que sobrecrecen.

� En el seno del sedimento encajante: Crecimiento de tipo desplazativo. Se darán además, distintos tipos de fábricas de sobrecrecimiento. Vamos a tener diferentes variedades de litofacies de halita: � Laminada/bandeada: Formada por precipitación subácuea. Se da una laminación

muy buena. La laminación o bandeado, se debe a cambios en la sobresaturación de la salmuera (halita transparente – halita translúcida), a la intercalación de minerales de la arcilla, o a la alternancia con otras sales (potasas).

� Desplazativa: Es diagenética temprana, y se forma por precipitación intersticial. Su disolución va a dar una porosidad móldica.

� Detrítica: Es muy rara. Está relacionada con procesos de erosión-transporte-sedimentación; Las tormentas de viento originan oolitos de sal (halos de oolitos). Se dan en ambientes supramareales.

La halita se puede formar en ambientes profundos (precipitación subácuea, en presencia siempre, de un cuerpo de agua permanente; dan facies bandeadas o laminadas), o en ambientes supramareales (se dan en saline pans; formadas según ciclos de inundación-evaporación-desecación).

Petrología Sedimentaria II

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