sedimentologia
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UNIDAD 1 ORIGEN, DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS La sedimentología es el estudio científico de las rocas sedimentarias y los procesos que le dieron origen. Este estudio comprende la descripción, clasificación, formación e interpretación de procesos y aplicaciones de las rocas. La génesis de la misma es también de suma importancia para la identificación de ambientes y procesos formacionales. ROCA SEDIMENTARIA: cualquier tipo de material sedimentario (disgregado, sedimento consolidado, sedimentita) originado por procesos físicos, químicos o biológicos en áreas superficiales de la corteza. GÉNESIS DE LOS SEDIMENTOS = SEDIMENTACIÓN: formación de una roca sedimentaria, que incluye. METEORIZACIÓN: conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que conducen a la desintegración y/o descomposición de la roca in situ. El material así originado puede ser fácilmente removible por diversos agentes de transporte. Tipos: - Física: conduce a la fragmentación mecánica de material. Ej: diaclasamiento, congelamiento, diferencias térmicas. - Química: conduce a la descomposición de la roca. Producto final: minerales resistatos, sustancias en solución, minerales neoformados (argilominerales). Ej: hidrólisis, disolución, carbonatación, hidratación. - Biológica: acción de bacterias y/o vegetales que pueden generar disolución y/o quelación respectivamente. EROSIÓN: proceso dinámico que implica la captura, remoción y desgaste del material, ya sea aquel obtenido por meteorización o que se encuentra formando parte de la propia corteza. Agentes: eólico, glacial, ácueo, gravitacional. TRANSPORTE: agentes eólico, ácueo (marino, fluvial), glacial, gravitacional (remoción en masa, flujo de barro). DEPOSITACIÓN: Clástica: por pérdida de la capacidad de transporte del agente o competencia en cuencas sedimentarias (material clástico). Precipitación: química: concentración de un soluto por evaporación del solvente; sobresaturación de un soluto respecto a un solvente. bioinducida: actividad fisiológica de organismos. LITIFICAIÓN: conjunto de procesos que llevan a la formación de una roca consolidada a partir del sedimento. Principal factor: compactación conduce a la pérdida de agua. DIAGÉNESIS: conjunto de procesos físicos y químicos que afectan al material luego de su depositación (o acumulación) y sedimentación. ASPECTOS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS TEXTURA: conjunto de propiedades que tienden a describir las características de los individuos que forman la roca. Tamaño Forma geometría de los constituyentes. Disposición Fábrica: orientación en el espacio o falta de ella. Empaquetamiento: contacto entre individuos. Relacionado con la capacidad para alojar fluidos (Permeabilidad). Porosidad: cantidad de espacios vacíos.
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UNIDAD 1
ORIGEN, DEFINICIÓN Y CLASIFICACIÓN DE ROCAS SEDIMENTARIAS
La sedimentología es el estudio científico de las rocas sedimentarias y los procesos que le dieron origen.
Este estudio comprende la descripción, clasificación, formación e interpretación de procesos y aplicaciones
de las rocas. La génesis de la misma es también de suma importancia para la identificación de ambientes y
procesos formacionales.
ROCA SEDIMENTARIA: cualquier tipo de material sedimentario (disgregado, sedimento consolidado,
sedimentita) originado por procesos físicos, químicos o biológicos en áreas superficiales de la corteza.
GÉNESIS DE LOS SEDIMENTOS = SEDIMENTACIÓN: formación de una roca sedimentaria, que
incluye.
METEORIZACIÓN: conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que conducen a la desintegración
y/o descomposición de la roca in situ. El material así originado puede ser fácilmente removible por diversos
agentes de transporte. Tipos:
- Física: conduce a la fragmentación mecánica de material. Ej: diaclasamiento, congelamiento,
diferencias térmicas.
- Química: conduce a la descomposición de la roca. Producto final: minerales resistatos, sustancias
en solución, minerales neoformados (argilominerales). Ej: hidrólisis, disolución, carbonatación,
hidratación.
- Biológica: acción de bacterias y/o vegetales que pueden generar disolución y/o quelación
respectivamente.
EROSIÓN: proceso dinámico que implica la captura, remoción y desgaste del material, ya sea aquel
obtenido por meteorización o que se encuentra formando parte de la propia corteza. Agentes: eólico, glacial,
ácueo, gravitacional.
TRANSPORTE: agentes eólico, ácueo (marino, fluvial), glacial, gravitacional (remoción en masa, flujo
de barro).
DEPOSITACIÓN:
Clástica: por pérdida de la capacidad de transporte del agente o competencia en cuencas
sedimentarias (material clástico).
Precipitación: química: concentración de un soluto por evaporación del solvente; sobresaturación
de un soluto respecto a un solvente.
bioinducida: actividad fisiológica de organismos.
LITIFICAIÓN: conjunto de procesos que llevan a la formación de una roca consolidada a partir del
sedimento. Principal factor: compactación conduce a la pérdida de agua.
DIAGÉNESIS: conjunto de procesos físicos y químicos que afectan al material luego de su depositación (o
acumulación) y sedimentación.
ASPECTOS DE ESTUDIO DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
TEXTURA: conjunto de propiedades que tienden a describir las características de los individuos que forman
la roca.
Tamaño
Forma geometría de los constituyentes.
Disposición Fábrica: orientación en el espacio o falta de ella.
Empaquetamiento: contacto entre individuos. Relacionado con la
capacidad para alojar fluidos (Permeabilidad).
Porosidad: cantidad de espacios vacíos.
ESTRUCTURA: rasgos de meso y macroescala presentes en las rocas sedimentarias. Son adquiridos por
procesos depositacionales o post-depositacionales, que pueden ser:
- mecánicos (estratificación, laminación, etc.)
- químicos (nódulos, ooides, etc.)
- biológicos (trazas fósiles, estromatolitos)
COMPOSICIÓN:
Mineralógica: minerales formadores. Todas las rocas sedimentarias.
Química: rocas clásticas de grano fino; características químicas de los elementos que
las componen.
Isotópicas: relacionada con la proporción de los elementos radioactivos.
Los factores mencionados anteriormente nos permiten realizar una clasificación de las rocas sedimentarias.
La misma puede ser fundamentalmente de 2 tipos:
DESCRIPTIVA: agrupan a las rocas en base a las características similares. Esta clasificación no
permite asignar un posible origen para cada roca.
GENÉTICA: agrupan las rocas de acuerdo a su origen.
Así mismo, primero hay que describir la roca para poder asignarle un posible origen.
CLASIFICACIÒN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
CLÁSTICAS, MECÁNICAS O EXÓGENAS: producto de la desintegración física de otras rocas o material
sólido.
*EPICLÁSTICAS: rocas típicas de la meteorización, transporte mecánico y depositación.
*PIROCLÁSCTICAS: vinculadas con la actividad volcánica. Son producto de la explosión y
fragmentación de material sólido o cuasi-sólido (plástico).
*CATACLÁSTICAS: producto de la fricción tectónica.
ENDÓGENAS O NO CLÁSTICAS:
*QUÍMICAS: rocas cristalinas provenientes de las precipitación de soluciones ácueas in situ
(carbonáticas y evaportias).
*METASOMÁTICAS: son una variedad de las rocas químicas. En éstas se produce la introducción de
algunos iones que reemplazan a otros.
*BIOQUÍMICAS: producidas a partir de la actividad orgánica. Se puede dar por acumulación de
material esqueletal (partes duras) o por acumulación de materia orgánica altamente descompuesta
(carbones e hidrocarburos).
ABUNDANCIA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Total del volumen de la litósfera 5-6%
Corteza (10 km más superficiales) 75% (áreas continentales: 66-67%; oceánicas: 85%).
De este 75 % Pelitas 66%; Areniscas 20%; Carbonatos 10%; resto de sedimentos o sedimentitas 4%.
Las rocas sedimentarias han sido muy escasas durante el PЄ. La cantidad ha ido aumentando a lo largo del
tiempo. Desde el K hasta la actualidad, 50% de las rocas formadas son sedimentarias.
METODOLOGÍA DE ESTUDIO
1) Descripción de los atributos que caracterizan a la roca sedimentaria: identificación inicial de la
litología en términos de composición, textura, estructura, contenido fosilífero, paleocorrientes, etc.
En base a dichos atributos es posible determinar FACIES
2) Estudio de la formación (interpretación del origen de la roca): puede realizarse a través de la
definición de SUITE o ASOCIACIÓN DE MINERALES PESADOS (con el fin de identificar la
litología de la roca fuente u otro indicador paleoambiental).
3) Clasificación (en categorías sistemáticas)
4) Noción de la aplicación OBJETIVO
En función al objetivo planeado se elige la metodología y técnicas de trabajo más adecuados para la
resolución del mismo. Debe tenerse en cuenta que existe un tiempo limitado para la realización del mismo.
MÉTODOS DE TRABAJO EN EL CAMPO
Identificación de la litología en base a todos los atributos. Para describir las estructuras sedimentarias
indicadoras de paleocorrientes se debe orientar la muestra respecto a la corriente generadora en base a 3
planos:
Plano A: perpendicular a la estratificación y paralelo a la dirección de paleocorriente. En este plano
(en sección delgada) puede determinarse la orientación y el ángulo con el que inclinan los clastos
imbricados.
Plano B: solidario con la estratificación. Permita observar la orientación de los granos.
Plano C: perpendicular a la estratificación y dirección de la corriente.
Se pueden observar diferentes aspectos de la fábrica postdepositacional o rasgos de heterogeneidad.
UNIDAD 2
CUENCAS SEDIMENTARIAS
TECTÓNICA DE PLACAS Y ROCAS SEDIMENTARIAS
Del desplazamiento lateral a los movimientos de componente vertical.
Áreas en ascenso o emergencia y áreas de descenso o subsidencia.
Las cuencas sedimentarias: áreas de la corteza en las que se produce la acumulación de un espesor
considerable de sedimentos y que pueden persistir por largos períodos de tiempo geológico
(Einsele, 2000).
1) CUENCAS DE REGIONES CON BORDES DIVERGENTES
Rifts sobre corteza continental: asociados comúnmente con volcanismo bimodal.
Rifts proto-oceánicos: cuencas oceánicas incipientes con sustrato de corteza oceánica nueva y limitada por
márgenes continentales.
CUENCAS DE RIFT
Se producen por extensión cortical en ambiente de intraplaca. El rifting constituye una fase tectónicamente
activa, con fallamiento normal, adelgazamiento cortical, cambios topográficos, volcanismo y elevado flujo
calórico. En forma local hay fuerte subsidencia y espacio para la acumulación sedimentaria.
El proceso de rifting requiere de la presencia de una pluma de ascenso convectiva en la base de la litosfera,
asociada a adelgazamiento cortical. Este adelgazamiento se puede producir por convección o por erosión de
la base de la litosfera.
Las cuencas de rift se generan tanto por la cizalla pura, con fallas empinadas desarrolladas en corteza
continental vieja, o por cizalla simple asociada a superficies de despegue intracortical en una corteza joven y
caliente. Estas últimas cuencas poseen fallas de inclinación suave y son comunes en los bordes
continentales. Después de un estado prolongado de rift, pasan al de ruptura continental e inicio de deriva con
generación de corteza oceánica.
Hace un tiempo, los sistemas de rift eran descriptos como depresiones simétricas (grábenes) limitadas a
ambos flancos por sistemas de fallas normales.Sin embargo, es mucho más común que por extensión cortical
se produzca flujo por delaminación de la corteza mediante fallas de bajo ángulo con lo que el modelo de rift
más viable es asimétrico (hemigrábenes) con un margen activo y otro más pasivo. Las fallas de la zona
activa tienen diseño dominó y marcado efecto rotacional.
Las cuencas de rift suelen estar segmentadas a lo largo de su eje mayor y se limitan por zonas de
transferencia que son sitios donde puede desarrollarse volcanismo sinsedimentario. Las fases múltiples de
rifting son bastante frecuentes debidas a la reactivación de bloques de falla, de modo que los sedimentos
pueden ser parcialmente erosionados y redistribuidos.
Los tipos de sedimentos dependen de la posición con respecto a las áreas de aporte terrígeno y a las fajas
climáticas. Así, las facies muestran un amplio espectro. Durante la fase temprana de rift las cuencas se
sobre-rellenan con sedimentos silicoclásticos fluviales proximales a distales. Luego pasan a un estado de
sub-relleno con dominio de depósitos lacustres. En la fase ulterior, de post-rift, los sedimentos cubren
áreas más amplias de la cuenca y son mucho más uniformes en sus caracteres. La subsidencia es termal y
son comunes los diseños de superposición progradacionales y retrogradacionales.
2) CUENCAS DE REGIONES DE INTRAPLACA
Cuencas intracratónicas (sags intracontinentales): amplias cubetas cratónicas.
Emersión continental (depresiones en márgenes continentales divergentes maduros) y embancamiento
continental (cuñas de sedimentos progradacionales).
Plataformas continentales: sobre cratones estables, cuerpos sedimentarios de escaso espesor y muy
extensos regionalmente.
Cuencas oceánicas activas: desarrolladas sobre sustrato de corteza oceánica, formadas en los límites de
placas divergentes.
Cuencas oceánicas estables: cuencas con sustrato de corteza oceánica que no está sujeta ni a expansión ni a
subducción.
CUENCAS DE SAG INTRACONTINENTALES
Son grandes depresiones corticales que poseen escasa extensión. La subsidencia es lenta y no es lineal, y
abarca grandes lapsos de tiempo geológico (200 a 600 Ma). Los principales procesos que controlan la
subsidencia prolongada son la contracción termal de la litósfera, la eclogitización de la corteza inferior y/o el
stress de intraplaca.
La mayoría de estas cuencas posee dos o más fases de desarrollo. Normalmente aparece una inicial de rift y
otra (u otras) de sag.
Los ambientes de depositación suelen ser continentales (fluviales, lacustres), con ciclos marinos someros.
Los cambios climáticos marcados producen diversas facies, como por ejemplo capas de carbonatos,
evaporitas, carbón e incluso tillitas.
Los rellenos suelen ser bastante espesos (desde varios km a 10 km). Suelen subdividirse en megasecuencias
(de 2º orden) generadas por cambios relativos en el nivel del mar. Estos ciclos están constituidos por
asociaciones de facies progradacionales y retrogradacionales y cada uno aparece limitado por discordancias
mayores.
Muchas cuencas poseen cantidades apreciables de hidrocarburos por el amplio desarrollo de los cuerpos de
lutitas negras, aparición de trampas estratigráficas, sellos y profundidades de soterramiento adecuados, junto
a una relativamente limitada deformación tectónica.
CUENCAS DE MARGEN CONTINENTAL Y DE LA PENDIENTE CONTINENTAL (desde la
plataforma a la emersión y el fondo oceánico)
Las típicas cuencas de margen pasivo pueden tener influencia volcánica o carecer de ella. Aparecen
posteriormente al desarrollo de los rifts por fragmentación continental y deriva de dichas masas. Suelen ser
cubetas segmentadas y poseen amplitud variable. Reciben la influencia de estructuras desarrolladas en el
margen de las plataformas, como por ejemplo desarrollo de cuerpos bioconstruidos o intrusiones salinas.
Las de tipo Atlántico acumulan una pila potente de sedimentos que son sensibles a los cambios climáticos,
de circulación oceánica y en la evolución de los organismos.
Las porciones más externas suelen ser hambrientas o con sedimentación lenta.
Las sucesiones suelen ser silicoclásticas y con forma de cuña, y registran estilos de depositación
progradacionales y retrogradacionales, vinculados con los aportes de sedimentos y con los cambios relativos
del nivel del mar.
Por su parte, los sedimentos de la pendiente se asocian con fallas activas, registran estructuras de
desmoronamiento y diapiros de fango. En el pie del talud, es común el desarrollo de complejos generados
por flujos gravitacionales de sedimentos (abanicos y aprons submarinos).
3) CUENCAS DE REGIONES CON BORDES CONVERGENTES
Fosas oceánicas (trenches): formadas por subducción de litósfera oceánica.
Cuencas de antearco: ubicadas en la región entre el arco y la fosa.
Cuencas de intraarco: ubicadas en la plataforma del arco.
Cuencas de trasarco: con sustrato oceánico por detrás de arcos magmáticos intra-oceánicos.
Cuencas de retroarco: de antepaís sobre el flanco continental, inducidas por compresión relacionada con
subducción o colisión.
TRINCHERAS O FOSAS OCEÁNICAS Y CUÑAS ACRECIONARIAS
Reciben la acumulación de grandes cantidades de sedimento procedentes del flanco del arco magmático, de
la placa oceánica que se subducta e incluso de áreas de aporte más distantes. La proporción de sedimento en
la cuña acrecionaria aumenta cuando la trinchera está bastante colmada, pero también es elevada cuando el
grado de convergencia de placas es lento y cuando el ángulo de la zona de subducción es bajo.
Entre los sedimentos, predominan los depósitos turbidíticos y de flujos en masa, así como las facies finas de
naturaleza pelágica.
El escape de aguas y la deformación estructural son importantes. Se forman así zonas de mélange
(estructuras muy caóticas) que se deben a movimientos en masa en la pendiente de antearco, a la
deformación tectónica asociada a subducción y a procesos de licuefacción y fluidización.
CUENCAS DE ANTEARCO
Se encuentran entre la trinchera oceánica y el arco magmático, o bien en la parte interna de un prisma
acrecionario. El relleno de estas cuencas se dispone en relación de onlap sobre el sustrato del arco
magmático.
Muchas de estas cuencas evolucionan desde una fase inicial de tipo rift, caracterizada por sedimentación
marina profunda, a otra de plataforma con sedimentación marina más somera, hasta que finalmente se pasa a
un registro dominantemente continental.
El primero de estos estadios se caracteriza por depósitos muy potentes de abanicos submarinos de escasa
dimensión, con dominio de sedimentación gruesa, que aparecen cubriendo a sedimentos pelágicos y
hemipelágicos. Los abanicos submarinos son alimentados desde distintos puntos del arco magmático vecino.
En regiones intra-oceánicas el aporte es esencialmente producido desde el arco magmático, en tanto que en
los márgenes continentales también puede haber contribuciones desde áreas positivas vecinas al arco
magmático.
El estadio siguiente se caracteriza por sedimentación marina somera. Puede haber tanto desarrollo de
sedimentos silicoclásticos como carbonáticos. El registro sedimentario está controlado por la subsidencia
(que es mayor en el centro de cuenca), el ascenso del prisma acrecionario y el ascenso tectónico del arco
magmático. Los depocentros migran hacia el interior marino en una primera etapa, pero luego pueden
trasladarse hacia las áreas continentales.
CUENCAS DE TRASARCO
Las cuencas de trasarco (backarc) evolucionan por detrás de un arco magmático.
Entre ellas se reconocen dos tipos: cuencas con sustrato de corteza oceánica, por detrás de arcos magmáticos
intraoceánicos, y cuencas sobre corteza continental por detrás de un arco magmático ensiálico, pero sin
desarrollo de fajas plegadas y corridas.
Muchas de las cuencas de trasarco son extensionales, formadas por procesos de rifting (ciertas etapas
andinas) y expansión de fondo oceánico. Otras son no-extensionales y se forman bajo regímenes neutros.
Son ejemplos antiguas cuencas oceánicas “atrapadas” durante un proceso de reorganización de placas (mar
de Bering, Plataforma de Sunda).
Las de trasarco son cuencas profundas y acumulan detritos procedentes esencialmente del arco magmático.
Hay depósitos epiclásticos y piroclásticos primarios y reelaborados. Son comunes los flujos y caídas
piroclásticos, los depósitos de remoción en masa y las turbiditas volcaniclásticas. Los sedimentos pelágicos
y hemipelágicos aumentan su proporción en los estadios más tardíos de la evolución de estas cuencas, sobre
todo cuando son oceánicas.
CUENCAS DE RETROARCO
Las cuencas de retroarco son un tipo de cuencas de antepaís.
El término cuenca de antepaís (foreland) describe a una depresión que se ubica entre una faja orogénica (un
frente tectónico o cinturón plegado y corrido) y un cratón.
En las cuencas de retroarco el frente orogénico coincide con la posición del arco magmático. Por tal motivo
(al igual que en las de trasarco) se localizan por detrás del arco magmático.
Se desarrollan en estado de convergencia, por subducción de la corteza continental que subyace al arco
magmático. La subsidencia es dominantemente flexural (por sobrecarga del cinturón plegado y corrido o por
el propio peso del arco magmático), asociada con subsidencia debida al efecto de carga sedimentaria.
Las cuencas de antepaís intermontanas o de antepaís fragmentado (broken foreland) se generan en áreas
donde la placa subductada por debajo del complejo fosa oceánica-arco magmático tiene muy bajo ángulo.
En la deformación compresional del frente tectónico queda involucrado el basamento que forma parte de la
corteza continental.
El relleno de las cuencas de retroarco instaladas sobre corteza continental (foredeeps o foreland basins)
posee aportes desde el arco magmático y de complejos sedimentarios previos involucrados en la
deformación (cinturón plegado y corrido), así como desde las áreas cratónicas más distales. Incluso, en
algunas de ellas, los aportes cratónicos predominan sobre los del arco magmático.
En las intermontanas, a los aportes del arco y de sedimentitas previas de la cuenca de trasarco involucradas
en la deformación se suman contribuciones de rocas del basamento elevado.
En estas cubetas la fase inicial se caracteriza por la sedimentación de depósitos clásticos de textura gruesa,
pero luego pueden aparecer depósitos marinos someros, los que son seguidos por espesas acumulaciones
molásicas.
CUENCAS DE ANTEPAÍS
Las geometrías y las asociaciones de facies en el margen activo son progradacionales y de cuñas clásticas
delgadas hacia el sector cratónico. Las variaciones en la contribución de detritos y en la subsidencia pueden
producir estados de colmatación y hambrientos en relación con la evolución del frente tectónico. Por ello, el
diseño de superposición es variable, ya que se puede pasar desde sedimentos marinos profundos a
continentales o desde sedimentos proximales a distales. Las cuñas sedimentarias están limitadas
internamente por discontinuidades (algunas angulares). El transporte axial de los sedimentos produce
marcados cambios laterales de facies, por ejemplo desde depósitos de abanicos aluviales a lacustres o desde
continentales a marinos someros.
En las zonas distales del antepaís, los sedimentos hacen onlap sobre rocas de basamento.
Predominan depósitos fluviales distales, lacustres y marinos someros, con frecuencia carbonatos, todos con
espesor limitado y bajo la influencia de cambios eustáticos.
4) CUENCAS DE REGIONES CON BORDES CONVERGENTES
Cuencas oceánicas remanentes: con sustrato oceánico ubicadas entre dos márgenes continentales en
colisión.
Cuencas periféricas de antepaís: sobre márgenes continentales extensionales que han sido sometidos a
subducción durante una colisión continental.
Cuencas piggyback: formadas y transportadas en el tope de láminas de corrimiento activas.
Cuencas de antepaís intermontanas (antepaís fragmentado): formadas sobre núcleos ascendidos de
basamento en ambientes de antepaís.
CUENCAS OCEÁNCIAS REMANENTES
Las cuencas oceánicas remanentes aparecen en las fajas orogénicas de sutura en las que hay intensa
deformación por colisión continental, ya que trata de producirse subducción en una zona cortical o de arco
magmático que no es subductable. Las cuencas remanentes son cubetas en estado de desaparición antes de
su cierre definitivo y que están flanqueadas por zonas de sutura en proceso de ascenso tectónico. Sus
rellenos sedimentarios son esencialmente turbidíticos y la alta proporción de detritos procede justamente del
orógeno en ascenso. Acumulan otros sedimentos clásticos cuyos materiales proceden del arco magmático,
del margen continental que se aproxima y de la corteza oceánica subyacente.
CUENCAS ANTEPAÍS PERIFÉRICAS
Las cuencas de antepaís periféricas también están asociadas a la colisión de masas continentales. Se
emplazan sobre la corteza continental que corresponde al margen pasivo o de rift que ha colisionado con un
complejo de subducción. En ellas, la subsidencia es dominantemente flexural (por la carga de los frentes
tectónicos) asociada con hundimiento por carga de la masa de sedimentos que se acumula en la cuenca.
Las fases de deformación activa se asocian con niveles crecientes de subsidencia (flexural) y de aporte
clástico. Después, la subsidencia disminuye en forma progresiva por relajamiento de la zona flexural.
Finalmente, se pueden producir fenómenos de erosión por rebote isostático.
Se diferencian de las cuencas de retroarco (otra variedad de cuenca de antepaís) por la presencia de
complejos de subducción oceánicos, por mayor profundidad del agua marina, por su duración relativamente
corta, y porque los aportes volcánicos y volcaniclásticos a la cuenca son mucho más reducidos.
5) CUENCAS DE REGIONES CON BORDES TRANSFORMANTES
Cuencas transtensionales: formadas por extensión de zonas de fallamiento de rumbo. Son las más comunes
y mejor conocidas.
También se reconocen:
Cuencas transpresionales: formadas por compresión en zonas de fallamiento de rumbo.
Cuencas transrotacionales: formadas por rotación de bloques de corteza continental en zonas de
fallamiento de rumbo.
CUENCAS TIPO PULL-APART
Se producen por desplazamiento de sistemas de fallas de rumbo y por efectos transtensionales. La longitud
es variable, desde decenas hasta centenares de kilómetros. La subsidencia es mayor cuanto más amplia sea la
cuenca, y las más alongadas pueden llegar a tener sustrato de magma basáltico.
El desplazamiento rápido según el rumbo de las fallas causa subsidencia también veloz, con lo que se
desarrolla una fase inicial de fuerte profundización, de tipo sin-rift. En cambio, la subsidencia tardía está
determinada por el efecto de la carga sedimentaria.
Las cuencas continentales se rellenan con sedimentos aluviales, fluviales y lacustres, con registro
fuertemente asimétrico en los sentidos longitudinal y transversal. Los depocentros suelen migrar a lo largo
del margen transcurrente, por lo que la complejidad estructural y de facies sedimentarias es mayor que en las
cuencas de rift.
La vida de estas cuencas es relativamente corta, de unos pocos millones de años.
6) CUENCAS DE REGIONES HÍBRIDAS
Aulacógenos: brazos de rift abortados localizados a alto ángulo con respecto a márgenes continentales,
pueden ser reactivados durante tectónica de convergencia o se encuentran formando alto ángulo con respecto
a fajas orogénicas.
Cuencas de wrench intracontinentales: formadas sobre corteza continental y debidas a procesos
colisionales distantes.
Impactógenos: rifts formados a alto ángulo de fajas orogénicas sin una historia pre-orogénica previa.
Cuencas sucesorias: formadas en zonas intermontanas después de la cesación de la actividad orogénica o
tafrogénica.
UNIDAD 3
INTRODUCCIÓN AL ANÁLISIS DE FACIES SEDIMENTARIAS
CONCEPTO DE FACIES
El vocablo “facies” en geología, y particularmente en estratigrafía y sedimentología, tiene un significado
ambiguo y por ello ha sido motivo de dudas y confusión. La razón es que a lo largo del tiempo, y según sea
el campo disciplinario, se lo ha empleado con muy distintas acepciones.
En el caso del estudio del registro sedimentario pueden reconocerse diversos enfoques en la definición de
una facies, algunos tienen un carácter interpretativo y otros tienen carácter descriptivo y objetivo.
LOS CRITERIOS INTERPRETATIVOS
Facies e interpretación tectónica = TECTOFACIES. Una tectofacies consiste en un importante registro
(espesor y distribución regional) de sedimentos que se suponen originados bajo un régimen tectónico en
particular (por ejemplo tectofacies preorogénicas o flysch, tectofacies sinorogénicas o molasa).
Facies y ambientes sedimentarios. Consiste en una sucesión sedimentaria o conjunto de cuerpos
sedimentarios que se interpretan como acumulados en un determinado ambiente sedimentario (ej. facies
fluviales, facies deltaicas, facies de estuario).
Facies y procesos sedimentarios. Capa sedimentaria o conjunto de capas que se atribuyen a la acción de un
proceso de acumulación (por ejemplo facies de turbiditas, facies de debritas, facies de tidalitas, facies de
eolianitas).
La utilidad del concepto de facies radica en que constituye un elemento útil para describir los atributos que
poseen las rocas sedimentarias.
De este modo, definir facies con criterio interpretativo es metodológicamente incorrecto.
Lo apropiado es hacerlo sobre la base de criterios objetivos y descriptivos. A estas facies se las define como
facies sedimentarias observacionales.
FACIES SEDIMENTARIAS OBSERVACIONALES
1) LITOFACIES
Cuerpo de roca sedimentaria con características específicas. Se puede definir por su color, estructuras,
composición, textura, fósiles y arquitectura sedimentaria.
Normalmente por una combinación entre estos atributos. Aún cuando su definición se efectúa con un criterio
enteramente objetivo, se considera que este cuerpo de roca ha sido formado bajo determinadas condiciones
físicas y químicas, y por lo tanto evidencia un proceso sedimentario en particular.
Como reflejan las características físicas y composicionales de los sedimentos y sedimentitas, se las define
por su:
• Litología (textura y composición)
• Estructuras sedimentarias
• Geometría o arquitectura de los cuerpos
METODOLOGÍA PARA LA DEFINICIÓN DE LITOFACIES OBSERVACIONALES
1. Selección de los atributos
2. Nivel de precisión
El nivel de precisión depende de una serie de factores, por ejemplo:
- Tipo y calidad de las rocas en estudio
- Tipo y calidad de los afloramientos
- Tiempo disponible
- Objetivos del trabajo
2) BIOFACIES
3) ICNOFACIES E ICNOLOGÍA, PRINCIPIOS BÁSICOS
La icnología es el estudio de las trazas fósiles.
Las trazas fósiles generalmente muestran la actividad de organismos de cuerpo blando que no dejan restos
de sus partes corporales. Estos organismos son el grupo dominante de la biomasa.
Se clasifican en estructuras de bioturbación (ruptura de la fábrica sedimentaria original: huellas, pistas,
excavaciones), de bioestratificación (creadas por los organismos como los tapetes algales o microbianos), de
biodepositación (productos de bioerosión y restos fecales) y de bioerosión (perforaciones en sustratos
consolidados).
Reflejan el comportamiento de los organismos (reposo, locomoción, alimentación, escape, etc.) y facilitan
las comparaciones paleocológicas entre rocas de distinta edad. No suelen ser de utilidad para determinar la
edad de los depósitos.
Los organismos productores de trazas fósiles son sensibles a la energía del ambiente (en especial en medios
ácueos), a la coherencia de los sustratos y a parámetros ecológicos tales como salinidad, niveles de
oxigenación, ritmos de sedimentación, temperatura y disponibilidad de nutrientes.
Las condiciones ecológicas están a su vez vinculadas con los ambientes de acumulación. Las trazas suelen
aparecer en determinados ambientes sedimentarios.
Las trazas se pueden preservar a pesar de la diagénesis de los sedimentos.
Una traza fósil puede ser producida por un único tipo de organismo, pero también por distintos tipos de
organismos que tienen comportamientos semejantes, lo que puede dificultar su interpretación.
Un mismo organismo puede generar diferentes estructuras que corresponderán a distintos estados de
comportamiento en un mismo sustrato, o al mismo comportamiento en diferentes tipos de sustratos.
ICNOFACIES
Una icnofacies consiste en un conjunto de trazas fósiles que aparecen asociadas en el registro sedimentario,
sea en una misma capa o en capas sedimentarias adyacentes.
Se asume que esta asociación se ha formado bajo determinados parámetros ambientales.
Normalmente, las icnofacies son recurrentes en el tiempo geológico (Buatois et al., 2002).
ASOCIACIÓN DE FACIES
Grupo o conjunto de facies que guardan una clara relación física y genética entre sí. El concepto involucra
tanto a las relaciones verticales como laterales entre las facies.
El concepto de asociación de facies es fundamental para definir mecanismos de formación de los depósitos
sedimentarios, así como proponer modelos sobre sistemas de depositación y ambientes de acumulación.
TIPOS DE ASOCIACIONES
Se pueden considerar las siguientes asociaciones:
Multiepisódicas
Cíclicas o rítmicas:
Bandeadas o bitemáticas (cyclic bedding)
Asimétricas (cyclic sequences)
Complejas
No cíclicas
ASOCIACIONES ASIMÉTRICAS.LLAMADAS TAMBIÉN SUCESIONES DE FACIES Y
SECUENCIAS DE FACIES
DISEÑO DE SUPERPOSICIÓN
Conjunto de más de dos facies que pasan de unas a otras en sentido vertical mediante contactos graduales a
netos.
Cada una de estas sucesiones está limitada en su base o tope por una superficie muy neta y/o erosiva, a veces
por un hiatus de importancia.
El diseño de superposición suele manifestarse por variaciones progresivas en granulometría y/o en la escala
de la estratificación.
TIPOS DE ASOCIACIONES ASIMÉTRICAS
Por su diseño
Granodecrecientes (positivas) – Granocrecientes (negativas)
Estratodecrecientes – Estratocrecientes
Por su escala
Pequeñas (métricas a decamétricas)
Grandes (de centenares de metros)
ORIGEN DE LAS ASOCIACIONES DE FACIES
Asociaciones autocíclicas: controladas por procesos que tienen lugar en el propio ambiente
sedimentario.
Asociaciones alocíclicas: causadas por factores externos al sistema sedimentario, como cambios
climáticos, movimientos tectónicos en el área de aporte y variaciones globales en el nivel del mar.
SEDIMENTACIÓN NORMAL Y CATASTRÓFICA
Sedimentación normal: los procesos de sedimentación normal son los que persisten por largo tiempo.
La sedimentación neta es lenta y puede producir desde grandes masas de sedimentos a registros discretos.
Debe destacarse que el proceso de acumulación puede ser lento o rápido, pero en el último caso está
acompañado de procesos erosivos que reducen la tasa neta de acumulación.
Sedimentación catastrófica: los procesos de sedimentación ocurren en forma instantánea. Tienen niveles
de energía cinética varias veces superiores a los de la sedimentación normal.
Pueden generar depósitos ocasionales (eventuales) o una alta proporción del registro sedimentario.
La sedimentación eventual refleja un acontecimiento súbito, imprevisto y catastrófico (tormentas,
inundaciones, terremotos, volcanismo explosivo).
LEY DE WALTHER Y CORRELACIÓN DE FACIES
La Ley de Facies de Walther (1894) nos indica que las facies que aparecen dispuestas en sentido vertical
(asociaciones de facies) deben haber sido el producto de ambientes asociados espacialmente. De este modo,
dichas facies han sido formadas en ambientes lateralmente adyacentes.
La Ley de Walther tiene una limitación (limitante de Middleton, 1973) y es que debe aplicarse a sucesiones
en las que no aparezcan interrupciones o discontinuidades mayores.
La Ley de Walther es esencial para:
1) efectuar interpretaciones dinámicas en el modelado de los ambientes sedimentarios.
2) realizar estudios espaciales sobre la base de correlaciones.
UNIDAD 4
HIDRODINÁMICA
FLUJOS LAMINARES/TURBULENTOS
Se diferencian por sus propiedades cinéticas y dinámicas.
Laminares: partículas se mueven paralelas al techo o al lecho.
Turbulentos: líneas de corriente están fuertemente distorsionadas generando remolinos.
El transporte de material clástico se da generalmente por flujos turbulentos. Son los únicos capaces de poner
en suspensión los clastos.
Los mecanismos por los cuales los clastos pasan a suspensión son:
1) Adición de fuerza de fluido
2) Reducción de presión cuando pasa el remolino
La turbulencia en el flujo ácueo se da por gravedad por contacto con el sustrato (y es mayor si es irregular)
Resistencia friccional: es la resistencia que se da entre capas de fluido real con diferente velocidad.
Viscosidad: propiedad del fluido que mide el grado de ralentización de una capa rápida por efecto de una
capa lenta.
*No depende del estado de movimiento del fluido.
*Varía con la temperatura y la cantidad de carga en suspensión (viscosidad aparente)
En el flujo turbulento se suma una viscosidad turbillonaria relacionada con los remolinos. Es varias veces
mayor que la viscosidad dinámica.
DIFERENCIA ENTRE FLUJO LAMINAR Y TURBULENTO
Se dividen en base al número de Reynolds (adimensional) que relaciona la fuerza de inercia con la fuerza
viscosa.
Se puede dividir además por del número de Froude que relaciona fuerza de inercia con fuerza de grvedad.
A una misma velocidad, con mayor profundidad disminuye F, y con menor profundidad aumenta F.
Combinando Reynolds y Froude, se pueden obtener las siguientes variedades de flujos:
Laminars lentos
Laminares rápidos
Turbulentos lentos = flujos SUBCRÍTICOS
Turbulentos rápidos = flujos SUPERCRÍTICOS
En base a la velocidad del agente y su variación dentro del mismo podemos reconocer 4 tipos de flujo.
1) Uniforme: la velocidad no experimenta variaciones con la distancia recorrida
2) No uniforme: la velocidad varía con la distancia recorrida. Hay cambio lateral de facies
3) Estables o fijos: no hay cambios en la velocidad de un mismo lugar a través del tiempo.
4) Inestables o no-fijos: hay cambios de la velocidad de un mismo lugar a través del tiempo. Hay
cambio vertical de las facies
LOS FLUIDOS Y LA VISCOSIDAD
Las propiedades fundamentales de un fluido son la viscosidad dinámica (μ) y densidad (ρ), vinculadas por
la viscosidad cinemática (η)
Agua y aire: importantes agentes que tiene similar viscosidad cinemática, pese a que el agua tiene mayor
viscosidad dinámica y densidad.
Fluidos Newtonianos: no cambian la viscosidad frente a un esfuerzo (Ej: agua, aire)
Fluidos no-Newtonianos: modifican su viscosidad en función del esfuerzo aplicado (Ej: agua con alto
contenido de arcilla).
Umbral elástico: valor de esfuerzo que es necesario superar para iniciar la deformación (o movimiento) de
un fluido. A mayor viscosidad, mayor umbral elástico-
Una vez superado este umbral, los fluidos pueden tener 2 comportamientos:
1) Plásticos ideales (o “Bingham”): se comportan como newtonianos.
2) Pseudoplásticos: se comportan como no-newtonianos.
CARACTERÍSTICAS DE LA INTERFASE FLUJO-LECHO
El flujo ejerce un esfuerzo sobre el lecho, a su vez el lecho ejerce la misma fuerza sobre el flujo denominada
fuerza de retardo.
Capa límite: zona del flujo retardada por el esfuerzo friccional. Su espesor depende de la rugosidad del
lecho, velocidad del flujo y viscosidad del flujo.
El flujo en la capa límite puede ser turbulento o casi laminar. Si es laminar, puede denominarse subcapa
viscosa porque los esfuerzos hacia el lecho se transmiten por fuerza de viscosidad absoluta. En este caso se
pierde la capacidad de transporte por falta de turbulencia.
En flujos supercríticos la capa límite puede ocupar toda la sección del flujo.
Fuerza tractiva: es la fuerza ejercida por el fluido sobre el lecho. Es función de Reynolds, profundidad y
rugosidad del lecho.
Rugosidad del lecho: es un factor de gran importancia en el comportamiento del flujo. Se produce en la
parte más baja del flujo en cuyo caso su valor se da por la altura de la irregularidad y la granulometría del
sedimento grueso (caso de rugosidad por clastos grandes).
En los límites rugosos del tipo óndulas, ondas de arena, etc., de produce la expansión de la capa límite aguas
abajo de la cresta, esto se da también por la presencia de grandes clastos. Esto genera un fenómeno
denominado SEPARACIÓN DE FLUJO, de gran importancia en generación y evolución de estructuras
mecánicas.
En ocasiones la separación de flujo produce un flujo reverso en el pie de la irregularidad.
Cuando hay mayor rugosidad, los fluidos turbulentos también sufren un decrecimiento de la fuerza
tractiva.
VELOCIDAD DE CAÍDA DE LOS ELEMENTOS CLÁSTICOS
Movimiento de un clasto en un fluido sufre 2 fuerzas que se oponen al mismo, la de inercia y la viscosa.
Fuerza de inercia: se da porque el movimiento del clasto a través del fluido desplaza cierto volumen de
fluido en reposo y lo acelera (Fr), y es en función de la densidad del fluido, la velocidad relativa
fluido/clasto y el diámetro del clasto.
C = constante adimensional.
Ley de impacto: representa Fr utilizando la sección transversal del clasto (tamaño arena o mayor)
A = área
Cd = coeficiente de empuje
En base a la ley de impacto podemos calcular la velocidad de caída de los clastos
Fuerza viscosa: el grado de deformación del fluido en dirección perpendicular a una superficie es
proporcional a la fuerza por unidad de área aplicada paralela a la superficie (o sea la resistencia friccional).
El valor de la fuerza viscosa es función del tamaño de grano, la velocidad del clasto, la densidad del fluido y
la velocidad del fluido.
Ley de caída de Stokes para materiales de grano fino es igual a:
Tiene ciertas limitaciones:
- Sólo material de grano fino.
- Los individuos clásticos naturales tienen forma muy diferente a la esférica.
- Densidad de la partícula nos es uniforme.
- Tener en cuenta el efecto de la temperatura/salinidad en la viscosidad.
- Aplicable para clastos individuales que caen en un fluido infinito (no hay choques entre clastos).
- Partículas finas se agrupan (cohesión) modifican la velocidad de caída (mayor).
MOVIMIENTO DE UN GRANO INDIVIDUAL
Velocidad crítica: velocidad del fluido a la que un grano de determinado tamaño es puesto en movimiento.
Generlamente se utiliza la velocidad crítica necesaria para poner en movimiento al mayo de los granos
(competencia).
Depende su valor según el tamaño y la densidad de los clastos.
La puesta en movimiento de un clasto está dada por variaciones instantáneas de la velocidad del fluido
asociada a fenómenos de turbulencia.
Para medir la intensidad del flujo se emplea la fuerza tractiva o de arrastre (To) y la velocidad de fricción; en
algunas ecuaciones se usa el “poder de flujo” (Pf)
La velocidad para poner en movimiento los clastos es singularmente mayor que la que produce la
depositación para una misma granulometría, sobre todo para los más finos.
Un clasto se mueve en un fluido por una fuerza superior y opuesta a la gravedad; hay 4 casos:
1) Aumento de la fuerza de empuje.
2) Variaciones en la presión dadas por el régimen de flujo y la profundidad.
3) Impacto de fluidos (rompientes, cataratas).
4) Remolinos turbulentos.
PUESTA EN MOVIMIENTO DE UN CONJUNTO DE GRANOS
La respuesta colectiva de un conjunto de granos es diferente a la individual.
Clastos en reposo: su resistencia friccional es mayor a la componente tangencial del peso.
Sí por algún proceso la componente tangencial supera la fricción, comienzan a moverse las partículas. Una
vez iniciado el movimiento se genera el fenómeno de dilatancia por efecto de colisión entre partículas,
generando un aumento relativo del volumen. Ésta dilatancia mecánica se denomina efecto Bagnold.
La ruptura del equilibrio del material clástico se puede alcanzar por 4 factores.
1) Presencia de fluido intersticial más denso que el agua (agua con arcilla)
2) Existencia de un exceso de presión en los poros.
3) Adición de una fuerza paralela y de igual sentido a la componente tangencial (flujo)
4) Turbulencia.
TRANSPORTE DE MATERIALES
Parámetros de los agentes de transporte.
Carga: cantidad real de material transportado por el agente.
Capacidad: máxima cantidad de carga que el agente es capaz de transportar.
Competencia: granulometría máxima que el agente es capaz de transportar.
Agentes altamente fluido: ácueos (ríos, mares, olas, corrientes marinas) y eólico.
Agentes poco o nada fluidos: fluidos gravitacionales, corrientes de turbidez, flujo de remoción en masa,
hielo.
MECANISMOS DE TRANSPORTE
Los detritos pueden ser transportados por los siguientes mecanismos.
1) SOLUCIÓN: movilización de material en estado iónico (ácueo).
2) FLOTACIÓN: movimiento de material detrítico en la superficie de un medio líquido por la menor
densidad del detrito (ej: pómez, madera). El hielo puede flotar en el agua llevando material de variada
granulometría; cuando el témpano ingresa al mar/lago comienza a derretirse. Generalmente comienza a
derretirse por insolación en la parte superior, produciéndose lo que se conoce como acumulación de rocas
“vuelta de campana”: sedimento enviados al fondo (importantes depósitos de “Cadilitos – drop stones”).
3) SUSPENSIÓN: transporte producido por flujo turbulento o por lo menos en algún estadío del desarrollo.
Se da en medios líquidos y aéreos cuando la componente vertical de la velocidad es mayor que la velocidad
de caída de los granos. Por lo tanto el material se transporta siempre en el seno del agente.
SUSPENSIÓN EN EL AGENTE ÁCUEO
Si bien es posible la suspensión por los medios fluidos y turbulentos, no sólo se requiere la obtención de una
cifra crítica de velocidad, sino también del tiempo en que dicha velocidad se mantiene.
Hay una intercambio activo desde arena fina hasta limo entre el seno del líquido y el sustrato (AF: 50cm/s).
En medio turbulento: la velocidad de caída se ve reducida a la mitad debido a la inercia de los granos que
responden al movimiento turbulento del fluido. Así como el efecto del choque mutuo en la suspensión.
Hay 2 tipos de suspensión:
1) Uniforme: las partículas suspendidas se mueven sin que se produzca ningún tipo de contacto o
intercambio con el lecho.
2) Gradada o intermitente: suspensión turbulenta donde se intercambia material clástico con el
sustrato y en la que la cantidad y tamaño de los granos en suspensión decrece de base a techo. En
este mecanismo los remolinos de gran tamaño son de corta duración por lo que los clastos de
gran tamaño entran en suspensión sólo intermitentemente. Este mecanismo produce una zona
cercana al lecho con material clástico de mayor granulometría.
SUSPENSIÓN EN LA ATMÓSFERA
Mayor fluidez = buena selección
Hay 2 grandes grupos:
A) de baja altura: confinado entre la superficie y los 5km de altura, sus depósitos poseen la
característica de decrecer en espesor y granulometría a medida que se aleja del área de aporte.
B) De alta altura: partículas que se movilizan en corrientes o “jets” ascendentes (ej: erupciones
volcánicas); las partículas tienden a permanecer en suspensión uniforme por acción de los
vientos. Recorren grandes distancias, con un tamaño hasta psamítico. Depósitos no guardan
relación con el área de aporte.
4) TRACCIÓN: involucra todos los sedimentos que se mueven por carga de lecho. El flujo tiene la
capacidad de activar una delgada lámina del sustrato denominada carpeta de tracción donde el material se
mueve en el sentido y la dirección de la corriente.
En la carpeta de tracción los clastos se desplazan por 2 mecanismos:
A) Saltación: motivado por una fuerza de alzamiento hidráulico que tiene origen en el choque entre
clastos que se trasladan tanto a favor de la corriente como hacia arriba (realiza una trayectoria
balística). Posee una trayectoria más regular y de menor altura que la suspensión intermitente.
B) Saltación incipiente: es un intermedio entre la saltación y la suspensión intermitente.
C) Reptación superficial (o tracción): el retorno de los clastos que viajan por saltación genera nuevos
choques, los cuales afectan a clastos que abandonan el reposo y comienzan el movimiento, ya se
por rotación sobre su eje mayor o deslizamiento sobre su cara mayor.
A veces estos procesos pueden estar motivados por el empuje del fluido, sin choques.
AGENTES DE TRANSPORTE Y DEPOSITACIÓN DE MATERIALES SEDIMENTARIOS
TRANSPORTE Y DEPOSITACIÓN FLUVIAL (y otras corrientes encauzadas)
Carga variada: traccional, suspendida, gradada y uniforme, en flotación y en solución.
REGÍMENES DE FLUJO PARA MEDIO ÁCUEO
Un régimen de flujo es un rango de flujos en el que se da una determinada forma de lecho y en el que la
resistencia al flujo y el modo de transporte de material se mantiene esencialmente constante.
Los regímenes de flujo son entonces series de configuraciones de lecho en sedimentos incoherentes que se
forman en canales naturales y también en otros medio de sedimentación clástica. Estas formas gobiernan las
características de los estratos y sus estructuras internas cuando lo sedimentos son originados por
depositación de carga tractiva.
A medida que se incrementa el poder de flujo (To) también lo hacen las configuraciones:
Lecho plano sin movimiento de material
Óndulas
Dunas con óndulas sobreimpuestas
Dunas
Dunas lavadas o de transición
Lecho plano con movimiento de material
Antiduna (ondas estacionarias o rompientes)
Canaleta y depresión
Este esquema varía con la granulometría de los sedimentos
Existen 2 tipos de régimen de flujo:
1) Bajos o subcríticos: en donde la resistencia al flujo es grande y el transporte de material es
relativamente bajo; ondulaciones de la superfice del agua, fuera de fase con las ondulaciones del
lecho; la resistencia total es la sumatoria de la aspereza de la capa y de los granos; la forma de lecho
que predomina es de óndulas o megaóndulas con óndulas sobre impuestas.
2) Altos o supercríticos: poca resistencias a fluir y gran cantidad de material transportado; superficie del
agua en fase con el lecho, excepto cuando rompen las antidunas; forma de lecho que predomina es de
capa plana y antiduna.
En el gráfico se observa que a mayor velocidad (mayor poder de transporte) hay aumento en el régimen de
flujo, pero también está condicionado por el tamaño de grano. Algunos campos poseen transición diagonal
debido al condicioamiento del tamaño de grano.
Un régimen de flujo bajo puede conservarse si frente a un aumento de la velocidad se profundiza el flujo.
En resumen, el régimende flujo depende de la velocidad del agente, la profundidad y el tamaño de grano.
1) LECHO PLANO SIN MOVIMIENTO DE MATERIAL Y CAPA PLANA DE BAJO RÉGIMEN
La primera se da en material clástico fino y mediano, sujetos a baja energía dinámica.
El segundo se da en psamitas gruesas, cuando la velocidad es igual al régimen de óndula para material de
grano fino.
En ambos el sedimento depositado permanece en el lecho sin desplazamiento, o con movilización
sumamente lenta. La resistencia a fluir es escasa.
2) ÓNDULAS
Irregularidades del sustrato de pequeña escala, que cuando son formadas por corrientes unidireccionales son
asimétricas. A mayor profundidad, menor resistencia de flujo.
3) MEGAÓNDULAS O DUNAS
Rasgo periódico asimétrico de mayor relieve y longitud (mayor a 0,5m) que las óndulas. La resistencia al
flujo en este régimen es grande y depende del tamaño de grano y profundidad. Pueden tener trenes de
óndulas en la cara de avalancha, sí la granulometría es inferior a 0,4 mm, porque de lo contrario poseen
mucha fuerza tractiva. Son formas de variadas características, asimetría marcada, rampa de bajo ángulo y
avalancha de fuerte inclinación (reposo 30°). 2 tipos principales:
Megaóndulas 2D (ondas de arena): son cuerpos bidimensionales de crestas continuas; la relación
longitud/altura es elevada, con caras de deslizamiento abruptas; carece de esfuerzos de corte en sus zonas
deprimidas; para su formación se requieren aguas relativamente profundas, mayor a 5m.
Megaóndulas 3D (o dunas): relación longitud/altura menor que las 2D (más altura a igual longitud); crestas
sinuosas hasta discontinuas; fuertes efectos de corte en la rampa.
Ambas formas, por su irregularidad, de gran escala, generan el fenómeno de SEPARACIÓN DE FLUJO.
Separación de flujo (por megaóndulas)
Expansión de la capa límite aguas debajo de la cresta.
Punto de separación, cresta de la megaóndula, y punto de reunión en la base de la rampa de la óndula
siguiente.
Entre la cresta y la base existe un remolino de flujo reverso o backflow.
En el seno de las megaóndulas pueden formarse trenes de óndulas asimétricas, con estratificación
microentrecruzada o laminación ondulítica, con sentido opuesto a la corriente principal.
El efecto de separación de flujo genera 3 zonas hidrodinámicas:
1. Zona de no difusión: es la parte del flujo cercana al techo. En esta zona, los clastos por suspensión no
sufren modificaciones en la velocidad producida por este efecto.
2. Zona de mezcla: caracterizada por macroturbulencias, flujo inestable y remolinos, que provocan
cambios abruptos en la velocidad, en sentido longitudinal. En esta zona se atrapa material
proveniente de la zona de difusión.
3. Zona de flujo reverso: corrientes de fondo opuestas al flujo principal.
La capa límite comienza a reconstituirse en espesor, a partir de la capa de rampa siguiente, esto genera un
flujo denso con movimiento colectivo de granos, por deslizamiento, rolido, saltación o suspensión, pero de
modo pulsatorio. Los granos más grandes son más fáciles de transportar por su mayor área, por lo tanto, la
cara de barlovento posee una peor selección porque coexisten con material fino.
En la cresta los materiales se acumulas por difusión y desaceleración.
En la cara de avalancha, con mayor pendiente, se da un flujo de granos debido a la gravedad y el
desplazamiento de clastos por flujos turbulentos. La granulometría aumenta hacia la base.
En condiciones de baja velocidad, las capas de avalancha alternan de avalancha y de depositación por
suspensión. Finalmente en el seno se acumula el material más fino y liviano formando una capa fina
denominada PIE, dado que se forman óndulas por flujo reverso.
4) TRANSICIÓN MEGAÓNDULAS – MEGAÓNDULAS LAVADAS
Proceso de destrucción de irregularidades de menor régimen de flujo; se obtienen dunas lavadas u
ondulaciones aplanadas con crestas con pendiente de cara de avalancha de aproximadamente 10° o menos
generando cuerpos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo.
5) CAPA PLANA DE ALTO RÉGIMEN
6) ANTIDUNAS
Se clasifican en 2 grupos. Tienen una altura máxima donde colapsan (rompientes) o subsiden (estacionarias).
Movimiento instantáneo de las partículas corriente arriba por flujo reverso; sin embargo como rasgo de
lecho pueden indistintamente desplazarse a: cabeceras, corrientes abajo, o ser estables.
A) Ondas estacionarias: la resistencia al flujo es similar a la de capa plana de alto régimen. Forma de
lecho simétrica.
B) Antidunas rompientes: la resistencia de flujo es menor, debido a la energía disipada al producirse la
rompiente; son simétricas.
C) Costillas transversales: crestas psefíticas, regularmente separadas, perpendiculares al flujo. Ambiente
fluvioglaciar, abanico aluvial, río arriba, siendo formados en flujos de alta velocidad y poca
profundidad. Los clastos imbrican con su eje mayor perpendicular al flujo y los clastos de mayor
tamaño se ubican en sotavento. Son antidunas relícticas, en fase con las irregularidades de la
superficie.
7) CANALETA Y DEPRESIÓN
Serie de depresiones en las que el flujo es tranquilo, conectadas con canales de mayor gradiente y régimen
supercrítico. Aparecen en los canales que están a mayor pendiente. Tiene perfil triangular con mayor
pendiente en la cara de barlovento y mueven material psefítico suavemente hacia las cabeceras. Alta
velocidad profundidad y resistencia.
RÉGIMEN DE FLUJO ESTRUCTURA
Lecho plano de bajo régimen Laminación paralela por suspensión gradada y
estructuras gradadas normales
Óndulas Laminación ondulítica, laminación de carga
ondulítica y óndulas escalonadas
Ondas de arena Estratos entrecruzados planares
Dunas 3D Entrecruzada en artesa
Dunas de transición Entrecruzada de bajo ángulo
Antiduna Entrecruzada con capas inclinadas en sentido de las
cabeceras.
ACCIÓN DE LAS OLAS
Características: longitud, período, amplitud, empinamiento (altura/longitud), velocidad de la ola.
Ángulo crestal más agudo posible: 120°
3 tipos de olas:
1- Normal: empinadas, irregulares, formadas por viento, controladas por la velocidad, duración del viento,
distancia en contacto entre el viento y el agua.
2- Marejadas: largas, bajas, regulares. Generadas por el viento en el centro de una tormenta se propagan
fuera de la misma y se vuelven más regulares. Períodos de 6 a 14 min, incrementando la altura según la
velocidad del viento y la distancia recorrida.
3- Tsunamis: sísmicas, períodos de 12 a 15 min, longitud de hasta 100 km y velocidad de hasta 700 km/h.
Mar abierto = pequeña, luego con crestas de hasta 30 m.
DINÁMICA DE LAS OLAS
Según el movimiento del agua al pasar hay 2 tipos:
1-Oscilatorias: movimiento de agua vaivén, con poco desplazamiento neto. Consisten en series simétricas de
crestas y senos redondeados = partícula describe un movimiento circular durante una longitud de ola.
Cociente entre la profundidad y longitud.
Nivel de base de las olas en aguas profundas: la mitad de la longitud. Desde este punto hay contacto de la
ola con el sustrato en dirección al continente.
Shoaling: conjunto de alteraciones en la dinámica de la ola por contacto con el sustrato.
Baja la velocidad
Longitud más baja
Mayor empinamiento
Depresión y ensanchamiento de los senos
La trayectoria de las partículas pasa de circular a elíptica
Desviación de las líneas de cresta
2-Olas de traslación: la masa de agua en la cresta se mueven en sentido de la corriente. Las olas que están a
profundidad longitud/8 y longitud/20 son “olas poco profundas” que forman tramos de óndulas asimétricas.
Las que entre longitud/20 y la rompiente son “muy poco profundas” y la velocidad está reducida a la mitad.
Zona de rompiente: colapso de olas.
UNIDAD 5
TEXTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS CLÁSTICAS
En el concepto de textura se incluye a un conjunto de propiedades que describen las características de los
individuos que componen a los sedimentos y sedimentitas.
Esas propiedades son:
TAMAÑO DE LOS INDIVIDUOS O GRANULOMETRÍA
FORMA DE LOS INDIVIDUOS
DISPOSICIÓN
FÁBRICA (estudio de la orientación espacial de los individuos)
EMPAQUETAMIENTO (estudio de los contactos entre los individuos)
En relación con las anteriores se encuentran:
POROSIDAD
PERMEABILIDAD
TAMAÑO
Sirve para caracterizar a los sedimentos y sedimentitas. Se emplea para clasificar a los sedimentos y
sedimentitas clásticos. Es útil en la interpretación de los procesos de acumulación.
CUÁL ES EL TAMAÑO DE UN CLASTO
Si los clastos fueran esferas el tamaño podría definirse por su diámetro.
No obstante, los clastos pueden definirse como elipsoides, definidos por tres ejes ortogonales (A, B, C). Para
determinar su tamaño se emplea el diámetro nominal diámetro de la esfera que tiene su mismo volumen):
π/6 D3 = π /6 A.B.C D3 = A.B.C
D = 3√A.B.C, que es definido como el tamaño medio geométrico.
Del mismo modo puede considerarse el tamaño medio aritmético: (A+B+C)/3
MEDICIÓN DEL TAMAÑO
Del método directo al método indirecto.
¿Cuántas determinaciones del tamaño?
La heterogeneidad de los sedimentos.
El muestreo, de los 200 fenoclastos a unos pocos gramos de arena, limo y/o arcilla.
Las técnicas de determinación granulométrica. El análisis mecánico.
LA DISTRIBUCIÓN DE LA HETEROGENEIDAD TEXTURAL
La heterogeneidad textural de los sedimentos implica que debemos considerar cómo se distribuyen los
tamaños.
El modelo más aceptado para la distribución de tamaños es el lognormal, ya que si se parte de un conjunto
de materiales o granos sueltos con una distribución de tamaños al azar, se verifica que en forma progresiva
los procesos de abrasión y ruptura durante el transporte o de movilización selectiva de los individuos los
acercan a la lognormalidad.
LAS ESCALAS
El patrón de referencia de la distribución heterogénea de tamaños es la escala granulométrica.
Para una distribución lognormal, la escala más apropiada es una progresión geométrica. Tiene una base o
punto de partida y una razón.
En Sedimentología empleamos la escala de Udden cuya base es 1 mm y la razón es 2.
Los valores de la escala nos permiten definir intervalos de grado o intervalos granulométricos.
LA PROGRESIÓN BÁSICA DE LA ESCALA DE UDDEN
mm… 1/64 - 1/32 - 1/16 - 1/8 - 1/4 - 1/2 - 1 - 2- 4 - 8 - 16 - 32…
mm… 0,016 - 0,031 - 0,062 - 0,125 - 0,25 - 0,5 - 1 - 2- 4 - 8 - 16 - 32…
LA TRANSFORMACIÓN DE LA ESCALA DE UDDEN EN UNA PROGRESIÓN ARITMÉTICA –
LA ESCALA FI [Φ] (Krumbein)
mm… 2-6 - 2-5 - 2-4 - 2-3 - 2-2 – 2-1 - 20 - 21 - 22 - 23 - 24 - 25…
Definición de escala Φ: logaritmo negativo en base 2 del diámetro expresado en mm:
φ = − log mm d
Φ… 6 - 5 - 4 - 3 - 2 - 1 - 0 - (-1) - (-2) - (-3) - (-4) - (-5)…
LA TRANSFORMACIÓN DE LA ESCALA DE UDDEN ESCALA Φ
Implica que podemos transformar una distribución lognormal en una distribución gaussiana o normal.
La escala Φ condensa un amplio espectro granulométrico en un rango mucho más reducido de valores
numéricos.
Se expande numéricamente hacia los rangos granulométricos más finos. La distribución normal es simétrica.
Clasificación granulométrica de las rocas
clásticas.
El sistema Udden-Wentworth
LAS MEZCLAS GRANULOMÉTRICAS
Clasificación de mezclas de arena y grava (Willman, 1942)
MÉTODOS PARA LA REALIZACIÓN DEL ANÁLISIS MECÁNICO SEGÚN LA ESCALA
GRANULOMÉTRICA.
LAS FRECUENCIAS GRANULOMÉTRICAS
Las frecuencias granulométricas son porcentuales, es decir se determina el porcentaje de materiales que se
encuentran en cada intervalo de grados.
Las frecuencias granulométricas se determinan a partir de los contenidos en peso, o sea que debe obtenerse
el peso en gramos de los materiales que se encuentran en cada fracción granulométrica.
Cuando se trabaja mediante manipuleo, por ejemplo en los materiales psefíticos, las frecuencias originales se
determinan a partir del recuento de clastos en cada intervalo granulométrico. De modo que esta frecuencia
numérica debe transformarse a una frecuencia ponderal (en peso).
LOS COEFICIENTES ESTADÍSTICOS DE FOLK Y WARD (1957)
La media y la mediana son las medidas de la tendencia central. Reflejan la energía cinética media del
agente de transporte.
La desviación standard, la asimetría y la curtosis son medidas de dispersión.
La desviación standard nos muestra el grado de selección granulométrica. La selección es más baja
cuantos mayores intervalos de grados estén involucrados en la distribución granulométrica. Refleja el tipo
de agente de transporte y es una medida de su grado de fluidez o viscosidad.
La asimetría muestra si la distribución es simétrica o asimétrica con respecto a la moda y la media. Las
distribuciones con asimetría positiva poseen una cola de finos, mientras que las de asimetría negativa
tienen una cola de materiales gruesos
La curtosis es una medida comparativa entre la selección en el centro de la distribución y en los extremos o
colas. La distribución leptocúrtica posee mejor selección en el centro que en las colas de la distribución. La
inversa sucede en la distribución platicúrtica.
ANÁLISIS DE LAS SUBPOBLACIONES EN
LA DISTRIBUCIÓN ACUMULATIVA
Conceptos de Visher (1969)
Se vincula a las subpoblaciones de la
distribución acumulativa con los mecanismos
de transporte de los sedimentos.
Así, el segmento más grueso se asigna a
proceso de transporte por tracción, el
intermedio a saltación y el más fino a
suspensión.
VARIACIÓN DEL TAMAÑO DE GRANO CON LA DISTANCIA DE TRANSPORTE
Es efectiva cuando se trata de agentes newtonianos
Se produce por:
Selección hidráulica (transporte selectivo).
Procesos de desgaste (abrasión) y ruptura de los clastos corrosión.
SIGNIFICADO GEOLÓGICO DE LOS ANÁLISIS GRANULOMÉTRICOS
Construcción de diagramas a partir de parámetros estadísticos para determinación de ambientes
sedimentarios.
Passega: CM involucra al percentil 1 vs mediana
LM involucra al percentil 1 de menor tamaño vs la mediana
Discrimina entre varios ambientes
Friedman Moiola y Weiser: media vs desvío estándar distingue arenas de río, dunas eólicas o playa.
Walcott Dras y Neel: análisis modal diferentes ambientes
Friedman y Sanders: asimetría vs desvío estándar arenas fluviales o marinas
LA FORMA DE LOS CLASTOS
Los estudios sobre la forma de los clastos implican la determinación de diversas propiedades:
GEOMETRICIDAD Y ECUANTICIDAD
ESFERICIDAD
PLATIDAD
PORTANCIA
CIRCULARIDAD
REDONDEZ
GEOMETRICIDAD
La geometricidad mide el grado de semejanza que presentan los clastos con respecto a cuerpos geométricos
patrones.
La geometricidad se define con el diagrama de Zingg (1935), sobre la base de los cocientes axiales B/A y
C/B.
Recordar que A, B y C son los ejes ortogonales mayor, intermedio y menor de un clasto.
En el diagrama de Zingg se reconocen cuatro geometricidades básicas:
Ecuante (B/A y C/B mayores a 0,67)
Prolada (B/A menor a 0,67 y C/B mayor a 0,67)
Oblada (B/A mayor a 0,67 y C/B menor a 0,67)
Laminar (B/A y C/B menores a 0,67)
DIAGRAMA DE ZINGG (1935)
En este diagrama cada clasto queda ubicado
con un punto, dado que tiene un único valor de
B/A y de C/B.
El área en rojo, que se encuentra en el campo
de unión entre las cuatro geometricidades,
indica la ubicación más frecuente de los clastos
que componen a las rocas sedimentarias.
ECUANTICIDAD (Spalletti, 1985). Aproximación a la geometricidad ecuante:
Ec = √ (B/A) (C/B) = √ (C/A) ≤ 1
CONCEPTO CLÁSICO DE ESFERICIDAD
La esfericidad de un clasto es una medida del grado de aproximación a la forma esférica.
Waddell (1933) definió a la esfericidad operativa como la relación que surge entre el volumen de un clasto y
el de la esfera que lo circunscribe:
Φ0 = 3√ volumen del clasto / volumen de la esfera
Φ0 = 3√ volumen del elipsoide / volumen de la esfera
Φ0 = 3√ (π/6) ABC/ (π/6) A3
Φ0 = 3√ BC / A2, que puede expresarse como
Φ0 = 3√ BC / A2 ≤ 1
Recordar siempre que A, B y C son los ejes ortogonales mayor, intermedio y menor de un clasto.
Otras definiciones de esfericidad
Esfericidad de intercepción (Krumbein, 1941)
Φi = 3√ (B/A)2 C/B
Esfericidad de proyección máxima (Sneed & Folk, 1958)
Φi = 3√ C2/AB= 3√ B/A (C/B)2
Dadas las características de los cocientes, todas las expresiones de esfericidad varían entre 1(máxima) y 0
(mínima).
ÍNDICE DE APLASTAMIENTO (WENTWORTH, 1922) o PLATIDAD (TERUGGI ET AL., 1971).
En realidad esta propiedad no mide el aplastamiento sino que es una inversa de la esfericidad (Spalletti &
Lluch, 1972):
P = (A + B) / 2C
Varía entre 1 (mínima platidad o máxima esfericidad) e ∞ (máxima platidad o mínima esfericidad).
PORTANCIA (ROSFELDER, 1960):
W = 3√ AB/ C2
Con igual rango de variación que la platidad.
LA DETERMINACIÓN BIDIMENSIONAL DE LA ESFERICIDAD LA CIRCULARIDAD
Se efectúa sobre la proyección máxima del clasto (plano que contiene a los ejes A y B).
Riley (1941) C = √ Di / Dc ≤ 1,
Di es el diámetro del máximo circulo inscripto sobre la proyección y Dc es el diámetro del circulo
circunscripto a la proyección.
Pye & Pye (1943) C = √ B / A ≤ 1
Schneiderholn (1954) e = B / A ≤ 1
CONTROLES SOBRE LA FORMA DE LOS CLASTOS
Estructuras de la roca madre
Las rocas masivas generan clastos de mayor ecuanticidad.
Las rocas foliadas, laminadas o esquistosas generan clastos aplanados.
Dureza
Los clastos blandos (por ejemplo carbonáticos) experimentan más rápidos cambios de forma que los
duros (por ejemplo granito, cuarcita).
Procesos de transporte
Los clastos cambian de forma por desgaste, astillado, aplastamiento y ruptura debido a procesos de
colisión mutua y a interacción con el sustrato. Un agente efectivo para los cambios de forma es el
que permite la colisión entre los clastos. Esos agentes son típicamente newtonianos (aire, agua).
El transporte traccional es mucho más efectivo en producir estos cambios de forma.
Tamaño de grano
Los cambios de forma son más efectivos en los clastos de mayor tamaño.
Posiblemente esto está también relacionado con los mecanismos de transporte, ya que los individuos
más gruesos son más susceptibles al transporte por tracción.
LA FORMA DE LOS CLASTOS Y EL PROCESO DEL TRANSPORTE SELECTIVO
Existe una relación directa entre la forma de los clastos y los mecanismos de transporte.
El fundamento es que la forma de los individuos puede retardar o acelerar la velocidad de caída o influir
sobre la efectividad de los desplazamientos sobre el sustrato.
Así, el proceso de transporte por tracción es más efectivo en individuos con geometrías ecuantes y
proladas, mientras que el de suspensión lo hace sobre clastos oblados y laminares.
Por tanto, la medida sobre la efectividad del transporte selectivo se hace sobre parámetros que discriminan
entre las mencionadas geometricidades (Spalletti, 1976, 1985):
a) La relación C/B
b) La relación de geometricidad:
G = (% ecuantes + % prolados) / (% oblados + % laminares)
El incremento en el valor de ambos parámetros es indicativo de un proceso de transporte selectivo por
tracción. A la inversa, su decrecimiento es una evidencia de transporte selectivo por suspensión.
REDONDEZ
Se define como el grado de curvatura que presentan las aristas y los vértices de un clasto. Los clastos
con un alto grado de curvatura son redondeados y los que poseen aristas y vértices agudos son angulosos.
El método tradicional para la determinación de la redondez fue establecido por Waddell (1932). Se efectúa
sobre la máxima proyección del clasto (plano que contine a los ejes A y B).
La redondez se define como:
ρ = ( Σ ri/ni ) / R ≤ 1,
O sea el valor promedio de los radios menores con respecto al radio del máximo círculo inscripto.
Intervalo de redondez Valor medio del intervalo Calificación
0,12 – 0,17 0,14 Muy anguloso
0,17 – 0,25 0,21 Anguloso
0,25 – 0,35 0,30 Subanguloso
0,35 – 0,49 0,41 Subredondeado
0,49 – 0,70 0,57 Redondeado
0,70 - 1 0,84 Muy redondeado
SEDIMENTOLOGÍA DE LA REDONDEZ
La fragmentación de las rocas por meteorización puede proveer clastos muy angulosos, pero también clastos
redondeados (por ejemplo por escamación esferoidal).
La abrasión y desgaste de los clastos producen variaciones (incrementos) importantes en la redondez,
aunque los efectos de ruptura pueden producir su decrecimiento.
Por tanto, la redondez se adquiere durante el transporte en agentes en los que el proceso de abrasión es
efectivo (agua y aire).
Los depósitos producidos por flujos viscosos pueden tener clastos redondeados heredados de depósitos
previamente formados por agentes newtonianos.
Los clastos más susceptibles al incremento de redondez son los de materiales blandos (por ejemplo
carbonatos) y los de mayor granulometría.
En un agente de transporte lineal (por ejemplo fluvial) la redondez aumenta con la distancia. Este
incremento es inicialmente muy elevado, pero luego tiende a estabilizarse alrededor de una cifra límite
(alrededor de 0,8).
EL ÍNDICE DE MADUREZ TEXTURAL
La madurez textural de una roca sedimentaria se obtiene mediante la combinación entre la selección
granulométrica y la redondez de los clastos.
TEXTURAS SUPERFICIALES
Las texturas superficiales son marcas que quedan grabadas en la superficie de los clastos. Por lo general, son
producidas durante el transporte a causa del impacto de individuos de igual o menor tamaño que el clasto
que las contiene.
No obstante, algunas texturas superficiales son producto de fenómenos de corrosión por aguas de
meteorización o del subsuelo.
Las texturas superficiales se pueden observar directamente en los clastos de las rocas psefíticas, como por
ejemplo las bien conocidas estrías producidas por la acción de los glaciares.
También se identifican en granos de arena, y en este caso su estudio se efectúa a través de imágenes de
microscopía electrónica.
Las texturas superficiales se pueden observar directamente en los clastos de las rocas psefíticas, como por
ejemplo las bien conocidas estrías producidas por la acción de los glaciares (imágenes adjuntas).
También se identifican en granos de arena, y en este caso su estudio se efectúa a través del análisis de
imágenes mediante microscopía electrónica de barrido (microtexturas superficiales).
MICROTEXTURAS SUPERFICIALES
Las microtexturas superficiales pueden quedar labradas en cualquier tipo de grano de arena. Sin embargo, la
mayoría de los estudios se han efectuado sobre cristaloclastos de cuarzo, que son muy frecuentes y de alta
resistencia mecánica.
En un principio, las microtexturas superficiales se consideraron válidas en la identificación de ambientes
sedimentarios.
Actualmente se sabe que las mismas marcas pueden ser generadas en ambientes distintos y en condiciones
dinámicas diversas.
LA DISPOSICIÓN DE LOS CLASTOS
Entre las propiedades texturales que conforman la disposición se reconocen:
La fábrica: estudio de la orientación de los individuos en el espacio.
El empaquetamiento: estudio de los contactos entre los individuos.
FÁBRICA DEPOSICIONAL O CLÁSTICA
La fábrica, es decir la orientación o falta de orientación de los clastos en el espacio, se produce durante la
acumulación.
No obstante, procesos ulteriores pueden producir modificaciones. Entre esos procesos, los de mayor
importancia son:
Bioturbación
Compactación
Deformación estructural
La determinación de la fábrica se hace a partir de la orientación espacial de ejes de los individuos.
En materiales psefíticos, los ejes pueden ser A, B o C, pero lo más común es que la fábrica se establezca a
partir de los ejes A o B.
En materiales de menor granulometría se estudia la orientación de clastos cristalinos, para lo cual se
emplean ejes cristalográficos u ópticos.
Para conocer la orientación en un clasto se requiere de dos medidas: el azimut y el ángulo de inclinación
del eje.
El estudio de la fábrica es estadístico y se hace sobre la base de la determinación de 100 a 200 mediciones
de la orientación (azimut e inclinación) de los clastos por cada muestra sedimentaria.
Los datos de orientación se representan estereográficamente en la red de Schmidt.
Cada uno de los datos queda representado por un punto.
La representación del conjunto de datos constituye un diagrama de puntos.
A partir del diagrama de puntos, se efectúan los recuentos que permiten establecer las frecuencias o
densidad de puntos representados en la red.
Se trazan así curvas de igual frecuencia con las que se obtiene un diagrama petrofábrico.
TIPOS DE FÁBRICA
La fábrica puede ser isótropa o anisótropa.
Es isótropa cuando no se puede definir una orientación preferencial (por ejemplo clastos muy esféricos o
ecuantes) o cuando la orientación es aleatoria o al azar (no existe una orientación preferencial).
La fábrica es anisótropa cuando se verifica la existencia de orientación preferencial de los clastos.
IMBRICACIÓN
Una estructura común en los depósitos sedimentarios, evidente en gravas y conglomerados, es la
imbricación. Consiste en una disposición traslapante o “en tejas” de los sucesivos clastos en el depósito,
los que inclinan en dirección opuesta a la orientación del agente de transporte.
En algunos casos la estructura imbricada es evidente y se aprecia en el campo, mientras que en otros es
críptica y sólo se determina cuando se ha efectuado un análisis petrofábrico.
FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS
La orientación preferencial de los clastos se encuentra en algunos tipos de depósitos sedimentarios. No
obstante, hay variados tipos de sedimentos en los que no se identifica una orientación preferida de los
individuos.
La orientación preferencial se puede encontrar en depósitos de distinta granulometría, desde psefíticos a
pelíticos. Por ejemplo, en las lutitas es muy común la orientación preferencial de los minerales planares
(filosilicatos), pero esta fábrica es muy posiblemente debida al fenómeno de compactación.
La fábrica se visualiza mejor en las rocas sedimentarias más gruesas.
Se determina con mayor facilidad en los depósitos inconsolidados (gravas).
FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS
En las gravas fluviales y litorales puede desarrollarse la estructura imbricada. En fluviales la imbricación de
ejes A o B llega a los 30º. Se considera que el ángulo de imbricación en las gravas costeras es menor al de
las gravas fluviales.
En las facies conglomerádicas de corrientes de turbidez la fábrica no es evidente, los ejes tienden a inclinar
corriente arriba unos 10º.
En los depósitos de flujos de detritos y de lahares puede ser isótropa o anisótropa muy críptica, con
tendencia a la imbricación de bajo ángulo y con los ejes mayores paralelos al flujo.
En el till existe imbricación muy críptica corriente arriba y tendencia de los ejes A a disponerse paralelos al
flujo.
En los conos de deyección (procesos de caída y deslizamiento de detritos) se han reportado fábricas de ejes
mayores imbricadas inversas (con inclinación a favor de la pendiente) y de alto ángulo.
EMPAQUETAMIENTO
El empaquetamiento es una propiedad textural de gran importancia pues determina en gran medida la
porosidad y la permeabilidad de los depósitos sedimentarios.
El empaque depende del tamaño de grano, de la selección y de la forma de los granos.
El empaquetamiento puede ser abierto o cerrado.
Como puede apreciarse en la imagen adjunta, el más suelto y que posee mayor porosidad es el cúbico,
mientras que el más cerrado se denomina romboédrico.
Los sedimentos bien seleccionados poseen empaquetamiento más abierto. El empaquetamiento es asimismo
más abierto en presencia de clastos ecuantes o esféricos.
Los estudios sobre el empaquetamiento implican también considerar cómo los granos entran en contacto
entre sí.
Una primera diferenciación es reconocer la textura clasto soportada o clasto-sostén y la textura matriz
soportada o matrizsostén.
En la textura clasto soportada los individuos mayores están en contacto entre sí, mientras que en la
textura matriz soportada los individuos mayores están “suspendidos” o “flotantes” en una masa de grano
fino, de modo que no se encuentran en contacto entre sí.
Los depósitos clasto soportados han sido originados por agentes poco viscosos o fluidos, de tipo
newtoniano, en tanto que los depósitos matriz soportados son el producto de fluidos viscosos (como los
flujos de detritos y los glaciares).
Empaquetamiento depositacional y postdepositacional: En los ejemplos citados con anterioridad hemos
aludido a procesos de depositación.
Cuando se produce la acumulación de los clastos para generar una textura de clasto soporte, necesariamente
los contactos mutuos son tangenciales biconvexos.
Los procesos de diagénesis, como compactación física, compactación química, recristalización y
crecimiento secundario producen alteraciones en los contactos entre granos, los que pueden pasar a
cóncavo-convexos y suturales.
Proximidad del empaque: Se mide a lo largo de una línea o una transecta en el depósito si se trata de gravas
o en un corte delgado si son arenas:
Px = (número total de contactos / número total de clastos) x 100
POROSIDAD
La porosidad total o absoluta se define como la relación entre los espacios vacíos en una roca sedimentaria
y el volumen total de la roca. Suele expresarse en forma porcentual:
Porosidad % = Vp/Vs x 100
Otra medida de importancia es la porosidad efectiva que consiste en la relación entre los espacios
interconectados con respecto al volumen total de la roca. Su expresión porcentual es:
Porosidad efectiva % = Vpi/Vs x 100
La porosidad útil (esencial en el concepto de permeabilidad) consiste en la determinación de la dimensión
media de los espacios vacíos o garganta entre los individuos de la roca sedimentaria.
En una roca sedimentaria la porosidad puede ser primaria o secundaria.
La porosidad primaria es la resultante del proceso de depositación. La porosidad secundaria es la que se
registra en una roca que ha sufrido cambios postdeposicionales o diagenéticos.
Tipos y controles sobre el desarrollo de la porosidad primaria
Porosidad intergranular: espacio vacío entre los granos de una roca.
Porosidad intragranular: espacio vacío en el interior de los granos.
Porosidad intercristalina: espacio vacío entre cristales precipitados primariamente.
La porosidad se relaciona con la granulometría, la selección, la forma y el empaquetamiento de los clastos,
en menor medida con la orientación espacial.
La porosidad es mayor cuando:
La granulometría es más fina. Las rocas pelíticas tienen una porosidad total inicial de más del 70 %.
La selección es muy alta. Nótese que en las rocas mal seleccionadas los poros están obturados por la
presencia de matriz.
La geometricidad es ecuante, con altos valores de ecuanticidad, esfericidad, circularidad y bajos de platidad.
El empaquetamiento es abierto (cúbico) y la textura clasto soportada.
Tipos y controles sobre el desarrollo de la porosidad secundaria
Porosidad de disolución: aparece cuando se disuelven cementos o clastos metaestables (feldespatos, clastos
líticos).
Porosidad intercristalina: poros remanentes entre cristales de cemento o precipitados autígenos.
Porosidad de fracturas: debida a procesos de contracción (desecación), compactación o esfuerzos
tectónicos. La porosidad secundaria se relaciona con los siguientes procesos postdeposicionales:
Fracturación por causas sedimentarias o tectónicas.
Disolución parcial o total de cementos y de granos originales (fósiles, feldespatos, litoclastos).
No obstante, las porosidades primarias y secundarias pueden decrecer y hasta desaparecer por los
siguientes procesos postdeposicionales:
Compactación (física y química), proceso de reordenamiento de los individuos por presión litostática que
produce considerable reducción de la porosidad primaria. La compactación de las rocas pelíticas produce
importante decrecimiento de la porosidad (5% a 10%), y sobre todo de la porosidad útil.
Cementación, recristalización y autigénesis: estos procesos de precipitación de nuevos minerales en
ambiente diagenético ocurren en los poros primarios y por lo tanto llevan a importante reducción de la
porosidad, sobre todo de rocas psefíticas, psamíticas y carbonáticas.
PERMEABILIDAD – CONDUCTIVIDAD HIDRÁULICA (k)
Es una medida de la capacidad que tiene un material granular de ser atravesado por un fluido.
Es un parámetro empírico derivado de la Ley de Darcy que se expresa como:
Q = k (A Δp / μ L),
Siendo Q: la descarga (cm3.seg-1), k: la permeabilidad (darcies, cm2), A: área perpendicular al flujo (cm2),
Δp: diferencia de presión (bares, g.cm-2), L: distancia recorrida por el flujo (cm), μ: viscosidad
(centipoises).
La permeabilidad está determinada por dos factores esenciales: el diámetro de la trayectoria del flujo y la
tortuosidad de dicha trayectoria (en qué medida la trayectoria se aparta de una línea recta).
Estos dos parámetros están controlados, a su vez, por las propiedades del sedimento: granulometría,
selección, forma de clastos, empaquetamiento, fábrica, porosidad e inhomogeneidades internas (por ejemplo
estructuras sedimentarias).
La permeabilidad se mide en darcies.
Un darcy (d) es la permeabilidad que permite a un fluido con viscosidad de 1 centipoise transitar a una
velocidad de 1 cm/seg con un gradiente de presión de 1 atm/cm.
La permeabilidad se expresa habitualmente en milidarcies
Variación de la permeabilidad con la granulometría
Las propiedades que influyen sobre la porosidad lo hacen de la misma manera sobre la permeabilidad.
La única excepción a esta regla es la granulometría.
Mientras la porosidad se incrementa hacia los tamaños de grano más finos, la permeabilidad disminuye.
El motivo de esta diferencia es que las rocas de grano fino no tienen elevada porosidad útil, pues el
tamaño de la garganta es muy pequeño. Además el poro suele estar ocupado por agua fuertemente
adsorbida a la superficie de los granos lo que dificulta aún más el pasaje de los fluidos.
UNIDAD 6
ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS
Las estructuras sedimentarias son rasgos que, en general, se aprecian en afloramientos y que se forman
durante el proceso de sedimentación o ligeramente después de él.
Son manifestaciones de los procesos físicos que actúan en los ambientes de acumulación.
Las estructuras mecánicas se pueden apreciar en los ambientes actuales de depositación. En muchos casos
pueden ser reproducidas por experiencias de laboratorio.
Tienen buen potencial de preservación geológica y proveen información que resulta importante en la
reconstrucción de los procesos y los ambientes del pasado.
Las estructuras sedimentarias mecánicas se presentan con muy diversas escalas, desde menos de un
milímetro (observables en cortes delgados) hasta de centenares y miles de metros (grandes afloramientos).
La mayor atención se presta a la escala en las que se presenta la estratificación, que es la estructura más
conspicua de las rocas sedimentarias. Así se reconocen:
Microformas (por ejemplo óndulas)
Mesoformas (por ejemplo dunas)
Macroformas (por ejemplo barras)
Clasificación
Existen distintos enfoques para clasificar a las estructuras mecánicas.
En este caso las hemos subdividido sobre la base de criterios genéticos y geométricos en:
Estructuras depositacionales, entre las que se reconocen:
Estructuras planares
Estructuras lineales
Estructuras acrecionales
Estructuras de deformación o postdepositacionales
DEPOSITACIONALES
PLANARES
EXTERNAS: definidas por el techo y la base del estrato
Estratificación
Es el contacto entre varios estratos. El techo y piso de cada estrato se pueden reconocer por cambio
litológico, hiatos o contactos erosivos.
Según la forma del estrato, hay: tabulares, lenticulares (lobular/canaliforme), cuneiformes.
El tamaño varía entre: muy delgado / delgado / medio / espeso / muy espeso
1 10 30 100 (cm)
Amalgamiento: se da en psefitas y psamitas y es la dificultad para distinguir entre techo y piso. Se
forma cuando hay selección moderada, poros cargados de agua o alta tasa de sedimentación. Esto
define una “estratificación pobre”.
Estratificación mixta
Delgada a muy delgada. Asociación de capas ondulíticas psamíticas y pelíticas. Hay 3 tipos:
“Flaser”: predominancia de arena. Pelitas sobre los senos. Depósito dominado por tracción.
“Ondulosa”: marcada alternancia de ondulitas psmíticas y pelitas. No hay dominio de alguno de los
tipos de transporte.
“Lentiformes”: ondulitas aisladas en niveles pelíticos. Depósito predominado por decantación.
Paleoambiente característico: donde está disponible en forma alternada tanto pelita como psamita con
períodos de corriente/agua estancada; esto es en regiones de submarea/intermarea o frente deltaico/fondo
lacustre.
PLANARES
INTERNAS
Masiva
Puede ser de origen primario o secundario; cuando es primario es por grain flow (flujo de granos) bien
seleccionado por la superación del ángulo de reposo. Si es secundario se puede producir por la actividad de
un organismo, el clima o el tiempo sobre el sedimento con estratificación previa.
Laminación
Para definirla hay que ver el techo y el piso del estrato.
El tamaño varía entre: muy delgado / delgado / mediano / espeso / muy espeso
1 3 10 30 (mm)
Se puede producir por migración de óndulas subcríticas en un ambiente eólico o por decantación de
material fino en ambiente ácueo de aguas calmas y también en ambientes glaciales y lacustres.
En caso glacial/lacustre se generan los “barbes”: alternancia de limo/arenoso (verano) con arcilla (invierno).
“tipo barbes” es lacustre pero no glacial.
Estratificación gradada
Graduación del tamaño de grano del depósito:
Normal: se genera por disminución de competencia del agente.
Inversa: puede producirse por aumento de la competencia o efecto dispersivo de la carpeta de
tracción.
Estructura imbricada
Disposición preferencial de los clastos. Se imbrican según: eje A=ambiente de alta energía; eje B=ambiente
de mediana energía.
Estratificación entrecruzada
Las capas interna cortan el techo y el piso de forma oblicua. Estas capas se denominan capas frontales.
No se cumple la ley de Steno.
Diferente escala según su espesor: pequeña (menor a 5cm), mediana (entre 5 y 100cm), gran escala (más de
100cm).
Se pueden clasificar:
Según el ángulo de buzamiento de la capa frontal: bajo (menos de 10° y 12°) moderado (entre 12° y 30°) y
alto ángulo (más de 30°).
Según la forma: planar, tangencial, tangencial doble (sigmoidal), artesa, hueso de arenque (“heming bone”).
Espesor medio o alto se da por un agente muy fluido. Producidas en bajo régimen de flujo (megaóndulas 2D
y 3D).
Ambiente eólico Duna 3D ARTESA
Duna 2D PLANAR O TANGENCIAL
Ambiente ácueo Migración de barras ARTESA
Meandros SIGMOIDAL
Laminación entrecruzada
Delgadas láminas que cortan al techo y al piso, producto de la migración de óndulas asimétricas. Espesor de
3 a 7cm; puede ser que por mayor aporte de material o menor acomodación se comiencen a escalonar dando
óndulas escalantes con ángulo determinado (sub o supercrítico). Produciendo la agradación de la estructura.
LINEARES
Generalmente se orientan con la corriente (importante para paleocorrientes). Pueden ser:
Bidireccionales: tienen lineación simétrica coincidente con la dirección de transporte. Marcan dirección pero
no sentido.
Unidireccionales: asimetría en sentido paralelo a la dirección de transporte. Dan dirección y sentido.
ESTRATALES
Óndulas
Estructuras de bajo régimen de flujo. Hay 2 tipos: asimétricas y simétricas (hay transición). El cociente
carga suspensión/carga tracción es negativo y positivo respectivamente.
Según su cresta, las asimétricas pueden ser:
1.rectas 2.sinuosas 3.catenarias 4.cuspadas 5.lunadas 6.linguloide
De 1 a 6, sube la energía del agente y baja la profundidad.
De 1 a 3 son crestas continuas.
PRINCIPALES ÍNDICES DE TANNER Y VALORES DISCRIMINANTES PARA ÓNDULAS DE OLAS
Y DE CORRIENTES
L: longitud de óndula o longitud media; H: altura de óndula; LB: semicuerda de barlovento; LS: semicuerda
de sotavento; Lc: longitud de cresta; d: desviación de cresta.
Óndulas de tracción/decantación: son generadas por mareas.
Pleamar: movimiento de sedimento por tracción.
Pausa de marea con depósito de material fino (pelítico) en suspensión.
Bajamar: retroceso del agua, erosión de las pelitas, excepto en las caras de avalancha o capas
frontales.
Este proceso se vuelve a repetir provocando depósitos de mud dropes.
Óndulas de interferencia: típicas de zonas de intermarea, pueden ser originadas por 2 corrientes. 3 tipos:
Diferente magnitud y dirección: corriente menor producto de la acción del viento sobre las mareas
que deja la corriente mayor generadas por el agua de mar.
Diferente magnitud e igual dirección.
Igual magnitud y diferente dirección: se forman “domos”
Megaóndulas
Estructura de más de 20cm de altura y hasta 7m. Asimétricas. Se diferencian según su cresta.
Megaóndulas 2D: cretas rectas (genera estratificación entrecruzada planar)
Megaóndulas 3D: crestas sinuosas (entrecruzada en artesa).
Antidunas
Se forman en régimen supercrítico. Bidireccional, igual dirección pero no sentido, ya que la forma del lecho
es simétrica.
Lineación de partición (Parting)
Se producen en sedimentos de grano fino (arenas finas y pelitas), en régimen supercrítico.
Importante indicador de paleocorriente, ya que da mucha precisión para la dirección. Tamaño milimétrico.
LINEARES
ESTRATALES
Costilla y surco
Sobre una lineación sin sentido (surco) se generan estructuras en forma de medialuna (costilla) que indican
el sentido (puntas marcan el sentido).
Marcas semilunares
Estructuras en forma de herradura generadas por un obstáculo, que por su competencia, el agente no puede
movilizar. Este objeto genera la distorsión del flujo generando una depresión que se suaviza
progresivamente. Luego es cubierta por arena y se preserva como estructura de base. Sirve para dirección y
sentido e indica polaridad de la capa. Se forma en suelo arcilloso.
Sombras de arena
Estructuras que se forman en ambiente eólico por la presencia de un obstáculo, por ejemplo vegetación, que
repara y acumula material psamítico en la parte protegida del viento.
Surcos de escurrimiento (Rill marks)
Pequeñas acanaladuras dendríticas y extremos difuminados en techos de sedimento arenosos. Producidos
por drenaje de hilillos de agua en un régimen supercrítico; de pocos mm a cm de profundidad.
Pueden ser distributarios o coalescentes.
Ambiente de playa y taludes de barras mareales (momentos de baja marea) y suelen distribuirse al subir la
marea (bajo potencial de conservación).
Hoyos de flujo
Surcos discontinuos alargados en dirección del flujo. Perfil asimétrico, generados en régimen supercrítico.
Extremo proximal redondeado y de contornos netos, y el distal va elevando el relieve hasta desaparecer. De
cm a grandes. Vista en planta, la punta del triángulo indica aguas arriba. Bajo potencial de preservación,
generalmente se halla como molde. Indican polaridad de la capa.
Marcas romboidales
Bajo potencial de preservación, formadas en zonas litorales por óndulas de saca y resaca. Dirección pero no
sentido. Se forman en zonas de alto régimen de flujo.
Marcas en escalón
Se produce debido a la presencia de una barra, es una marca que forma el límite hasta donde llegó el
escurrimiento (línea de costa).
Marcas en el nivel del agua
Marcas dejadas por el agua, a medida que va disminuyendo su nivel dado que se produce por pulsos. Se
deben a factores eustáticos.
Lineación de escurrimiento (surcos longitudinales)
Originadas por pequeños remolinos cerrados, con ejes paralelos a la dirección del flujo. Supercrítico. Poca
cantidad de agua. Pueden usarse como indicadores de dirección de corriente, pero sólo los casos que
gradualmente pasan a flutes indican sentido.
Marcas de gotas de lluvia
Sobre la superficie de las estratificaciones en fangos, limos y arenas finas. Son impresiones semiesféricas de
1mm de radio, que indican exposición sub-aérea.
Canales
Estructuras mucho más largas que anchas. Rectas, meandrosas o en forma de cordón. Cóncavo hacia arriba,
de cm a m. Relleno posterior desde arenoso a gravoso.
Canalón (“gutter cast”): en capas arcillosas. Menor dimensiones que el canal pero mayores que estructuras
de escurriemiento.
Marcas por objetos (“tool marks”)
Objetos que viajan en el seno del flujo impactan contra el sustrato generando marcas de diversas formas y
tamaños. Son frecuentes en turbiditas producto de clastos que van en la carpeta de tracción.
Surco: elongada, semicilíndrica, por arrastre de objetos. Dan dirección pero no sentido.
Roce: impacto, arrastre y rebote. Surco de menor dirección.
Punzamiento: igual mecanismo que el roce, pero punza. Sección vertical asimétrica. Dan dirección y
sentido.
LINEARES
SUBESTRATALES
Son producidas por postdepositación en sedimentos sobre estructuras en el techo del estrato de abajo.
Calcos de hoyos de flujo (flutes)
Calcos de surco de escurrimiento
Calcos de punzamiento
Calcos de roce
Calcos de surco
ACRECIONALES
Rodados acorazados
Es cuando un intraclasto pelítico (húmedo). Se transporta por sobre el sustrato de mayor granulometría que
se van adhiriendo a él.
Chalazolitas
Gotas de lluvia que caen en un sustrato tobáceo de mayor pendiente formando una esfera microscópica con
bordes de trizas vítreas.
DEFORMACIONALES O POST-DEPOSITACIONALES
Por procesos físicos después del depósito pero antes de la compactación
Calcos de carga
Se produce la depositación de material más denso sobre unos menos denso provocando la deformación de
ambos. Generalmente un estrato superior de areniscas y uno inferior de lutitas. También depende de la
viscosidad. Si el grado de deformación es bajo, puede apreciarse la estructura original del estrato.
Diques de arena/clásticos
Cuerpos irregulares de arenisca, de cm a dm de ancho que se disponen irregularmente cortando estratos de
lutitas y margas. Relacionados con niveles de arenisca interestratificados. Génesis: licuefacción de arenas y
se supone que el proceso que fractura que fractura las lutitas o margas, donde se inyecta el material arenoso,
provoca que se comporte de forma plástica.
Convoluta (laminación)
Disposición de láminas contorsionadas y replegadas dentro de un estrato en arena fina y muy fina.
Geomatría compleja. Presenta pliegues y aprietamientos.
Por deslizamiento de sedimentos plásticos de flujo de carga simultáneo, junto con la licuefacción, sin escape
de agua.
Ambientes: turbiditas, llanura de marea, fluviales, deltaicas.
Grietas de desecación
Estructura muy abundante en superficies desecadas. En diversos ambientes: llanura fluvial, playas, supra e
intermareas.
Formación de fisuras que pueden estar parcialmente rellenas. Su origen se asocia a la pérdida de agua de
material lutítico y la actuación de tensiones superficiales disminuyendo la grieta hacia abajo.
Almohadillas (ball and pillow)
Hay rotura de los estratos formando pseudonódulos del material arenoso que formaba el estrato de
areniscas. Formas planas o cóncavas hacia el techo (almohadilla), generalmente rodeado de lutitas y
dispuestos paralelos a la estratificación.
Escape de agua
a) Estructura en plato: estructura en superficie de estratificación por escape de agua en intervalos
regulares.
b) Volcanes de arena: similar a un volcán con un diámetro de 12 a 15cm y 2 cm de alto. Su origen se da
por diques clásticos que llegan a superficie.
Slump´s (o pliegues por deslizamiento)
Deformación paracontemporánea a la sedimentación, por deslizamiento subácueo, de estratos previamente
depositados. Slump se reserva para: deslizamiento de gravedad y magnitud pequeña porque hay estructuras
similares de componente lateral, denominadas “contorcionadas”.
Slump se da en series estratigráficas en la alternancia de material competente/incompetente. El resultado es
material plegado y/o fracturado, intercalado con estratos paralelos.
ESTRUCTURAS ORGÁNICAS
DE ORIGEN ANIMAL (trazas fósiles)
Impresiones: por movimiento del animal, siempre en el techo del sustrato.
Pisadas: una sola huella
Rastro o rastrillada: pisadas discontinuas
Pista: rastro continuo
Excavaciones: dentro del sustrato; por organismos infaunales o por lo menos en algún momento de su vida.
Túnel: 2 tipos el organismo pasa y lo deja vacío o lo rellena con fecas. El relleno puede ser
diferente o igual a la roca que lo rodea.
Tubo vertical: un solo tubo; el organismo se alimenta hacia abajo y defeca hacia arriba.
Tubo en “U”
Los tubos se revisten en ambientes de alta energía.
Galerías: no revestidas (sustrato duro pero no firme); revestidos (sustrato duro pero firme).
Tubo meñiscado: indican el sentido de avance del organismo.
Graphogliptidos: tubos con morfología específica para cada organismo.
Spreite: producida por aumento en el nivel del sustrato y el organismo que agrada para estar en
superficie, dejando la estructura en el medio de la unidad.
Nido: 2 diámetros. El más chico para el pasaje del individuo, el más grande para depositar los
huevos.
Perforaciones: mayormente se forma en carbonatos de arrecifes.
DE ORIGEN VEGETAL
Stromatolitos: Colonia de organismos unicelulares. Por la fotosíntesis, hay disminución del dióxido de
carbono del agua, que provoca una disminución de ácido carbónico, alcalinizando el medio y precipitando
carbonato de calcio. Liberan sustancias mucilaginosas que entrampan el carbonato y matan la colonia.
ESTRUCTURAS BIOGÉNICAS
De bioerosión, degradación mecánica y/o bioquímica de un organismo sobre sustratos duros. El resultado es
una perforación “boring”.
Bioturbación: perturbación, destrucción parcial y/o modificación de rasgos físicos sedimentarios primarios,
por acción de un organismo en sustrato inconsolidado.
Bioestratíficación: aparecen dentro del sedimento como rasgos estratificados, lineados, bandeados por
actividad de organismos.
Reacción: reacción de un organismo a una perturbación externa (ej: perlas).
PALEOCORRIENTES
Su estudio tiene como objeto deducir la orientación de los flujos responsables del transporte y depositación
de sedimentos. También se puede reconstruir la paleogeografía y definir área de aporte, paleopendiente y
configuración de la cuenca.
2 propiedades sedimentarias:
Escalares: magnitudes como granulometría, competencia, selección.
Vectoriales: componentes orientados de la roca detrítica.
Ambas propiedades pueden transformarse en medidas de paleocorriente
Relación paleocorriente/paleopendiente
La lineación subestratal es típicamente turbidítica.
Óndulas fluviales: fuerte relación con la orientación (las litorales no son tan seguras).
Óndulas eólicas: cuando son paralelas a la inclinación de la entrecruz son formados por vientos
cruzados.
Lineación parting: a pesar de que es bidireccional, es un indicador mucho más seguro que la
entrecruzada en ambiente fluvial. Combinando las 2 saco dirección y sentido.
Entrecruzada fluvial no es muy precisa, ya que depende de la forma y dinámica del canal.
Marino litoral: poca profundidad la entrecruz es generalmente coincidente con el sentido de flujo,
pero puede ser mucho más complejo debido a la variación de corrientes que actúan. En regiones
dominadas por mareas, esta estructura se pone perpendicular a la línea de costa.
UNIDAD 7
METEORIZACIÓN
Es la transformación de las rocas y los minerales en la superficie de la Tierra o a escasa profundidad
mediante dos procesos esenciales: la desintegración que es un proceso físico o mecánico, y la
descomposición que es un proceso de alteración química.
Muchas rocas y minerales se forman en profundidad, dentro de la corteza terrestre, donde la temperatura y
presión son notablemente diferentes a las que se registran en la superficie. Así, los materiales formados en el
interior de la corteza se encuentran en desequilibrio con respecto a las condiciones superficiales. La
meteorización involucra entonces a todos los procesos que tienden a poner a las rocas y a los minerales en
equilibrio con los ambientes que se encuentran en o cerca de la superficie de la Tierra.
La meteorización es el primero de los procesos que opera en un ciclo sedimentario. Sus productos sólidos o
detríticos y iónicos son la fuente principal de los materiales que –como consecuencia de la erosión,
transporte y depositación/precipitación- pasarán a formar parte de las rocas sedimentarias, tanto clásticas o
mecánicas como químicas. Los productos de la meteorización contribuyen también a la formación de los
suelos, proveen los componentes detríticos de los mismos y muchos de los nutrientes asimilados por las
plantas.
LA DIFERENCIA ENTRE METEORIZACIÓN Y EROSIÓN
La meteorización involucra la descomposición y la desintegración in situ de las masas de rocas y minerales.
En cambio la erosión ocurre cuando los componentes de las rocas son puestos en movimiento por los
agentes que operan en la superficie terrestre (aire, agua, hielo y otros agentes gravitacionales).
METEORIZACIÓN FÍSICA - DESINTEGRACIÓN
Consiste en la desintegración de las masas de rocas y de los minerales por procesos mecánicos. Los
esfuerzos que conducen a la ruptura pueden provenir del interior de la masa rocosa o ser aplicados
externamente. Los procesos más comunes de desintegración son el crecimiento cristalino, la insolación, el
alivio de presión, y los procesos alternantes de humectación y desecación. Además, el debilitamiento de las
rocas a causa de la desintegración genera abundantes superficies a lo largo de las cuales se vuelve mucho
más efectiva la meteorización por procesos químicos.
PROCESOS MÁS COMUNES DE LA DESINTEGRACIÓN
Crecimiento cristalino – Gelifracción – Precipitación de sales
El crecimiento cristalino puede causar esfuerzos que conducen a la ruptura de la masa de roca. Este proceso
ocurre a temperaturas normales de la superficie terrestre, por lo que las causas más comunes son el pasaje de
líquido a sólido del agua y la precipitación de sales.
El pasaje de agua en estado líquido a hielo implica un aumento de volumen de 9 %, lo que tiene un efecto de
ruptura altamente eficiente (gelifracción), sobre todo cuando se alcanzan temperaturas inferiores a -5º C, en
áreas de alta montaña y en regiones polares donde los ciclos de congelamiento ocurren centenares de veces
por año.
Por su parte, la cristalización de sales produce cambios volumétricos entre 1 y 5 %; este proceso ocurre más
eficientemente en condiciones áridas y cálidas, pero también sucede en regiones frías. La precipitación de
sales por migración capilar de soluciones puede producirse en la superficie de las rocas (eflorescencias), o
en el interior a lo largo de fracturas o microfracturas (subflorescencia). La subflorescencia constituye un
muy eficiente proceso de desintegración.
Exfoliación por insolación
Las rocas son muy pobres conductoras de calor, por lo que al ser calentadas por el sol la superficie expuesta
se expande más que el interior. La sistemática repetición de este fenómeno de calentamiento genera un stress
que conduce obviamente a la ruptura. El resultado de una exfoliación catafilar o descamación concéntrica
(similar a la de las sucesivas capas que forman las cebollas).
Insolación
Por su parte, los minerales también poseen distinto grado de expansión y contracción con respecto a las
variaciones de temperatura, ya que los oscuros se dilatan más que los de colores claros (por diferencias de
temperatura entre el día y la noche un mineral oscuro puede ser enfriado a 0º C y calentado hasta los 50 º C).
Ello favorece también la desintegración a los largo de los contactos entre los cristales de estas distintas
especies.
Alternancia entre humectación y desecación
La reiteración de este proceso, en especial en minerales que son capaces de incorporar agua a su estructura,
produce un efectivo proceso de desintegración por aumento del stress tensional.
Alivio de presión
Este proceso es muy efectivo cuando rocas generadas a profundidad y elevadas temperaturas se acercan a la
superficie por denudación de la cobertura. La eliminación de la carga litostática produce una fracturación
por expansión o dilatación de las rocas a lo largo de superficies aproximadamente paralelas a las del terreno.
METEORIZACIÓN QUÍMICA – DESCOMPOSICIÓN
La meteorización química está estrechamente relacionada con el clima, ya que éste regula las condiciones
de humedad y temperatura que son esenciales para controlar las reacciones químicas que conducen a la
descomposición de los minerales. El clima tropical, caracterizado por elevadas temperaturas y disponibilidad
de agua, produce procesos de descomposición que son 3,5 veces más intensos que los que ocurren en
condiciones de clima templado.
PROCESOS MÁS COMUNES DE LA DESCOMPOSICIÓN
Disolución simple
Reacción que afecta a sales solubles en contacto con el agua. Estas sales son eléctricamente neutras, pero sus
aniones y cationes retienen sus cargas y atraen al agua que es un compuesto polar. La carga + polar queda
cerca del anión y la carga – polar lo hace cerca del catión. Se alteran así las fuerzas de atracción existentes
en el cristal de sal y se liberan los iones en solución acuosa.
Carbonación
Consiste en la reacción química de iones de carbonato y bicarbonato con los minerales originales. Este
proceso es muy activo cuando en el ambiente abunda el anhídrido carbónico. La capacidad corrosiva del
agua se incrementa cuando se forma ácido carbónico (por la combinación de CO2 con el agua). Se produce
así la disolución de los minerales carbonatados y se favorece la descomposición de la superficie de otros
minerales por la naturaleza ácida del medio.
Disolución de los carbonatos en presencia de CO2
CO2 + H2O H2CO3 (aguas relativamente frías)
CaCO3 + H2CO3 Ca2+ + 2(HCO3-)
Oxidación
Consiste en la reacción química que se produce entre un mineral y el oxígeno. Ello implica la remoción de
uno o más electrones del componente original, lo que favorece la formación de una estructura menos rígida
y crecientemente inestable. Los óxidos son los productos comunes de la oxidación, y entre los más
importantes están los de hierro (pasaje de Fe+2 a Fe+3) y aluminio que precipitan en condiciones de
elevadas precipitaciones y temperatura ambiente.
La formación de óxidos e hidróxidos férricos
4Fe2+ + 3O2 2Fe2O3 (hematita)
4Fe2+O + 2H2O + O2 4Fe3+O (OH) (goethita)
4FeS2 (pirita) + 4H2O + 6O2 2H2SO4 + 4FeO (OH)
Hidratación
Consiste en la reacción química mediante la cual se incorporan agua a un nuevo mineral, los que pueden
pasar a formar parte de la estructura cristalina de la especie resultante. La hidratación puede producir la
expansión de la estructura cristalina, aumenta la superficie susceptible a otras reacciones y por ende la
aceleración de otros procesos de descomposición.
De la anhidrita al yeso
CaSO4 + 2H2O CaSO4.2H2O
Hidrólisis
Consiste en la reacción química que se produce entre los iones de los minerales (químicamente una sal
constituida por una base débil o un ácido débil) y los iones del agua (H+ y OH-), lo que conduce a la
formación de nuevos componentes. Este proceso es el más efectivo en la alteración de minerales alumino-
silicáticos debido a la presencia de cargas eléctricas en la superficie de los cristales.
Del feldespato potásico a la caolinita
4KAlSi3O8 + 22H2O 4K+ + 4(OH)- + Al4 (OH)8 Si4O10 + 8H4SiO4
De la caolinita a la gibbsita
Al4Si4O10(OH)8 + 10H2O 4Al(OH)3 + 4H4SiO4
LA SERIE DE ESTABILIDAD MINERAL DE GOLDICH
Esta serie describe la susceptibilidad a la meteorización de diferentes minerales silicatados.
El fundamento es que los minerales que se forman a elevada temperatura y presión son menos estables
frente a los agentes de la meteorización.
Por lo tanto, el orden de estabilidad es similar al de la Serie de Reacción de Bowen.
Menos estables (minerales de alta temperatura)
Olivina Plagioclasa Ca
Piroxeno
Anfíbol
Biotita Plagioclasa Na
Feldespato potásico
Muscovita
Cuarzo
Más estables (minerales de baja temperatura)
EL ORDEN DE ESTABILIDAD DE LOS MINERALES PESADOS SIDOWSKI (1949)
Olivina – Piroxeno – Granate – Anfíbol – Cianita – Estaurolita – Turmalina – Rutilo – Zircón
(Menos estable) (Más estable)
SILICATOS Y SUS PRODUCTOS DE METEORIZACIÓN
Mineral original Producto de meteorización Componentes eliminados
Cuarzo Cuarzo ---------------------
Feldespatos Argilominerales hasta bauxitas SiO2, K+, Na+, Ca2+
Anfíboles y piroxenos Argilominerales, limonita,
hematita hasta bauxitas
SiO2, Ca2+, Mg2+
TRANSFORMACIÓN DE LOS ARGILOMINERALES CON EL AUMENTO DE LA INTENSIDAD DE
METEORIZACIÓN
Material original Biotita K(Mg,Fe)3 (OH)2 (AlSi3O10)
Argilomineral metaestable Illita K0-2Al4 (OH)4 (Al0-1Si3-4O10)2
Argilomineral estable Caolinita Al4 (OH)8 Si4O10
Producto final (resistato) Gibbsita Al(OH)3
METEORIZACIÓN BIOLÓGICA
Consiste en el proceso de transformación de las rocas y minerales por acción de los organismos, desde las
bacterias a las plantas y animales. Estos procesos pueden ser de descomposición o de desintegración.
PRINCIPALES PROCESOS DE METEORIZACIÓN BIOLÓGICA
Bioturbación: Es el proceso de ruptura por actividad orgánica que lleva a la fracturación y remoción de
rocas, sedimentos o suelos.
Disolución: Por la producción de CO2 debido a la respiración conduce a la formación de ácido carbónico y
reducción de pH del medio.
Intercambio catiónico: Reacciones por las cuales las plantas absorben nutrientes que pueden producir
cambios en el pH, dado que por lo común se absorben cationes básicos y se elimina hidrógeno con la
consecuente acidificación del medio.
Quelación. Los procesos biológicos producen sustancias orgánicas denominadas quelatos que descomponen
las rocas y los minerales por remoción de sus cationes metálicos.
Mediante el estudio de rocas silicáticas frescas y descompuestas se ha determinado el siguiente cambio
composicional:
Decrecimiento de SiO2, MgO, CaO, Na2O y K2O
Aumento de Al2O3, Fe2O3 y TiO2
ORDEN DE ELIMINACIÓN DE ÓXIDOS DURANTE LA METEORIZACIÓN (GOLDICH, 1938)
Na2O - CaO - MgO - K2O - SiO2 - Al2O3 - Fe2O3
(resistatos)
ÍNDICES DE METEORIZACIÓN
Los índices de meteorización son ecuaciones que, sobre la base del análisis químico de las rocas, permiten
conocer el grado de descomposición.
El cálculo de los índices se basa en las relaciones entre los óxidos menos móviles o resistatos (esencialmente
Al2O3) y los más móviles o solubles en condiciones superficiales (CaO, Na2O, K2O).
ÍNDICES DE ENGLUND Y JORGENSEN (1973)
M1 = (FeO + MgO + Al2O3) / (K2O + Na2O + CaO)
M2 = Al2O3 / (FeO + MgO)
Índice de Nesbitt y Young (1982) Chemical Alteration Index
CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + K2O + Na2O + CaO en silicatos)] x 100
PRODUCTOS DE LA METEORIZACIÓN – DEFINICIONES BÁSICAS
Manto de alteración. Es todo el espesor de material rocoso que se encuentra bajo el proceso de
meteorización.
Saprolito. Es la roca que ha sido meteorizada y que puede conservar parte de los materiales originales. Aun
cuando esta masa está transformada por meteorización es aún posible reconocer a la roca madre. El término
grus se aplica a rocas granudas que han sufrido el proceso de desintegración.
Regolito. Es una roca meteorizada, totalmente desagregada y que ha incorporado materiales producto de
aportes externos.
Residuos. Es el material remanente que permanece in situ una vez que la roca ha sido meteorizada y parte
de sus componentes originales han sido removidos por erosión o eluviación.
Detritos. Materiales sólidos, productos de la meteorización, que son eliminados por erosión y transporte
mecánico.
Iones. Material que muy comúnmente es eliminado por aguas circulantes (superficiales, por percolación o
ascenso capilar) y que se moviliza como carga en solución. Una parte puede ser absorbida por plantas y
animales como nutrientes. Otra parte puede ser reincorporada al saprolito o manto de alteración como
integrante de nuevos minerales (minerales autígenos).
FACTORES DE LOS QUE DEPENDE LA METEORIZACIÓN
Composición y rasgos físicos de las rocas a ser meteorizadas.
Condiciones ambientales: Clima
Ambiente hidrológico
Ambiente biológicos
pH del ambiente.
Fisiografía, topografía.
Tiempo
Frecuencia de los procesos
La composición de las rocas es un factor esencial, ya que se trata del material que va a ser sometido al
proceso de desintegración y descomposición.
Los rasgos físicos de las rocas, tales como su porosidad, presencia de fracturas y microfracturas, planos de
estratificación. Son de gran importancia en lo que se relaciona con capacidad para permitir o impedir el
pasaje del agua y de las soluciones a través de la masa. La presencia de oquedades y planos de debilidad
favorece el contacto de los cristales de minerales con los agentes capaces de producir su descomposición y
desintegración.
COMPONENTES DE LAS ROCAS CLÁSTICAS
Las rocas clásticas pueden estar constituidas por dos tipos de componentes: alotígenos y autígenos.
Los componentes alotígenos son materiales que han sido transportados en estado sólido (hasta coloidal)
hasta el sitio de depositación. Se los conoce también como componentes clásticos, detríticos o mecánicos.
Son los constituyentes esenciales de todas las rocas clásticas y forman tanto el esqueleto (clástico) como la
matriz original de las psamitas y psefitas.
Los componentes autígenos son aquellos que se han formado in situ . Precipitan química o
bioquímicamente, y por lo general tienen formas cristalinas. Estos componentes pueden estar o no estar
presentes en las rocas clásticas. Son típicamente diagenéticos, es decir que se forman una vez que los
materiales clásticos han sido depositados.
COMPONENTES ALOTÍGENOS
Los componentes alotígenos pueden ser clasificados en primarios y secundarios. Los primarios derivan
directamente de la desintegración y erosión de rocas preexistentes, mientras que los secundarios son el
producto de la descomposición o meteorización química de los componentes primarios.
En las psefitas y psamitas y pelitas más gruesas (limos, limolitas ), la fracción clástica está constituida por
componentes primarios .
Los componentes secundarios tienen normalmente una granulometrÍa muy fina (son importantes en las
fracciones inferiores a 4 micrones). Si se los encuentra en psefitas y psamitas , forman la parte más fina de
la matriz original . En las pelitas, los componentes secundarios se encuentran en los fangos (fangolitas) y
arcillas (arcilitas).
Los componentes alotígenos también pueden ser clasificados sobre la base de su procedencia en materiales
terrígenos o extracuencales y no terrígenos o intracuencales.
Los componentes terrígenos proceden de áreas externas a la cuenca sedimentaria, de modo que han sido
transportados tanto fuera como en el interior de la cuenca y suelen tener alta resistencia mecánica.
Los no terrígenos proceden del interior de la cuenca sedimentaria, de modo que se han movilizado
únicamente dentro de ella, y suelen tener una baja resistencia mecánica.
TIPOS DE COMPONENTES ALOTÍGENOS PRIMARIOS
Litoclastos: fragmentos de rocas preexistentes. Están constituidos por varios a numerosos individuos
cristalinos que pueden tener distinta composición o ser composicionalmente uniformes.
Cristaloclastos: son fragmentos monominerales derivados de rocas preexistentes. Se pueden dividir en
minerales livianos y pesados sobre la base de su densidad. Los livianos son los más abundantes, mientras
que los pesados -por lo común- están en proporciones menores al 1 %.
Entre los alotígenos pueden encontrarse otros componentes, como fragmentos de carbonatos (bioclásticos,
oolíticos, intraclásticos), fosfatos, bioclásticos, nódulos glauconíticos, los que normalmente son no
terrígenos o intracuencales. También se puede acumular vidrio volcánico (terrígeno o extracuencal) que se
encuentra en proporciones subordinadas en las rocas epiclásticas.
Terrígenos o extracuencales No terrígenos o
intracuencales
PRIMARIOS (derivan de la
desintegración de rocas
preexistentes)
Litoclastos (dominantes en
texturas superiores a 4mm,
presentes en la fracción arena)
Cristaloclastos (dominantes
entre 4mm y 0,004mm)
Cuarzo policristalino.
Fragmentos de volcanitas
(FRV), de plutonitas (FRP),
de metamorfitas (FRM) y de
sedimentitas (FRS: ftanita,
limolitas, areniscas, calcilitos, etc.)
Vidrio volcánico (no
cristalino, amorfo)
subordinado en rocas
epiclásticas.
Cuarzo, Feldespatos
(plagioclasas, feldespatos
potásicos), Metales pesados
Litoclastos “blandos”:
fragmentos de sedimentos
silicoclasticos, fragmentos de
carbonatos y de fosfatos
(pellets, intraclastos, ooides,
bioclastos)
SECUNDARIOS (derivan de
la desintegración de minerales
preexistentes)
Cristaloclastos (dominantes
en texturas de menos de
0,004mm)
Argilominerales
IMPORTANCIA DE LOS COMPONENTES ALOTÍGENOS
Los componentes alotígenos son esenciales para desentrañar la historia de la roca sedimentaria.
Permiten determinar el tipo o tipos de roca(s) madre(s) , o sea conocer la procedencia de los materiales
detríticos.
Dan indicios sobre los procesos de transporte y de depositación.
Proveen informacion sobre las condiciones tectónicas y climáticas de la región donde se produjo el
proceso sedimentario.
Son empleados para clasificar a las rocas psefíticas y psamíticas.
UNIDAD 8
FORMACIÓN Y CARACTERES DE LAS PSEFITAS Y PSAMITAS
PSEFITAS
Rocas sedimentarias, epiclásticas, con clastos mayores a 2mm, amenudo inmersos en una matriz arenosa y/o
pelítica y/o cementados.
Textura: clasto o matriz sostén. La matríz puede se arenítica (buena selección) o wackica (mala selección).
El cemento aparece cuando los poros no estás tapados por fango (matriz arenítica).
Hay conglomerados si matrizpero no hay registro porque siempre se terminan llenando (conglomerados
abiertos).
Esqueleto de las rocas pesfíticas
Litoclastos: fragmento de roca constituido por un conjunto de minerales que pueden ser todos de igual o
diferente composición (fragmentos de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias).
Cristaloclastos: individuo monomineral (cuarzo, feldespato).
Grado de redondez
Conglomerados: redondeado a subredondeado
Brecha: anguloso
Clasificación de mezclas de arena y grava (Willman, 1942)
Clasificación de roca psefíticas
Según la escala de Phi (Φ)
Bloque / Guijarro / Guija / Sábulo
256mm 64mm 4mm
Sedimentología: en base a los componentes según sean terrígenos o no terrígenos (estos por fragmentación y
redepositación en la misma cuenca).
Ortoconglomerados: matriz arenos, clasto o matriz sostén. Más maduros texturalmente.
Paraconglomerados: matriz wáckica, clasto o matriz sostén.
Parabrecha matriz Ortoconglomerado
Soportada clasto soportado Peor selección Mejor selección
Inmadura texturalmente Muy maduro texturalmente
Según la composición del esqueleto (indica área de aporte):
Oligomíctico (u homogéneo): composición del esqueleto dominada por clastos de una misma
composición y estables.
Polimíctico (o Heterogéneo): composición del esqueleto dominada por clastos de diferente
composición, indicando un área de aporte muy compleja.
Los oligomícticos pueden denominarse: granoglomerado (plutónico, metamórfico de alto grado),
filglomerado, volglomerado, sedglomerado, cuarzoglomerado.
Cuarzoglomerados
Pueden provenir de zonas distales o proximales a la cuenca. Esto lo inferimos según la redondez y
selección, pero puede ocurrir que un cuarzoglomerado bien seleccionado que sea de zonas proximales. Esto
se da en zonas con tectónica estable donde los clastos se retrabajan constantemente ya que no hay nueva
acomodación y por lo tanto sedimentación.
Clasificaciòn de Scasso – Limarino
Se basa en 3 parámetros principales:
1. tipo de fábrica
2. textura de la matriz
3. composición de los clastos
Clasificación de Petijohn:
Se basa en 2 grandes grupos: epi y piroclásticas.
Y utiliza 3 parámetros: textura (diferencia orto de paraconglomerados), madurez (oligo o polimíctico) y
procedencia (intra o extra formacionales).
Clasificación para psefitas oligomíciticas (Spalletti et al., 1986)
Clasificación de Boggs:
Realiza un ordenamiento descriptivo. Parámetros que utiliza:
Estabilidad del clasto: ultraestable (cuarzo) o metaestable (resto)
Composición: metamórfico, sedimentario, ígneo.
Fábrica: diamicticas (matriz sostén) o conglomerados (clasto sostén).
Conglomerados y brechas intraformacionales: se originan en la misma cuenca; no hay gran diferencia de
tiempo entre la formación de la roca madre y su conglomerado correspondiente.
Clasificación en base al proceso que los producen:
Autoclásticos. Desecación de material de grano fino (ej: grietas de desecación)
Aloclásticos: acción erosiva de de corrientes sobre sedimentos o sedimentitas recientemente
formadas (ej: grainstone).
Spalletti y Mazzoni: propusieron la clasificación para conglomerados intracuencales que se basa en el
principal mecanismo generador de clastos (génesis), su naturaleza y la relación textural y mineralógica entre
clastos y matriz.
ESTRUCTURAS DE LAS PSEFITAS
No se suelen conservar por el gran tamaño de grano.
Capa plana: de régimen supercrítico. Se observa como alternancia de capa planas paralelas al
piso/techo del estrato. Generalmente con alternancia granular/textural.
Estratificación gradada: variación textural dentro de una sola capa (normal o inversa)
Imbricación
Estratificación entrecruzada: difícil de ver la estructura. Se obtiene dirección y sentido; de régimen
subcrítico (planar, tangencial, artesa).
Masiva: no se distingue ningún elemento anisótropo.
PRINCIPALES AMBIENTES DE FORMACIÓN DE LAS ROCAS PSEFÍTICAS
De continentales a marinos.
Variados tipos de agentes de transporte, desde poco a muy viscosos y altamente fluidos, todos con alta
energía. La única excepción es el agente eólico que no genera depósitos, pero sí existe un modelado del
viento en los clastos (por pulimiento, generación de pavimento desértico).
Agentes ácueos como fluvial, transicional, zonas litorales, deltas y canales de marea tiene capacidad de
formar depósitos de grava. Algunos no-newtonianos producen flujos gravitacionales de rápida remoción:
secos (desmoronamiento), con algo de agua (flujo de barro) o con mucho agua (transición entre fluvial y
detrítico)
Remociones en masa generan depósitos con matriz wáquica (paraconglomerados) llamados “tilloides” que
se dividen en cenoglomerados (secos o húmedos: deslizamiento o flujo de barro) y debritas (flujo de
detritos).
Fanglomerados: son ortoconglomerados de abanico aluvial. Son lo lugares más típicos donde se acumulan
grandes espesores de conglomerados.
3 configuraciones típicas de depósito:
1. dentro de un estrato (gradación normal)
2. intercalación
3. sucesiones potentes (gran espesor y alto gradiente).
PSAMITAS
Rocas clásticas dominadas por fragmentos entre 2 y 0,062mm. 3 componentes principales:
1. esqueleto: clastos cuya composición es importante para la clasificación
2. matriz
3. cemento
COMPOSICIÓN DE LOS CLASTOS
Componentes livianos (densidad menor 2,88g/cm³, cuarzo, feldespato) o pesados (densidad mayor
2,88g/cm³, turmalina, piroxeno, anfíboles).
Minerales pesados en menos del 1% del peso de la roca, generalmente concentrados en la fracción del arena
media a fina (0,88mm a 0,125mm). Son importantes para determinar la procedencia del material.
Técnica para separar minerales pesados de livianos:
1. tamizado arena entre 0,88mm a 0,125mm
2. el material tamizado se coloca en un embudo con bromoformo (densidad cercana a 2,88g/cm³)
3. los livianos se acumulan en la parte superior del embudo mientras que los pesados caen y son
retenido por un papel de filtro.
Índice de Hoover de estabilidad para minerales pesados:
I= Z%+T%+R%
Translúsidos no
Micáceos
Mineraloclastos
CUARZO
Volcánico: subhedral, extinción normal, tramos de inclusiones negativas (vidrio volcánico),
engolfamientos.
Plutónico o metamórfico de bajo grado: anhedral, extinción ondulante o normal, ecuantes;
generalmente con inclusiones positivas (rutilo).
Metamórfico (medio o alto grado): prolados, extinción ondulante, láminas de Bhoen (láminas con
iluminación diferencial por desplazamiento de estructuras cristalinas).
FELDESPATO
PLAGIOCLASAS Maclas polisintéticas bien reconocidas (volcánio/plutónico) o acuñadas
(metamórficas de medio o alto grado).
FELDESPATOS POTÁSICOS
Microclino: plutónico (macla bien definida) o metamórfico (macla difusa).
Ortosa: plutónica (carlsbald difícil de conservar)
Sawidina: volcánica/metamórfica de alto grado.
Litoclastos
CUARZO POLICRISTALINO (3 tipos)
Metamórfio: contactos suturales pueden provenir de una metacuarcita.
Venas de cuarzo: se dispone en las rocas utilizando líneas de debilidad.
Sedimentario: textura sumamente fina; microcristalitos de cuarzo provenientes de “fatnitas o cherts”;
pueden estar asociados a ópalo o calcedonia.
CHERT O FTANITA: roca seimentaria compuesta por 3 minerales: ópalo, calcedonia y
cuarzomicrocristalino.
FRAGMENTOS DE PASTA VÍTREA: indican arcos volcánicos próximos.
MATRIZ DE LAS PSAMITAS
Importante para la clasificación, información sobre la hidrodinámica, capa de transporte, selección textural,
o como índice de alteración diagenética. Según Dickinson hay 4 tipos de matriz:
1) Protomatriz: matriz primaria depositacional.
2) Ortomatriz: producto de la transformación mineralógica/diagenética de la protomatriz.
3) Epimatriz: alteración de clastos inestables de la matriz durante la diagénesis.
4) Pseudomatriz: la deformación postdepositacional de fragmentos lábiles; clasto esqueletal se estira
tornando difuso su margen, haciéndose indiferenciable de la verdadera matriz.
El tamaño de los granos que separa la matriz del esqueleto para las psamitas va desde arena fina hasta
arcilla.
Cementos más comunes en las psamitas
1) Siléceo: en bajas latitudes y alta profundidad.
2) Carbonático: el más común es clacita, también hay dolomita que forman caries de carbonato.
3) Ferruginoso: hematita el más común, también puede aparecer goethita.
4) Arcillosos. Se forman en la diagénesis temprana, en forma de anillo o coating.
Los cementos se encuentran mejor representados en psamitas con baja proporción de matriz, donde la
solución entra por poros y precipita.
Madurez composicional de las psamitas
Se da según la presencia de minerales estables e inestables que conforman los clastos de la roca.
1) Estables o resistatos: resisten meteorización física y química; se destruyen a ph mayor a 7 (cuarzo,
rutilo, turmalina, zircon)
2) Metaestables: estables en climas secos e inestables en húmedos (anfíboles, piroxenos, caolinita,
feldespatos).
3) Inestables: no resisten el ciclo exógeno (olivina).
CLASIFICACIÓN DE LAS ARENISCAS
Krynine fue el primero en desarrollar una clasificación en base a la composición, para determinar área
tectónica y procedencia. Mediante un triángulo estables y ultraestables en la vértice superior y en sus
vértices inferiores al feldespato y caolinita en uno y a las micas y clorita en el otro.
Los diagramas modernos de Gilbert y Dott, modificado por Pettijohn están compuestos por 2 diagramas
ternarios, cada uno de los cuales es usado para areniscas de mucha o poca matriz (arenas y wackes).
Gilbert proponle parámetro composición de los clastos como un índice de madurez mineralógica y la matriz
como medida de selección textural.
Dott, igual a Gilbert, pero adhiere el valor 75% de matriz para diferenciar wackes y fangositas.
Dott modificado por Pettijohn: el porcentaje de material fino que separa areniscas de wackes se llevó al
15%.
Folk: hizo 2 diagramas, uno de granulometría y el otro de composición.
Lo importante es que considera al cuarzo monocristalino como único componente estable, y al chert y
cuarzo policristalino en el vértice como líticos.
Pettijohn propuso un diagrama binario en función de SiO2/Al2O3 (parámetro de madurez composicinal) y
Na2O/K2O (parámetro de porcentaje entre vaque y arcosa).
Herrón basó una clasificación en 3 parámetros:
SiO2/Al2O3 índice de madurez composicional
Fe2O3 / K2O discrimina líticos de feldespato
Contenido total de calcio separa en areniscas calcáreas de no calcáreas
MODAS DETRÍTICAS
Es el conteo de puntos (entre 200 y 400 clastos) con el objeto de determinar la moda. Esta moda se utiliza
para determinar área fuente, márgenes de cuenca, etc, además de evolución y el relleno de la cuenca.
Composición y tamaño de grano
El tamaño de grano ejerce un gran control sobre la composición ya que depósitos con un origen común,
pueden presentar composiciones diferentes debido a la facilidad de disgregación de los componentes líticos
en otros de menor tamaño, limitando la procedencia.
Hay 2 formas de salvar este problema:
1. Standarizar el tamaño de grano a “areniscas gruesas” donde se conserva lítico limitante; no siempre
hay arena gruesa.
2. Método de Gozzay-Dickinson: es el más común, se estandariza a arena fina. Se considera mineral a
todo cristal mayor a 0.062mm.
Componentes modales
Se consideran 3 órdenes de exactitud al efectuar el análisis:
1º orden: “cuarzo total, feldespato y líticos” totales. Empleados a los diagramas de caracterízación
tectónica del área de aporte.
2º orden: deriva del 1º orden; por ejemplo, cuarzo mono y policristalino.
3º orden: deriva de rasgos particulares del 2º orden; tipo extinción del cuarzo monocristalino.
Modas detríticas y procedencia
Se usan diagramas ternarios para caracterizar el área de aporte, en término de ubicación en placas tectónicas.
Las modas detríticas fueron recalculadas para 3 componentes básicos:
1. fragmentos de cuarzo: cuarzo monocristalino + cuarzo policristalino
2. feldespato total: feldespatos potásicos + plagioclasas
3. fragmentos líticos: líticos totales + volcanitas + sedimentos o metasedimentos
Existe un segundo diagrama de cuarzo monocristalino, feldespato y lítico. Con iguales áreas Dickinson
reelaboró los diagramas, dividiendo la procedencia de bloques continentales en 3 campos:
Interior cratónico
Basamento elevado
Continental transicional
UNIDAD 9
PELITAS
Rocas de grano fino formadas por partículas que tienen menos de 0,062mm de diámetro entre las que se
puede diferenciar las de tamaño limo (entre 0,062 y 0,004mm) y tamaño arcilla (menos de 0,004mm).
Constituyen más del 50% de las rocas sedimentarias. Son fácilmente meteorizadas, por lo tanto suelen estar
cubiertas por derrubios o detritos. Se las estudia en laboratorio para identificar su composición, textura y
estructura a través de difracción de rayos X, combinado con técnicas de MEB, de MET y de transmisión de
alta resolución.
Tamaño de grano mm Φ Sedimentita
Limo grueso 0,062 4 Limolita
Limo fino 0,031 5
Fango 0,0039 8 Fangolita
Arcilla 0,00098 10 Arcillita
Clasificación de Teruggi
Diferencia a las pelitas sobre la base del tamaño limo o arcilla
Limos limolita =más del 80% de partículas tamaño limo y menos del 20% tamaño arcilla
Fango fangolita
Arcilla arcillita = más del 80% de partículas tamaño arcilla y menos del 20% tamaño limo
Pelitas con laminación PELITAS LAMINADAS
Pelitas con laminación curvada producto de la presencia en su interior de clastos con mayor granulometría
(fangolita guijosa) PEDOLITAS
Laminación curvada: presencia de cadilitos (clastos que caen por derretimiento glacial)
TEXTURA Y ESTRUCTURA
Los clastos no se depositan individualmente, sino formando agregados de partículas o flóculos. Al decantar
de una suspensión las partículas tamaño arcilla se disponen formando dominios y flóculos de variadas
formas. Los dominios son agregados de partículas paralelas entre sí (no son equivalentes a los flóculos
aunque pueden ser unidades constitutivas de los mismos). Pueden formarse tanto por procesos de
floculación como heredarse de la meteorización, o surgir del reacomodamiento de partículas al poco tiempo
de ser depositados. Cada dominio puede orientarse a su vez de forma paralela o no, originado diferentes
tipos de texturas.
La disposición interna de las partículas que constituyen los flóculos puede deberse a:
Ph ácido favorece la floculación al igual que la alta concentración de de partículas que facilita las
“·%$&$%& entre las mismas y la formación de agregados.
Eh negativo en ambientes anóxicos produce la dispersión de las arcillas (ambiente reductor).
Factores biológicos, organismos bentónicos y pelágicos son productores de flóculos biológicos a
través de la ingestión y eliminación de nutrientes.
Tipos de asociaciones de partículas en suspensiones arcillosas
La forma de los clastos de fango suele reflejar la geometría original de las partículas, sin que la misma se
modifique apreciablemente durante el transporte. Por lo tanto la forma está íntimamente relacionada al
hábito de los minerales dominantes y en general las partículas son muy angulosas.
ESTRUCTURAS
La orientación preferencial de las partículas laminares paralelas a la estratificación es una textura muy
común. La misma es producto de la decantación a partir de una suspensión con el posterior
reacomodamiento debido a la compactación. Esto genera una estructura denominada laminación que se
observa si existe una diferencia en coloración, tamaño de grano, composición u orientación, formando una
estructura bandeada.
Fiscilidad: es la capacidad para romperse a lo largo de planos muy regulares paralelos a la estratificación.
Esto ocurre si la roca tiene un alto contenido de sustancias orgánicas que evitan la floculación de partícula
actuando como peptizantes.
Estructura varvada: tipo de laminación producida en ambientes glacilacustres en donde se superponen 2
capas que representan al período de un año:
Capa clara: limo-arenosa, período estival. Mayor aporte de agua con contenido de clastos hacia los
sistemas lacustres.
Capa oscura: arcillosa, período invernal. Poco aporte de agua y clastos a los lagos. Ésta estructura se
encuentra en una roca denominada varve la cual es utilizada para hacer geocronología a partir del
conteo de pares de capas.
Óndulas: producidas por el movimiento oscilatorio de las olas (simétricas) o por corriente unidireccional
fluvial, eólica, de turbidez (asimétricas).
Laminación entrecruzada: producto de la migración de óndulas asimétricas. Capas inclinadas qur forman
un ángulo de reposo al techo y piso del estrato.
Estratificación mixta: también llamada de tracción-decantación; se forma por la alternancia asimétrica de
esos procesos depositando granulometría más gruesa y más fina.
Grietas de desecación
Huellas de animales – gotas de lluvia
Grietas de sinersis: presentan un mayo tamaño que las de desecación. Se forman en pelitas con altos
contenidos de sales.
Concreciones: crecimiento centrífugo a partir de una precipitación química en un proceso diagenético.
Brindan información acerca de la química del medio durante la diagénesis. Puede diferenciarse a:
Nódulos: forma variada, masivos internamente. Precipitación química de materiales finos que se
encuentran en suspensión (ej: calcita).
Marleco: subcirculares. Aparecen en varves compuestos por calcita, dolomita, calcita ferrosa, apatita
y yeso. Internamente laminados.
Tipo marlecor: no se producen varves.
Septarios: concreciones que crecen en grietas producto de la concentración por pérdida de fluidos.
Masiva: se puede dar mediante 2 procesos: bioturbación (se destruyen las estructuras
depositacionales, proceso muy importante en la formación de suelos) y sinmixis (depositación
simultánea de limo y arcilla; se forman flóculos en las arcillas, debido a cargas eléctricas libres, que
produce un aumento de tamaño; asimilándolo al del limo y decantando por lo tanto junto con él; no
se forman estructuras).
COLORACIÓN EN PELITAS
En ambientes continentales oxidantes goethita, limonita, hematita colores rojizos hasta amarillentos.
“Bancos rojos” principalmente como coatings intermitentemente de arcilla y hematita.
Glauconita y clorita: coloración verdosa.
Pelitas marinas o deltaicas: coloración negra, gris y verdosa.
La diagénesis y el proceso de óxido-reducción modifican la coloración de las rocas.
COMPOSICIÓN QUÍMICA
SiO2 60% Más del 90% en fangos y fangolitas silíceas de radiolarios y diatomeas
Al2O3 17% Minerales de arcillas y feldespatos
K2O 5% Arcillas del grupo de las micas (illita-muscovita, glauconita)
MgO 4% Clorita, esmectita
Na2O 1% Es escaso, aparece en plagioclasas y muy pocas arcillas
CaO 6% Mayor concentración en plagioclasas y calcitas biogénicas
Fe (óxido) 5-6% Abundante en clorita, esmectita y glauconita
Elementos traza Ag, Zn, Ni, Cu, Cr, V, Co, Pb, U, Se, To. Pelitas con materia orgánica.
Índices de madurez: planteados en base a la composición química.
Índices de Englund y Jorgensen (1973): diagrama ternario y 2 índices basados en la diferente velocidad de
lixiviación de los componentes en función de la meteorización.
M1 = ( FeO + MgO + Al2O3) / (K2O + Na2O + CaO)
M2 = Al 2O3 / ( FeO + MgO )
Índice de Nesbitt y Young (1982) Chemical Alteration Index:
Se utilizan valores de Al2O3 que es relativamente inerte y estable en relación con los óxidos inestables:
CIA = [Al2O3/ (Al2O3 + K2O + Na2O + CaO en silicatos)] x 100
Bhatia (1985) Mudrock maturation index. Los filosilicatos indican máxima madurez y los tecto (cuarzo y
feldespato) mínima madurez; útil en arcillitas, pero con la desventaja del cuarzo inestable.
(MMI) = [filosilicatos/ (filosilicatos + cuarzo + feldespato)] x 100
Índice de madurez Textura: porcentaje de arcillas
0-33 34-67 68-100
< 33 Limo y limolitas técticos Fango y fangolitas
técticos
Arcilla y arcillitas
técticas
33 - 67 Limo y limolitas
filotécticos
Fango y fangolitas
filotécticos
Arcilla y arcillitas
filotécticas
> 68 Limo y limolitas fílicos Fango y fangolitas
fílicos
Arcilla y arcillitas fílicas
Diagrama de Roser y Korsch: relación entre SiO2 vs K2O/Na2O como indicador de procedencia y marco
tectónico en secuencias de areniscas y pelitas.
Índice de Merodio – Spalletti: en base a la composición formativa.
MCP: margen continental
pasivo
MCA: margen continental
activo
AI: arco de islas oceánicas
COMPOSICIÓN MINERAL
Predominan los mineraloclastos sobre los litoclastos. En general:
Limos predomina el cuarzo y los feldespatos (más potásico que plagioclasas).
Arcilla predominan argilominerales. Arcillas con alto contenido de cuarzo pueden aparecer en
ambiente glacial.
ARGILOMINERALES
Los argilominerales de las rocas sedimentarias pueden ser alotígenos primarios (derivar de una roca
preexistente), alotígenos secundarios (productos de descomposición de otros minerales de la roca madre,
como feldespatos, micas y otros silicatos además de vidrio volcánico) y autígenos, es decir formados in situ.
En el caso de los autígenos pueden ser debidos al proceso de neoformación (precipitación a partir de una
solución, como la sepiolita, paligorskita y corrensita) o de transformación de otros argilominerales por
intercambio o reordenamiento iónico (como el pasaje desde esmectita a illita o clorita).
Estructura
Capas tetraédricas: de SiO4, en donde se comparten 3 de los 4 átomos de oxígeno con tetraedros vecinos
obteniéndose la relación Si:O 2:5
Capas octaédricas: octaedros XO6 que se enlazan con los oxígenos apicales de una de regular de tetraedros.
Los cationes de esta capa pueden ser di o trivalentes:
Cuando los cationes son divalentes se forma una estructura tipo trioctaedrica donde cada oxígeno o
grupo oxhidrilo está rodeado de 3 cationes.
Cuando los cationes son trivalentes se forma una estructura tipo dioctaedrica donde cada oxígeno o
grupo oxhidrilo está rodeado sólo por 2 cationes.
Pueden realizarse combinaciones entre capas t y o para obtener de esta manera 2 tipos principales de capas
en las arcillas: las t-o 1:1 (caolinita) y las t-o-t 1:2 (esmectita o illita).
Entre cada una de las capas que forman las arcillas existe un espacio intercapa que puede estar vacío si las
capas son eléctricamente neutras o estar ocupado por cationes y aniones se en las capas hay residuales (a
menudo las arcillas tienen cargas negativas).
Las arcillas no superan generalmente mayores tamaños a los 4 micrones debido a la naturaleza de los
procesos de nucleamiento y a la imperfección de las uniones t-o que genera inestabilidad estructural
limitando el crecimiento.
Las sustituciones iónicas generan las propiedades de las arcillas tales como adsorción (alta salinidad y bajo
ph = más adsorción; también hay que tener en cuenta el tipo de arcilla con alto contenido de grupos
carboxilos y acidez del compuesto); desorción, expansibilidad, refracción y formación de complejos.
Tipos de arcilla
Caolinita: se genera en condiciones de fuerte intemperización, con abundantes lluvias, buen drenaje y
aguas ácidas. También se forma cuando abundan los ácidos orgánicos. Puede asimismo ser un mineral
neoformado en condiciones diagenéticas.
Esmectita: la arcilla expansiva es común en suelos de regiones templadas y húmedas, y como producto
de alteración del vidrio volcánico.
Illita: es el mineral más abundante en las pelitas, puede derivar de rocas pelíticas preexistentes. Es
también un producto de la hidrólisis de feldespatos y micas (sobre todo de rocas ígneas ácidas) en climas
templados desde húmedos a secos, o generarse por transformación diagenética de esmectita.
Clorita: puede derivar de rocas pelíticas o metamorfitas de bajo grado. Se puede originar por hidrólisis
de rocas ígneas con déficit en álcalis. Se forma también como mineral autígeno por transformación de
vermiculita o esmectita.
Estudios de la composición de argilominerales
- Microscopio electrónico
- Intercambio de bases
- Microscopio óptico (la limitación es el tamaño de la partícula)
- Análisis térmico diferencial: calentamiento progresivo que mide la adsorción o eliminación de
calor. A esto se lo compara con una muestra patrón.
- Difracción de rayos X: Consiste en determinar el espaciado basal de las capas de argilominerales,
sobre la base de la ecuación de Bragg: nλ= 2d sen θ
Para aplicar este método se somete a un mismo mineral a varios tratamientos:
- Normal: muestra normal pipeteada de una suspensión, se deja secar y se analiza.
- Glicolada: se expone a vapores de etilglicol para expandir a la máxima estructura y se lleva a una
estufa a 40º durante 24hs.
- Calcinada: se calienta a 550º para contraer la estructura.
INTERESTRATIFICADOS
Apilamiento vertical de 2 o más tipos de capas producto de las uniones químicas débiles entre las capas
sucesivas en una partícula de arcilla. Esto también puede darse debido a las similares superficies basales
que se dan en la arcilla. El movimiento de la interfase no queda restringido por el apilamiento. Hay 3
tipos de interestratificados:
1) Regulares u ordenados: los interestratificados siguen secuencias
2) Irregulares: alternancia aleatoria de capas.
3) Intermedio: propiedades de los 2 tipos anteriores.
Dentro de los interestratificados de arcilla, los de mayor importancia son los de I/S en el proceso
diagenético, pues se ha demostrado estadísticamente que el porcentaje de illita se incrementa con el grado
de diagénesis.
OTROS COMPONENTES DE LAS ROCAS PELÍTICAS
Material carbonatado: calcita, dolomita. Si está bien representado puede mezclarse con el material
pelítico (35%-65%) formando margas.
Pirita: autigénico. Condiciones reductoras SH2 y FeO son formas químicamente estables reacción
entre sí sulfuros de Fe evolucionan a pirita a medida que avanza la diagénesis.
Mackinawita: sulfuro de hierro muy pobremente cristalino, generalmente ferroso.
Cuarzo: limo de origen detrítico; arcilla diagenético. Siempre de forma angulosa.
Materia orgánica: preservación en ambiente reductor con eh y ph bajos. Anóxico importante para la
formación de hidrocarburos.
FORMACIÓN DE ARCILLAS POR METEORIZACIÓN
La hidrólisis es el proceso más importante, favorecida por:
- Abundancia de minerales solubles
- Tamaño pequeño de las partículas (lo que genera una gran superficie específica)
- Presencia de ácidos orgánicos
- Buen drenaje, lo que permite una buena lixiviación continua y la evacuación de iones
- Alta temperatura y humedad aceleran las reacciones
Los aluminosilicatos son sales de ácidos débiles que reaccionan con el agua para formar ácido silísico,
bases y minerales secundarios como óxidos y arcillas.
Orden de remoción de elementos durante la hidrólisis: Na, K, Ca, Mg y Sr; luego elementos de
transición como Mn, Co, Cu, Fe, Ni, antes de que sea lixiviado el Si. Por último se remueve el Al que es
el elemento más inmóvil. Dependiendo de la intensidad de la hidrólisis y de la evacuación de iones la
sílice en los suelos puede formar nuevos minerales con 1, 2 o ninguna lámina tetrañedrica que
corresponde a arcillas tipo 1:1, 2:1 u óxidos de aluminio.
LUTITAS NEGRAS
Son rocas de coloración oscura con alto contenido de materia orgánica (6,7% o más) y sulfuros de hierro
(como pirita). Se forman en los fondos de cuencas submarinas (ej: cuenca Neuquina) o sublacustres (ej:
cuenca Cuyana). Se forman en ambientes reductores, anóxicos y tranquilos (no hay influencia de las
olas).
Condiciones de la cuenca para la formación de lutitas negras:
Alto grado de productividad de materia orgánica (organismos planctónicos o pelágicos, poros
bentónicos).
Reducción del aporte clástico de granulometría gruesa.
Cuenca hambrienta alto NM genera espacio para acomodación.
Baja circulación vertical de agua lo que produce un estancamiento de la misma y la generación de
un ambiente anóxico.
Niveles de oxígeno menores a 0,1 ml/l (conservación de algunas bacterias y materia orgánica)
Aguas frías con mayor contenido de sales y más densas
UNIDAD 10
ROCAS PIROCLÁSTICAS
Ambientes volcánicos y sedimentación
• Cuando los sistemas magmáticos alcanzan la superficie se manifiestan como volcanismo. Los fenómenos
volcánicos producen un fuerte impacto en la sedimentación de las cuencas.
• El tipo de cuenca (ej. rift, antepaís, pull apart, etc.), las características del volcanismo (ej. estilo eruptivo,
composición y volumen) y la proximidad al área fuente, van a determinar el impacto del volcanismo sobre el
relleno En este sentido, se encuentra una gama de posibilidades, desde sucesiones volcano-dominadas (ej.
relleno de calderas) hasta sucesiones sedimento-dominadas, con influencia menor del volcanismo (ej.
ambiente fluvial sujeto a eventuales caídas de cenizas).
•Las erupciones volcánicas pueden producir grandes cantidades de rocas coherentes (lavas) y clásticas -
“volcaniclásticas” - que pueden ser fragmentadas, transportadas y depositadas por una amplia variedad de
procesos.
Roca Volcaniclástica: “Todo material volcánico clástico formado por algún proceso de fragmentación,
dispersado por algún tipo de agente, depositado en algún ambiente o mezclado en algún porcentaje
significante con fragmentos no - volcánicos” (Fisher, 1961).
Roca Piroclástica: “Material formado explosivamente por fragmentación y trituración volcánica (Teruggi,
1982).
Erupciones magmáticas
En estas erupciones puede haber generación de rocas piroclásticas y de rocas volcánicas.
Durante las explosiones de las erupciones magmáticas suelen ser expelidos materiales procedentes de las
cámaras magmáticas (vidrio volcánico y cristales) y de los conductos volcánicos (generalmente litoclastos
volcánicos).
Tipos de erupciones magmáticas
HAWAIANAS (lávicas básicas, bajo nivel de explosividad)
STROMBOLIANAS (lavas escasas, explosividad intermedia)
VULCANIANAS (volcane s mixtos, se caracterizan por la formación de grandes aparatos volcánicos
en los que alternan mantos lávicos y diversos depósitos piroclásticos)
PLINIANAS
Erupciones hidromagmáticas o surtseyanas: Efusiones en las que intervienen importantes volúmenes de
agua. Las más típicas son las freáticas en las que en la explosión no se incorpora material magmático activo.
Los materiales expelidos son típicamente líticos.
COMPONENTES DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS
Los componentes de estas rocas son: vitroclastos, cristaloclastos y litoclastos.
Tipos genéticos de componentes:
a) juveniles: son los procedentes de la cámara magmática (vidrio volcánico, cristales),
b) ancestrales o cognados (comúnmente denominados accesorios): genéticamente relacionados con los
procesos volcánicos, proceden de los conductos volcánicos (por lo general, litoclastos);
c) accidentales: procedentes del sustrato, pero que no tienen relación con los procesos volcánicos.
Variabilidad granulométrica de los componentes. Los litoclastos son predominantes en las fracciones más
gruesas, mientras que los cristaloclastos y vitroclastos se concentran en las más finas.
Vidrio volcánico
Material de la cámara magmática enfriado súbitamente y que por tanto no tiene estado cristalino
(microscópicamente es una sustancia isótropa).
Muchos lo consideran un líquido sobre-enfriado.
El vidrio más común es el de composición ácida. Las trizas vítreas (shards) y las pumitas. Caracteres (índice
de refracción, morfologías) y origen.
El vidrio básico. Se lo conoce como sideromelano y tiene una composiciónbasáltica (oscuro, de alto índice
de refracción). Constituye las escorias (grandes fragmentos vesiculares, bombas). El vidrio básico de
efusiones basálticas es transportado como delicadas fibras denominadas lágrimas y cabellos de Pele.
El vidrio volcánico: material muy alterable.
La alterabilidad del vidrio se debe a su carácter amorfo. Es un material con una elevada entropía a causa de
la carencia de estructura cristalina y la distribución desordenada de sus elementos constitutivos.
Su alteración puede producirse a altas y bajas temperaturas.
La alteración a altas temperaturas es muy rápida, se conoce como proceso de devitrificación y como
resultado se genera un agregado microcristalino, normalmente de composición cuarzo-feldespática.
La más común alteración del vidrio a bajas temperaturas conduce a la formación de argilominerales y/o
ceolitas. El producto más característico de este fenómeno de alteración del vidrio es la esmectita.
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS VOLCANICLÁSTICAS
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS
CLASIFICACIONES DE LAS PIROPSAMITAS
PROCESOS DE ACUMULACIÓN DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS
• Depositación de materiales originados por una erupción volcánica con un tipo de fragmentación explosiva.
• Clasificación genética en función del mecanismo de transporte:
Depósitos de caída piroclástica
Depósitos producidos por agentes superficiales:
Depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas)
Depósitos de corrientes piroclásticas (surges, oleadas)
Depósitos piroclásticos de caída o lluvias de tefra (Cas y Wright, 1987)
• Depósitos formados por decantación suspensiva luego de que el material ha sido eyectado explosivamente
desde una boca eruptiva en una columna eruptiva ascendente.
• Los fragmentos mayores son eyectados balísticamente, se depositan en zonas proximales y se denominan
clastos balísticos o eyectos y comprenden a bloques, bombas y lapillos.
• La mayor parte del material es transportado por la pluma eruptiva. La movilización es altamente selectiva,
especialmente por granulometría. Los polvos volcánicos pueden desplazarse en suspensión por miles de
kilómetros.
• Diseño en planta de los depósitos, desde circular a elíptico, según la influencia de los vientos.
• Se muestran con disposición mantiforme.
• Presentan cambios de composición en sentido areal y en sentido vertical. Ello es debido a la estrecha
relación entre la granulometría y la composición, y entre el proceso de vaciamiento de las cámaras
magmáticas y la composición, respectivamente.
• Los depósitos pueden ser subaéreos o subácueos.
• Controlados por la gravedad y su depositación es partícula a partícula.
• Generalmente inconsolidados y presentan gradación normal de componentes.
• Son generalmente clasto-soportados.
• Las facies están definidas por cambios en la granulometría y tipo de componentes.
Depósitos primarios producidos por la acción de agentes superficiales generados durante explosiones
volcánicas (tradicionalmente depósitos de flujo)
FLUJOS DENSOS O FLUJOS PIROCLÁSTICOS
FLUJOS INFLADOS, SURGES U OLEADAS PIROCLÁSTICAS
FLUJOS PIROCLÁSTICOS (Cas y Wright, 1987)
• Es un mecanismo caracterizado por alta concentración de materiales piroclásticos dispersados en gas
(relación partículas/gas > 1).
• Posee alta fluidez (exsolución) por la actividad de fluidos.
• Está controlado por la gravedad.
• El flujo es una corriente de densidad caliente, muchas veces incandescente.
• El mecanismo principal para la generación de un flujo piroclástico es el colapso de la columna eruptiva.
También se pueden producir por derrames o nubes ardientes o de cenizas, previas o sincrónicas a la
generación de la columna eruptiva.
• Su desplazamiento es rápido (más de 200 km/h) y pueden recorrer distancias de más de 100 km. Ello
depende del factor inercial y de la topografía.
Características generales de los depósitos de flujos piroclásticos
• Se conocen como depósitos ignimbríticos. Presentan una composición preferentemente silícea.
• Los depósitos resultantes son generalmente masivos o pobremente estratificados.
• La granulometría va desde piropsefítica a piropsamítica. Poseen esqueleto quebrantado, selección pobre
(desviación standard superior a 2) y no experimentan mayores cambios de textura con la distancia.
• La elevada temperatura (supera los 550º C) hace que con frecuencia se presenten soldados, aunque también
hay depósitos no soldados. Los depósitos con soldamiento poseen textura eutaxítica, fiammes y
concentrados de obsidiana, así como disyunción columnar hasta estructura en rampa.
• La superposición de depósitos de flujos incandescentes puede generar el desarrollo de unidades de
enfriamiento más potentes.
FLUJOS INFLADOS (SURGES) U OLEADAS PIROCLÁSTICAS
Pueden estar relacionados con los flujos densos. En general estos surges preceden o son ulteriores al clímax
de actividad de los flujos densos.
Por otra parte, son los típicos depósitos de las explosiones hidromagmáticas.
El material viaja en estado altamente fluido, favorecido por la presencia de una elevada cantidad de agua y
de vapor de agua. Las velocidades de desplazamiento oscilan entre los 100 y los 200 km/h.
Los depósitos de surge (también denominados hialoclásticos) son característicamente no soldados y con
buen grado de selección. La granulometría va desde piropsefítica a piropsamítica (ésta última es más
frecuente). Las estructuras sedimentarias primarias reflejan el muy alto régimen de los flujos (estructuras
monticulares y capas planas), así como la depositación súbita de los materiales (estructuras de escape de
fluidos en platos).
Características de depósitos de surges piroclásticos o flujos piroclásticos diluidos
• Cubren la topografía con forma de manto, pero tienden a acumularse en depresiones con mayor espesor.
•Formas de capa unidireccionales:
1. Estratificación entrecruzada de bajo ángulo
2. Dunas
3. Dunas escalantes
4. Chute and pool
•Presencia de conductos de desgasificación
•Enriquecidos en cristales y líticos
•Las láminas se encuentran bien ordenadas
Rocas volcaniclásticas secundarias - epiclásticas volcanigénicas - retrabajadas y resedimentadas
• Son el producto de la depositación de materiales originados por la resedimentación o el retrabajo
(fragmentación por meteorización) de depósitos y/o materiales piroclásticos primarios.
• Al igual que los depósitos epiclásticos relacionados a cuencas sin o con poca actividad volcánica, los
depósitos volcaniclásticos secundarios (epiclásticos volcanigénicos) son generalmente transportados por
flujos gravitacionales de sedimentos (ej. depósito de flujo de detritos), corrientes ácueas (ej. depósito de
flujo diluido en condiciones de bajo régimen de flujo por migración de duna 2D) o por el viento (depósitos
de eolianitas).
Concepto de tufolita y tufita • Tufolita: roca volcaniclástica secundaria producto del retrabajo o reelaboración de tefras y piroclastitas sin mezclas
con otro tipo de detritos. Está enteramente constituida por material piroclástico primario que fue removilizado.
Granulométricamente se reconocen tufopsefitas, tufopsamitas y tufopelitas.
• Tufita: roca volcaniclástica secundaria en la que además de materiales piroclásticos retrabajados o reelaborados participan otros detritos sedimentarios epiclásticos. Estas rocas de mezcla pueden subdividirse en ortotufitas (menos
del 50% de material epiclástico no volcánico) y paratufitas (más del 50% de dicho material).
Vinculación entre rocas piroclásticas secundarias y primarias
Existe una estrecha vinculación entre las rocas piroclásticas primarias, tanto formadas por procesos de caída
como de flujo piroclástico, con las rocas piroclásticas secundarias.
En los ambientes volcánicos es muy característica la asociación entre depósitos secundarios y depósitos de
flujos piroclásticos.
El retrabajamiento en las áreas volcánicas puede producirse por una amplia gama de agentes de transporte,
desde corrientes de agua hasta flujos gravitacionales de sedimentos que poseen elevada viscosidad, gran
velocidad (hasta 200 km/h) y alcanzan distancias apreciables (hasta 40 km).
Lahar
Actualmente se acepta el uso del vocablo lahar en referencia al proceso y no al depósito.
Se lo define como: “UN FLUJO ESCENCIALMENTE CONTEMPORÁNEO A LA ERUPCIÓN PRODUCTO
DE ALGUN TIPO DE DESESTABILIZACIÓN DE MATERIAL PIROCLÁSTICO PREVIAMENTE
DEPOSITADO”
Principales causas que generan lahares
• Fusión de casquetes de nieve eterna o glaciares en las cumbres de volcanes (Nevado de Ruiz, 1985;
Cotopaxi, 1867).
• Lluvias infrecuentes en pendientes inestables.
• Inestabilidad de taludes.
• Sismicidad asociada a la erupción.
Diferencias entre depósitos de avalanchas y lahares
Avalanchas Lahares
Presencia de hummocks
Clastos con estructura en rompecabezas
Homogeneidad textural de los clastos
volcánicos
Espesores de decenas de metros
Clastos de decenas de metros de diámetro
Depositación por flujos granulares dilatantes
Rara vez muestran hummocks
Depósitos masivos, gradados o con
estratificación interna
Polimícticos o monomícticos con
heterogeneidad textural de los clastos.
Generalmente poco espesor (del orden de
metros)
Depositados por flujos de detritos o flujos
hiperconcentrados
AMBIENTES VOLCÁNICOS Y SEDIMENTACIÓN
La sedimentación dentro de una cuenca resulta de la relación entre la acomodación, el aporte, el retrabajo y
la tasa de producción de organismos.
• Tasa de acomodación (espacio disponible) = tectónica
• Tasa de aporte = tectónica + naturaleza del basamento (bedrock) + clima + quimismo de las aguas
La generación de aparatos volcánicos influye sobre el relieve y el gradiente de los ambientes
sedimentarios.
El aporte deja de ser parte del ciclo levantamiento-erosión-transporte.
Se generan grandes volúmenes de materiales volcaniclásticos en cortos períodos de tiempo.
El volcanismo produce disminución de la cobertura vegetal.
El volcanismo genera movimientos sísmicos y alteración hidrotermal.
MODELOS DE FACIES EN AMBIENTES VOLCÁNICOS
Los modelos de facies están relacionados con el tipo de ambiente volcánico y la proximidad o lejanía del
centro efusivo.
En zonas proximales las facies volcaniclásticas están vinculadas directamente a los aparatos volcánicos (ej.
calderas o estratovolcanes). Aparecen asociaciones constituidas por depósitos de flujo piroclástico, de caídas
proximales (depósitos de eyectos), y de lahares y avalanchas.
En zonas distales los modelos de facies pueden ser de ambientes sedimentarios clásicos (fluviales, lacustres,
etc.) pero con particularidades debidas a la influencia del volcanismo. Por ejemplo, en un ambiente fluvial el
volcanismo puede modificar el patrón de canales o la tasa de agradación en la planicie de inundación).
Metodología de trabajo
1. Datos relevantes sobre los procesos eruptivos
2. Descripción del depósito
3. Caracterización de las facies y de las asociaciones de facies
Datos relevantes sobre los procesos eruptivos
Observaciones de campo:
1. Componentes del depósito
2. Estructura volcánica
Observaciones posteriores:
1. Tipo de fragmentación
2. Propiedades físicas y químicas del magma
Descripción del depósito
(a) Identificación de los componentes
(b) Tamaño y forma de los componentes
(c) Disposición de los componentes
(d) Alteración
Análisis de facies
1. Litología
2. Estructura externa: tipo, escala y relaciones geométricas de base y techo
3. Ordenamiento vertical y fábrica de los distintos componentes
4. Estructuras sin-deposicionales y pos-deposicionales
5. Geometría general del depósito, relación con la topografía
6. Desarrollo areal y volumen
7. Definición de facies
8. Definición de asociaciones de facies y de unidades de acumulación
(D´Elia, 2010)
UNIDAD 11 y 12
DIAGÉNESIS
Se define como el conjunto de procesos que actúan para modificar a los sedimentos luego de su
depositación.
La diagénesis se produce desde condiciones superficiales (interfase sedimentaria, sustrato sedimentario de
los ambientes de acumulación) hasta profundidades de soterramiento en las que la temperatura alcanza unos
250ºC y la presión llega hasta 1,5 kb (para algunos autores estas cifras pueden ser aún mayores). La
profundidad a la que se llega a estos valores de temperatura y presión no es uniforme, ya ambos parámetros
están fuertemente condicionados por la geodinámica interna.
Factores que influyen sobre la diagénesis
Tipo de roca sedimentaria (textura, composición, contenido orgánico), porosidad y permeabilidad,
características de los cuerpos sedimentarios y de la sucesión sedimentaria.
Ambiente sedimentario y clima
Tipos de organismos y procesos biológicos
Tiempo geológico de residencia
Profundidad
Temperatura
Presión
Propiedades de las aguas porales: pH, redox, sales disueltas
Procesos de la diagénesis
Bioerosión y bioturbación
Disolución y generación de porosidad (porosidad secundaria)
Compactación física
Compactación química (disolución por presión)
Recristalización
Autigénesis incluye cementación reemplazo diferenciación diagenética (cuerpos crecionales)
Introducción de hidrocarburos
DIAGÉNESIS DE LAS PSAMITAS Y PSEFITAS
DIAGÉNESIS DE LA FRACCIÓN CLÁSTICA
Cambios por descomposición (esencialmente) hidrólisis y disolución parcial (“intraestratal”) a total.
Cambios por compactación (esencialmente en la morfología de los clastos).
DIAGÉNESIS DE LA MATRIZ
Formación de pseudomatriz (material intersticial producido por deformación y fluencia de componentes
detríticos, por lo común litoclastos blandos), ortomatriz (debida a la recristalización de argilominerales
detríticos) y epimatriz (material intersticial autígeno no cementante).
FORMACIÓN DE NUEVOS MINERALES (AUTIGÉNESIS)
Reemplazo parcial a total de clastos. Precipitación de cristales aislados. Cementación (precipitación en masa
en los poros de las rocas). Estos procesos producen significativos cambios en la textura de la roca, en
particular en la granulometría, en el empaquetamiento, en la fábrica, y en la porosidad y permeabilidad.
DIAGÉNESIS DE LAS PELITAS
En las rocas de granulometría limosa se reproducen esencialmente los mismos procesos diagenéticos que en
las areniscas. Por su menor granulometría, los granos son más susceptibles a la disolución.
En las fangolitas y arcilitas los procesos diagenéticos más importantes son dos:
a) compactación física que produce la reducción de la alta porosidad original de estos sedimentos y su
deshidratación (eliminación de aguas porales), y
b) autigésis y transformación de argilominerales.
REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS
Suelen reconocerse dos grandes estados:
Diagénesis temprana o eogénesis
Diagénesis tardía
La diagénesis tardía suele subdividirse en dos regímenes:
Mesogénesis
Telogénesis.
Régimen eogenético, eogénesis o sindiagénesis
Corresponde al ambiente de depositación y al período de soterramiento menos profundo. Con exposición a
la atmósfera va desde condiciones secas y oxidantes a húmedas oxidantes y húmedas reductoras. En
ambientes subácueos puede variar desde condiciones oxidantes a reductoras.
Las aguas en los poros son propias del ambiente sedimentario y los procesos de la diagénesis están
asociados con el Eh, pH y composición química de las aguas superficiales y subsuperficiales; no obstante,
las aguas deposicionales pueden ser parcialmente modificadas por la descomposición de la materia orgánica
y por la actividad microbiana.
La diagénesis temprana puede alcanzar los 2 km de profundidad y temperaturas inferiores a 70º C. Con el
soterramiento se pueden producir progresivos cambios en las características de las aguas porales.
RÉGIMEN MESOGENÉTICO, MESOGÉNESIS O ANADIAGÉNESIS
Corresponde al ambiente de soterramiento de los sedimentos, superior a 2km de profundidad. En este
régimen se incrementan la temperatura (por encima de 70º C) y la presión, y consecuentemente aumenta la
capacidad de reacción de los sistemas y las velocidades de reacción.
La diagénesis profunda opera por varias decenas de millones de años.
Durante este estadío las aguas porales han sido modificadas por reacciones con los argilominerales, por la
disolución de granos inestables, la precipitación de minerales autigénicos y la posible mezcla con aguas de
otros orígenes. Las aguas mesogenéticas son salinas, neutras y alcalinas, y en comparación con las aguas
marinas poseen menores tenores de Na, Mg, SO4 y K, pero más elevados de Ca, Sr y SiO2.
La temperatura en la mesogénesis
Aceleración en las reacciones químicas.
Un incremento del orden de los 10º C puede duplicar o triplicar la velocidad de las reacciones.
Así, las fases minerales que son estables o metaestables ante temperaturas eogenéticas se vuelven inestables
con mayor soterramiento.
Consecuentemente, el aumento de la temperatura incrementa la solubilidad de muchos minerales, y favorece
la formación de minerales más densos y menos hidratados.
La presión en la mesogénesis
El incremento de la presión geostática produce la compactación física de los sedimentos y, a la vez,
incrementa la solubilidad de muchos minerales, en especial a lo largo de los contactos entre los granos
(disolución por presión).
Ello lleva al aumento de la concentración de sílice en las aguas porales, la que puede reprecipitar
rápidamente sobre la parte de la superficie de los granos que da a espacios porales, o migrar a áreas más
distantes antes que se produzca su cristalización.
La presión tiende a reducir la porosidad y conduce a un adelgazamiento general de los estratos.
La composición de las aguas porales en la mesogénesis
En la mesogénesis las aguas porales cambian su composición como resultado de reacciones químicas con
minerales de las arcillas u otros componentes, así como por interacción entre la materia orgánica y las
propias fases minerales.
Estos cambios se producen en los poros de las pelitas y psamitas epi y piroclásticas, y pueden ejercer fuerte
influencia sobre las reacciones de disolución y precipitación.
Las nuevas reacciones no sólo se pueden producir in situ, sino que afectan a otros sedimentos que son
invadidos por esas aguas cuando son expelidas por fenómenos de compactación (en especial desde rocas
pelíticas).
La materia orgánica en la mesogénesis
En profundidad, la actividad de las bacterias reductoras de sulfatos da paso a la fermentación. Este proceso,
que ocurre a temperaturas de alrededor de 70 - 80º C y a menos de 1 km de profundidad, produce metano,
iones de bicarbonato y de hidrógeno.
A esas temperaturas, en las lutitas se pueden formar ácidos carboxílicos solubles que suelen ser expelidos
durante la deshidratación de arcillas (transición esmectita/illita).
A partir de los 120º C se inicia la destrucción de los aniones carboxílicos, lo que con el aumento de la
temperatura puede favorecer la precipitación de los minerales carbonáticos.
Durante el soterramiento tiene lugar la generación de hidrocarburos (entre 1,5 y 3 Km de profundidad) y ello
puede favorecer la aparición de aguas porales ácidas que pueden atacar a granos y a los cementos
carbonáticos generando porosidad secundaria. Además, la presencia de petróleo en los poros de las areniscas
puede inhibir la cementación y preservar la porosidad y permeabilidad de la roca.
RÉGIMEN TELOGENÉTICO, TELOGÉNESIS O EPIDIAGÉNESIS
Corresponde al ambiente diagenético generado durante la fase de ascenso tectónico y progresivo retorno de
las masas sedimentarias a las condiciones superficiales. Decrecen la presión y la temperatura, y se produce
infiltración de aguas meteóricas ácidas y oxidantes.
PROCESOS DIAGENÉTICOS
Bioerosión y bioturbación
Procesos típicos de la eogénesis más temprana en los que se produce la modificación de un depósito
sedimentario por actividad de organismos.
La bioerosión es el proceso biogénico de modificación mecánica o química de un sustrato consolidado. Las
estructuras más características son las perforaciones (borings).
La bioturbación en cambio es la modificación de un sustrato inconsolidado. Las estructuras de bioturbación
son:
a) las impresiones (furrows): pisada (tracks), rastro o rastrillada (trackway) y pistas (trails); y
b) las excavaciones (burrows).
Disolución y creación de porosidad
La disolución es un proceso diagenético frecuente y benéfico para los reservorios ya que crea porosidad
secundaria. Suele actuar entre 2 y 3km de profundidad y puede remover tanto a los cementos como a los
clastos (en especial componentes metaestables como feldespatos y algunos mafitos).
La disolución puede producirse en agua pura, con CO2, con ácidos orgánicos o con sales disueltas.
Los silicatos se tornan más solubles con el aumento de temperatura, mientras que la presencia de ácidos
orgánicos promueve la alteración de los feldespatos y minerales máficos. Por su parte, los carbonatos son
mucho más solubles en condiciones de pH ácido y en aguas salinas.
La disolución puede ser congruente o incongruente. La disolución congruente sucede en partes de un
mineral sin que la porción no disuelta del mismo sea modificada. En cambio la disolución incongruente hace
que la parte remanente (no disuelta) del mineral se altere a otro mineral.
La disolución incongruente es la que lleva a la generación de caolinita a expensas de feldespato potásico, o
la de esmectita a partir del vidrio volcánico.
Compactación
Este proceso consiste en pérdida de volumen de sedimento y concomitante decrecimiento de la porosidad
producidos por fenómenos de sobrecarga y esfuerzos tectónicos. La compactación inicial conduce a la
pérdida de agua que satura a los sedimentos y a un incremento en el empaque de los granos. El
reordenamiento simple (teórico) de esferas reduce la porosidad desde 47,6% (empaque cúbico) a 26%
(empaque rombohédrico).
La compactación física profunda es producida por la presión litostática o de sobrecarga y se manifiesta en el
reordenamiento mecánico de los granos hacia un empaque más apretado, el recurvamiento de granos
flexibles como las micas, la deformación rígida (conchillas carbonáticas, granos de silicatos) y la
deformación dúctil y plástica de clastos “blandos”. En este último caso muchos litoclastos e incluso la
glauconita nodular producto de la diagénesis temprana, pueden ser aplastados y deformados, presentándose
como pseudomatriz.
La compactabilidad de las arenas es función del tamaño de grano y de la selección, de la forma de los
granos, de su orientación, composición, contenido de matriz y de cementos.
Es importante tener en cuenta que areniscas de distinta composición responden de modo diferente a la
sobrecarga y alcanzan diferentes grados de compactación.
La compactación mecánica es dominante a profundidades de soterramiento entre 0,6km y 1,5km
dependiendo del tipo de arenisca.
Los efectos mecánicos se extienden a mayores profundidades para las areniscas cuarzosas.
Con el incremento del soterramiento se torna importante la presión por disolución. La compactación química
es efectiva a profundidades del orden de los 4,5km a 8km, donde la porosidad primaria puede ser reducida
prácticamente a cero.
Compactación química. Presión por disolución. Este es un fenómeno que se produce entre los granos en los puntos de contacto y se atenúa cuando los
espacios porales de las arenas están ocupados por argilominerales o han sido cementados tempranamente.
Sus efectos suelen ser más intensos en las areniscas con textura fina. Se manifiesta por:
a) desarrollo de contactos suturales (cuando los granos han tenido la misma solubilidad),
b) contactos de tipo cóncavo-convexo (si uno de los granos posee mayor predisposición a la disolución),
c) aparición de planos suturales conocidos como estilolitas (estilolitización). Este efecto de disolución es
importante en la reducción de la porosidad y en la provisión de material disuelto que puede actuar como
cemento en los mismos u otros niveles estratigráficos.
Autigénesis de argilominerales
Los argilominerales autígenos se forman a expensas de la transformación de argilominerales preexistentes o
de la descomposición de minerales detríticos lábiles (feldespatos, mafitos) y litoclastos.
Todos los principales minerales de las arcillas pueden ser formados diagenéticamente: caolinita, esmectita,
illita, clorita y diversas ceolitas.
Cada uno de estos minerales tiene un campo de estabilidad determinado por la temperatura y las
concentraciones termodinámicas efectivas de los elementos que los constituyen.
La caolinita requiere medios ácidos (producido, por ejemplo, por alteración de la materia orgánica). Por su
parte, la adición de cantidades apropiadas de cationes metálicos puede producir la precipitación de diferentes
minerales de las arcillas: K para la illita, Na y Ca para la esmectita, y Mg y Fe para la clorita.
Autigénesis de argilominerales en las areniscas
Además de su incorporación a las areniscas por procesos deposicionales (matriz detrítica intersticial), las
arcillas se pueden generar por procesos diagenéticos (autigénesis, cementación).
La presencia de arcillas es muy importante pues tiene fuerte efecto sobre la porosidad y permeabilidad de las
areniscas.
Los argilominerales autígenos aparecen fundamentalmente en dos formas: como cemento rellenando poros
(conduce a la pérdida de la porosidad) o como halos de arcilla.
La precipitación de halos de arcilla es uno de los eventos diagenéticos más tempranos, y en general precede
al crecimiento de cuarzo o a la cementación de calcita. Cuando este halo o anillo es espeso puede inhibir la
cementación ulterior y preservar la porosidad de la arenisca.
Autigénesis de argilominerales en las pelitas Se debe a la transformación de argilominerales detríticos, entre los que se destaca el pasaje progresivo de
esmectita a illita (vía interestratificados).
La transformación de esmectita a illita es un fenómeno mesogenético que se inicia a 55º C con el desarrollo
de interestratificados I/Sm irregulares y con dominio de esmectita. A mayores temperaturas se produce una
más ordenada interestratificación, con dominio de illita (con K aportado por feldespatos, micas y vidrio
volcánico). La transformación completa de la esmectita ocurre a alrededor de 200º C.
Durante esta transformación son liberados grandes volúmenes del agua de composición de la esmectita, la
que suele alcanzar a los depósitos de areniscas en los que la sílice puede re-precipitar como
sobrecrecimientos de cuarzo o formar caolinita autígena. Por su parte el Ca se puede combinar con iones
carbonato para generar cementos de calcita o ankerita, en tanto que el Fe y el Mg pueden ser captados en la
formación de clorita y ankerita tardías.
DIFERENCIACIÓN O SEGREGACIÓN DIAGENÉTICA
Consiste en la formación de cuerpos crecionales por el proceso de precipitación química: concreciones
(estructuras con crecimiento centrífugo) y secreciones (estructuras con crecimiento centrípeto).
Estos cuerpos se originan por disolución y reprecipitación de sustancias que se encuentran finamente
divididas o dispersas dentro del sedimento.
Los cuerpos crecionales pueden ser singénicos (formados poco después del proceso de depositación) o
epigénicos (desarrollados durante el soterramiento).
Los principales productos de la diferenciación o segregación diagenética son: nódulos de glauconita,
nódulos y costras carbonáticos (caliche o calcretes), nódulos de pedernal y costras silíceas (silcretes),
nódulos fosfáticos, nódulos ferruginosos (de óxidos hasta sulfuros de hierro).
CEMENTACIÓN
El proceso de cementación consiste en la precipitación masiva de sustancias autígenas en los poros de las
rocas.
En los conglomerados y las areniscas es uno de los más importantes procesos de litificación y de reducción
de la porosidad primaria.
La cementación ocurre durante la eogénesis y la mesogénesis.
En los conglomerados y las areniscas, los cementos más comunes son los carbonáticos y los silíceos.
También pueden actuar como cementos otras sustancias, tales como sulfatos (yeso, anhidrita, baritina) y
óxidos de hierro (hematita, goethita).
VARIACIÓN DE LA SOLUBILIDAD DE LOS CARBONATOS Y LA SÍLICE CON EL Ph
La solubilidad del carbonato de calcio está severamente afectada por cambios de pH, que a su vez están
controlados parcialmente por la presión parcial de gas carbónico. Si el CO2 escapa del sistema (por ejemplo
por aumento de temperatura), los iones hidrógeno son eliminados y el agua se vuelve más alcalina. Por
ejemplo un incremento de 6,5 a 7,5 en el pH decrece la solubilidad de la calcita desde 500 ppm a 100 ppm.
La solubilidad de la sílice también se relaciona con el pH, pero de un modo inverso, ya que registra un muy
brusco decrecimiento cuando el pH alcanza valores inferiores a 9.
PROCESOS DE PRECIPITACIÓN Y DISOLUCIÓN EN RELACIÓN CON EL PH
La preservación de los componentes silíceos o carbonáticos de un depósito sedimentario que atraviesa
distintas etapas de la diagénesis depende en gran medida del pH.
Un grano de cuarzo se preserva siempre y cuando se encuentre por arriba de la curva de solubilidad de la
sílice y se disuelve con el tiempo si se encuentra por debajo. Lo mismo le ocurrirá a los fósiles calcáreos
respecto a la curva de solubilidad de los carbonatos.
CEMENTACIÓN POR CARBONATOS
Son los cementos que aparecen con mayor frecuencia en las areniscas clasto soportadas.
Los minerales cementantes más comunes son calcita, calcita ferrosa y dolomita. Más rara es la siderita.
Pueden aparecer como un mosaico equi o inequigranular de textura macroesparítica (› 2 mm), esparítica
(0,062 mm a 2 mm) o subesparítica (‹ 0,062 mm). Los cristales pueden tener gran desarrollo y mostrar una
relación poiquilítica respecto a los granos cementados, hasta llegar a constituir estructuras de “cristal de
arena”.
La cementación por carbonatos puede ser temprana (eogenética) o tardía.
La cementación temprana suele estar relacionada con procesos de evaporación del agua de la zona vadosa
(agua de los suelos) y/o freática.
La cementación mesogenética está favorecida por el aumento de temperatura y por ende de la profundidad
de soterramiento. El carbonato puede ser aportado por aguas circulantes (captación externa del carbonato) o
por disolución de granos aislados en la roca silicoclástica (ej. Fragmentos esqueletales).
No obstante, aportes importantes de CO2 por descomposición parcial de la materia orgánica (por ejemplo
petróleo) puede producir descenso del pH, con inhibición de la precipitación de carbonatos y hasta su
disolución.
CEMENTACIÓN SILÍCEA
El cemento silíceo puede ser de cuarzo, microcuarzo, calcedonia y ópalo.
El de cuarzo es el más común y puede producir la reducción a eliminación total de la porosidad de las
areniscas.
El cemento de cuarzo suele aparecer como un sobrecrecimiento en continuidad óptica y cristalográfica. En
muchos casos no se advierte con claridad el límite entre la porción alotígena y autígena de cuarzo, en
cambio en otros queda delineada por una pátina muy delgada de impurezas.
En algunas areniscas (sobre todo las cuarzosas puras) los granos parecen interpenetrarse y adherirse, pero en
ellas no hay crecimiento secundario.
Los clastos fueron unidos por efectos de disolución por presión, un proceso de disolución intergranular de
clastos adyacentes a causa de un stress no-hidrostático.
Provisión de sílice
La sílice del cemento puede ser provista desde el mismo sedimento o puede ser introducida al sedimento.
Son fuente de provisión interna los procesos de disolución por presión, la estilolitización, y la alteración y
disolución de aluminosilicatos (por ejemplo feldespatos, anfíboles, piroxenos).
Las fuentes más efectivas de provisión externa se relacionan con la generación y expulsión de sílice durante
la diagénesis de soterramiento de formaciones pelíticas (transformación diagenética de argilominerales
esmectíticos a illíticos) y piroclásticas (procesos de alteración de vidrio volcánico).
UNIDAD 13
PALEOGEOTERMOMETRÍA
Concepto: Es el conjunto de métodos que contribuyen a determinar la máxima temperatura a la que han
estado sometidas las rocas sedimentarias durante el soterramiento.
Importancia en geología básica y aplicada
Desde el punto de vista del conocimiento básico, es fundamental para comprender a las cuencas
sedimentarias y a los procesos y productos de la diagénesis.
Desde el punto de vista aplicado, los estudios de paleogeotermometría son importantes para las industrias
del petróleo, gas y de la energía geotérmica.
Sobre todo, el cálculo de las temperaturas máximas de soterramiento es crítico para el modelado de las
cuencas sedimentarias con generación de hidrocarburos.
El gradiente geotérmico
Se define como la variación de la temperatura desde la superficie hacia el interior de la Tierra. El valor
promedio se estima en 25 ºC/km, con rangos “normales” entre 15 ºC/km y 40 ºC/km.
EL GRADIENTE GEOTÉRMICO NO ES UNIFORME; POSEE UNA ESTRECHA RELACIÓN
CON LAS CONDICIONES TECTÓNICAS; ES UN FACTOR DE CONTROL ESENCIAL EN LOS
PROCESOS DIAGENÉTICOS.
El gradiente geotérmico y las condiciones tectónicas
Los más elevados gradientes (pueden ser superiores a los 70 ºC) se dan en los centros de expansión oceánica
(por ejemplo la Dorsal Centro Atlántica), en áreas donde hay marcado adelgazamiento cortical y en arcos de
islas. El fuerte incremento térmico de las dorsales oceánicas se relaciona con el ascenso de las masas
volcánicas a la superficie.
En las regiones cratónicas los valores de gradiente geotérmico son relativamente bajos (del orden de 15
ºC/km). En los orógenos donde prevalece la tectónica de escamas compresivas, el gradiente geotérmico es
también de escasa intensidad.
GEOTERMÓMETROS
Son las herramientas que provee la Petrología Sedimentaria para determinar la paleogeotermometría. Los
principales geotermómetros son:
Reflectancia de vitrinita
Índice de color de conodontos, esporas y polen
Mineralogía de argilominerales: variación en los interestratificados I-S cristalinidad de la illita
Homogeneización de inclusiones fluidas en minerales (no es usualmente aplicable como
geotermómetro en el caso de las estudios sobre soterramiento de sucesiones sedimentarias)
REFLECTANCIA DE LA VITRINITA
La vitrinita es uno de los tres macerales o tipos de partículas orgánicas que aparecen en las rocas
sedimentarias ( liptinita e intertinita son las otras).
La vitrinita es el maceral más abundante y proviene de la diagénesis de la madera (por lo que se registra en
rocas post-silúricas).
La reflectancia de la vitrinita es una medida de la intensidad de la luz que se refleja sobre una superficie
pulida de este maceral.
Para hacer los estudios se prepara una muestra de materia orgánica insoluble (kerógeno), se fija con resina y
se pule para ser analizada microscópicamente con luz reflejada. La reflectancia (R0) se determina en 50-100
partículas y los datos se tratan con técnicas estadísticas estándar.
La reflectancia muestra valores muy basa en bajos. R0 varía entre menos del 1 % por debajo de 100 °C y
entre 4 y 5% por encima de los 250 °C
Su empleo como geotermómetro se que la reflectividad o reflectancia aumenta con la temperatura. Este
incremento se debe a la recristalización (aumento de tamaño) de los anillos aromáticos condensados que
componen la estructura de la vitrinita.
Este proceso de crecimiento es irreversible, es decir que una vez que se produce el aumento de reflectancia
es prácticamente imposible de decrezca con el descenso de la temperatura.
LOS CONODONTOS
Organismos marinos (atribuidos del grupo de los cordados) que vivieron y evolucionaron a lo largo del
Paleozoico y se extinguieron a finales del Triásico.
Su cuerpo era de tamaño muy pequeño (unos 40mm de largo por 2mm de ancho), con forma de pequeña
anguila y constituido totalmente por tejidos blandos, con la excepción de unas pequeñas piezas de apatita
(y/o fluorapatita) que formaban parte de un aparato atrapador de alimentos situado en la región cefálica.
Estas pequeñas piezas reciben el nombre de elementos conodontales (muy pequeños cuerpos dentiformes) y,
dada su mineralización previa, son las partes del conodonto que habitualmente se hallan como fósiles, sobre
todo en rocas carbonáticas
Índice de alteración del color de conodontos (CAI): El color de los elementos conodontales se debe a la
materia orgánica finamente distribuida en el resto fósil. En el rango de la diagénesis, hasta alrededor de
300ºC, se definen cinco clases de color de alteración (CAI), desde amarillo pálido al negro pasando por el
castaño. Por encima de los 300ºC el color pasa a gris y blanco por la pérdida de material carbonoso y de
agua, así como por recristalización.
OTROS ÍNDICES DE COLOR DE ALTERACIÓN
Suelen también utilizarse otros índices de color con el empleo de diferentes restos fósiles. Entre ellos cabe
mencionar a las esporas y polen (post-silúricos) y a los foraminíferos (del Cámbrico a la actualidad).
Por lo común, las variaciones de color van siempre desde tonos pálidos a baja temperatura hasta tonos
oscuros a alta temperatura.
UNIDAD 14
ROCAS CARBONÁTICAS
Clásicamente conocidas como calizas (rocas para la fabricación de la cal), los sedimentos y sedimentitas
constituidas por el anión carbonato tienen gran importancia, no sólo por su frecuencia en el registro
geológico, sino por su valor aplicado y por su interés científico.
El desarrollo de los depósitos carbonáticos está ligado en forma muy estrecha con la vida sobre la Tierra. De
esta forma, los cambios evolutivos y las extinciones han producido variaciones en las características de los
depósitos carbonáticos y en su distribución en los ambientes sedimentarios.
COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS. ELEMENTOS QUÍMICOS ESENCIALES Y
MINERALES CONSTITUTIVOS
Los principales minerales que constituyen las rocas carbonáticas son:
ARAGONITA (CaCO3): rómbico, biáxico negativo, carece de clivaje romboédrico, índices de refracción
relativamente altos.
CALCITA (Ca CO3): hexagonal (romboédrico), uniáxico negativo, tiene menos birrefringencia que otros
minerales romboédricos, maclas polisintéticas paralelas a la diagonal mayor. CALCITA MAGNESIANA
(CaCO3, con 4 a 19 moles % de MgCO3).
DOLOMITA [Ca (Mg, Fe) (CO3)2]: hexagonal, de tendencia euedral, frecuentemente zonal, puede
presentar tinción con óxidos de hierro, índice de refracción mayor que la calcita. Maclado polisintético
paralelo a las diagonales mayores y menores de los rombos cristalinos.
SIDERITA (FeCO3): hexagonal, coloración amarilla castaña a castaña, con índices de refracción muy altos.
ELEMENTOS QUÍMICOS ACCESORIOS
En la calcita pueden aparecer variables contenidos de Mg, Fe y Mn.
En la aragonita son más comunes Pb, Ba y Sr, aunque estos elementos también pueden encontrarse en la
calcita (*).
Otro componente que puede llegar a tenores importantes (superiores al 10%) es la materia orgánica
descompuesta, preservada en las rocas típicas de ambientes anóxicos.
Los carbonatos pueden tener contenidos variables de componentes silicoclásticos de diversa granulometría.
También pueden identificarse en ellos procesos diagenéticos de silicificación.
(*) El Sr se encuentra en proporciones de alrededor de 1.200 ppm en la calcita, mientras que su contenido
asciende ha niveles entre 8.000 y 10.000 ppm en la aragonita. La composición primitiva de rocas
originariamente aragoníticas que en la actualidad están constituidas por calcita puede ser reconocida por los
tenores elevados de Sr.
CONTROLES SOBRE LA FORMACIÓN DE LOS SEDIMENTOS Y SEDIMENTITAS
CARBONÁTICOS
Organismos
Geoquímica de las aguas
pH
Disponibilidad de CO2
Temperatura (clima)
Profundidad
EFECTO DE ACTIVIDAD ORGÁNICA EN PRECIPITACIÓN DE CaCO3
La precipitación de minerales desde el agua de mar involucra procesos esencialmente químicos, pero estos
procesos químicos pueden ser “ayudados” de varias maneras posibles por organismos
Procesos bioquímicos más importantes
Mecanismo Acción directa Efecto final
Extracción
directa
Promueve el crecimiento del
exoesqueleto
Genera fragmentos esqueletales desde limo a grava
luego de muerto el organismo.
Extracción
directa
Elemento gigantes de tejidos
(ej: algas)
Forma fango carbonático (micrita)
Actividad
bacteriana
Promueve precipitación de
CaCO3
Promueve precipitación de micrita, genera peloides,
matas algales.
Fotosíntesis Pérdida de CO2.
Incremento del pH
Promueve precipitación inorgánica.
LA COMPOSICIÓN MINERALÓGICA Y LA EDAD DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS
En estrecha relación con la solubilidad que poseen los principales componentes carbonáticos, se pueden
apreciar tendencias a cambios mineralógicos con el tiempo geológico.
Las rocas carbonáticas que preservan los componentes más solubles (calcita altamente magnesiana,
aragonita) son únicamente las muy jóvenes. Por el contrario, rocas carbonáticas del Precámbrico se
caracterizan por composiciones dolomíticas y calcíticas.
Procesos formadores de los depósitos carbonáticos
Precipitación: bioquímica, química, metasomática.
Redistribución: intervención de procesos mecánicos o de retrabajamiento
Producción y distribución de los carbonatos
Principales controles:
1) La importancia del déficit en los aportes silicoclásticos para la generación de volúmenes importantes de
rocas carbonáticas (cuencas subalimentadas). Concepto de “DILUCIÓN CARBONÁTICA”.
2) La productividad orgánica (fragmentos “esqueletales” y productos del ciclo vital).
Condiciones de la productividad en los ambientes marinos
Temperatura
Insolación (penetración de la luz)
Recirculación de nutrientes
Otros:
Salinidad
Balance de CO2
Régimen de corrientes
Naturaleza del sustrato
Turbidez de las aguas
Ambientes en los que se produce la acumulación de sedimentos carbonáticos
Continentales: lagos, suelos, ambiente espélico.
Marinos y marinos marginales (incluidas albuferas, planicies mareales, bahías, etc.).
Importancia de la situación geográfica:
La influencia de la latitud.
La influencia de la profundidad.
Carácter intracuencal de los sedimentos carbonáticos
A diferencia de los sedimentos y sedimentitas silicoclásticos, las rocas carbonáticas son esencialmente
intracuencales.
Sus constituyentes alotígenos son no terrígenos, se han originado en el interior de las cuencas sedimentarias,
ámbitos en los que han sufrido procesos de removilización.
COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS. Conceptos de Folk.
COMPONENTES INTRACUENCALES
Componentes autígenos o autóctonos (acumulados in situ)
Por precipitación química o metasomática (ortoquímicos)
La clasificación por el tamaño cristalino
La macroesparita
La esparita
La subesparita
Conceptos de granoesparita y poiquiesparita.
Por concentración bioquímica.
Los componentes “esqueletales” y los productos de la actividad orgánica.
Componentes alotígenos (reelaborados)
Esqueletales: desde parcialmente removilizados (para-autóctonos) a removilizados,
desarticulados y fragmentados
No esqueletales: Ooides
Peloides (incluye pellets)
Intraclastos y agregados
Fango carbonático. La micrita.
COMPONENTES EXTRACUENCALES
Calcilitos y calcilitita.
PRINCIPALES TIPOS DE CARBONATOS ESPARÍTICOS (SPAR)
Clasificación granulométrica
• Macroesparita > 2mm
• Esparita 2- 0.062mm
• Subesparita < 0.062mm
Clasificación según relación de componentes
• Granoesparita: cristales ecuantes entre granos.
• Poiquiesparita: cristales de dimensiones grandes englobando a varios granos.
PELOIDES: Partículas de forma variable, pero formados por carbonato microcristalino y sin estructura
interna.
INTRACLASTOS: sedimentos carbonáticos parcialmente litificados o fragmentos carbonáticos de rocas
previas.
ASOCIACIONES CARBONÁTICAS MARINAS, FUNDADAS EN LOS ORGANISMOS
GENERADORES
Clorozoa: aguas cálidas, caracterizada por corales hermatípicos y algas verdes calcáreas. Ooides y/o
peloides pueden estar presentes.
Sub-asociación cloralgal: con algas y sin corales, refleja incremento de salinidad, ambientes más
restringidos (marinos marginales).
Foramol: aguas templadas, con moluscos, briozoos, foraminíferos bentónicos y algas rojas calcáreas
(también participan equinodermos, ostrácodos y esponjas). Peloides pueden estar presentes.
ESTRUCTURAS DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS
En las rocas carbonáticas pueden reconocerse muchas de las estructuras (mecánicas y biogénicas) típicas de
las rocas silicoclásticas: óndulas modeladas en ooides, estratificación entrecruzada en caliza.
Ejemplos de estructuras típicas:
1) Estromatactis: huecos subhorizontales con distribución irregular, comunes en micritas, de tamaño
milimétrico a centimétrico, de fondo plano y techo convexo, con relleno de calcita esparítica.
2) Estructura birdseye: similar a la anterior, pero de menor dimensión (1 a 3mm), desde esférica y oval a
irregular.
3) Geopetal: estructura de relleno parcial con micrita de cavidades, común en fósiles. Permite la
determinación de la base y techo de los estratos.
4) Estructura tepee: de V invertida. Son antiformas que se generan en sustratos carbonáticos duros a causa
de la expansión causada por la cementación o por el relleno de fracturas con sedimento o con cemento.
5) Estilolitas: planos suturales o microsuturales (microestilolitas) generados en ambiente mesogenético por
disolución bajo presión de carga o presión stress.
6) Estructura biosedimentaria criptalgal: generada por el soldamiento y precipitación de carbonatos a
través de algas verde azuladas (cianobacterias) y bacterias.
Estromatolitos: Son estructuras microbiales (microbialitas) producidas esencialmente por la actividad de
cianobacterias
CLASIFICACIÓN DE LAS ROCA CARBONÁTICAS
CARBONÁTICAS AUTÓCTONAS
BIOGÉNICAS
QUÍMICAS
METASOMÁTICAS
CARBONÁTICAS ALÓCTONAS
CALCIRUDITAS
CALCIPSAMITAS (CLÁSICAMENTE CALCARENITAS)
CALCIPELITAS
CLASIFICACIÓN TEXTURAL
CLASIFICACIÓN PETROGRÁFICA (FOLK, 1959)
Fundamento: empleo de todos los componentes que participan en la roca y que aparecen en proporción
superior al 1 %.
Procedimiento:
1) Determinar la moda petrográfica, sobre la base de los componentes definidos por Folk.
2) Ordenar a los componentes en orden porcentual decreciente.
3) Aplicar la denominación con el empleo de sustantivos, prefijos, sufijos y calificativos.
4) Sugerencias: anteponer el prefijo oligo antes de todos los componentes que aparezcan en proporciones
menores al 25%.
5) En el caso de sedimentitas con dolomita emplear el prefijo dolo para aquéllas que posean más del 50% de
dicho mineral y el calificativo dolomítico para las que lo tengan entre 50 y 10%.
6) Tipos especiales de Folk:
Dismicrita: micrita fenestral o micrita esparítica o subesparítica.
Biolitita: carbonatos biogénicos bioconstruidos (build ups), entre los que se reconocen biohermitas y
biostromitas.
Calcilitita: carbonatos terrígenos, constituidos esencialmente por calcilitos.
AMBIENTES DE ACUMULACIÓN DE CARBONATOS
LAS MÁS TÍPICAS BIOCONSTRUCCIONES CARBONÁTICAS BIOHERMAS O BUILD-UPS
UNIDAD 15
DIAGÉNESIS DE ROCAS CARBONÁTICAS
EOGÉNESIS: diagénesis temprana, producida en el ambiente depositacional.
MESOGÉNESIS: ocurre en la zona de soterramiento en la que se produce incremento de temperatura,
presión litostática y cambios marcados en la composición de las aguas porales.
TELOGÉNESIS: diagénesis que se produce bajo condiciones de oxidación, aguas meteóricas y
decrecimiento de presión y temperatura a causa del ascenso tectónico y exposición de las masas de rocas.
FACTORES CONDICIONANTES DE LA DIAGÉNESIS DE LAS ROCAS CARBONATADAS
GEOQUÍMICA DEL AGUA
pH
DISPONIBILIDAD (ACTIVIDAD) DEL C02
TEMPERATURA
PRESIÓN (HIDROSTÁTICA Y LITOSTÁTICA)
COMPOSICIÓN DE LOS SEDIMENTOS CARBONATADOS:
Aragonita
Calcita magnesiana (4 a 19 Moles % de MgCO3)
Calcita
Dolomita
PROCESOS DIAGÉNETICOS ESENCIALES DE LOS CARBONATOS
Disolución
Cementación
Neomorfismo (Folk):
Inversión (polimorfismo): hay cambio composicional, pero sin alteración de la forma. Puede ser
selectiva o no. Selectivo: afecta sólo a determinados granos de la roca. Característico de los granos
de los carbonatos que afectan a fragmentos esqueletales. No selectivo: toda la masa de un mineral
pasa a otro.
Recristalización: cambia el tamaño de los granos sin alterar la composición.
MODELOS EOGENÉTICOS
LA DIAGÉNESIS EN EL FONDO MARINO ZONA FREÁTICA MARINA
Rasgos: presencia de agua marina (salinidad normal) hasta hipersalina.
Factores condicionantes: batimetría y posición latitudinal (variaciones de temperatura, pH, penetración
solar). Tiempo de acción: 10 a 10.000 años.
Procesos biogénicos en el fondo marino
Bioturbación: mezcla textural destrucción estructuras primarias
Microbioturbación: generación de velos micríticos
Cementación en el fondo marino: cementos de aragonita y de calcita altamente magnesiana.
CARACTERES Y PROCESOS DE LA ZONA VADOSA
Poros de los sedimentos alojan aire y aire-agua. Circulación de aguas vertical. Fluctuación permanente de
las condiciones de humedad.
Mecanismos de control: Subsaturación y sobresaturación
Proceso de disolución: preferentemente superficial (edáfico), se produce por agua meteórica (ácida) y
descomposición de materia orgánica (aumento de CO2). Actúa sobre calcita magnesiana, aragonita y calcita
(inclusive).
Fin de la disolución: al alcanzarse la saturación, degasificación y aumento de temperatura
Proceso de neomorfismo: (cambios con preservación de la fábrica).
Recristalización (calcita magnesiana a calcita).
Inversión (aragonita a calcita por reprecipitación).
Procesos de cementación: Calcita. Tipo menisco y/o pendant. Precipitan concreciones parasingénicas
(pisolitas).
CARACTERES Y PROCESOS DE LA ZONA DULCE
Poros totalmente rellenos con agua.
Circulación dominantemente subhorizontal.
Tope: nivel freático.
Base: zona de mezcla.
Disolución: puede ocurrir en el tope de esta zona siempre que las aguas no hayan alcanzado la saturación y
estén enriquecidas en CO2.
Cementación: ocurre en el sector donde las aguas alcanzan la saturación (puede ser en toda la zona o en la
parte media), hacia abajo el efecto de cementación disminuye).
Calcita isópaca laminar y calcita granular (blocky).
CARACTERES Y PROCESOS DE LA ZONA DE MEZCLA
Parte superior: Predominio de disolución sobre precipitación, puede haber abundantes oquedades.
Parte inferior: Cementación por calcita magnesiana.
La zona de mezcla se invocó para desarrollar teorías sobre dolomitización.
MESOGÉNESIS – DIAGÉNESIS DE SOTERRAMIENTO
Compactación física (10 a 40% de reducción poral), empaquetamiento granular, reorientación granular,
deformación granular por ruptura y aplastamiento.
Compactación química (25 % de reducción poral por disolución bajo presión: estilolitización).
Cementación: En general son cementos de composición mineralógica similar a la de los freáticos de aguas
dulces.
Tipos: calcita prismática laminar, calcita en mosaico esparítico, calcita poiquiesparítica, a la que se pueden
sumar dolomita y anhidrita.
Caracteres: cementos formados a alta temperatura de soterramiento, son comunes las inclusiones fluidas.
Reconocimiento: corte de fracturas y/o estilolitas relleno de poros de compactación inclusiones de
hidrocarburos
DIAGÉNESIS EN EL ESTADO TELOGENÉTICO
Su diferencia con la diagénesis meteórica radica en la naturaleza del material original.
El sedimento carbonatado post-mesogenético es rico en calcita y/o dolomita que son carbonatos
mineralógicamente estabilizados.
Su acción es mucho menos pronunciada.
Disolución: vadosa y freática producida por aguas cargadas en CO2.
En climas húmedos es importante la karstificación: formación de huecos, cuevas y cavernas.
Precipitación: por sobresaturación y degasificación de CO2: calizas espélicas o espeleotemas. Generación
de estalactitas, estalagmitas, perlas espélicas y ónix calcáreo.
ROCAS DOLOMÍTICAS - DOLOMÍAS
El principal componente es la dolomita (carbonato doble de calcio y magnesio) que cristaliza en el sistema
romboédrico y muestra estructura fuertemente ordenada. La sustitución con Fe es común en las rocas
dolomíticas (dolomita ferrosa o ferroan dolomite), por lo que adquieren tonalidades que van desde el
amarillento y ocre al rojizo.
Los cristales de dolomita pueden variar de tamaño desde macroesparíticos a subesparíticos.
Los mosaicos dolomíticos pueden ser xenotópicos (con cristales anedrales, bordes aserrados a curvos,
límites irregulares) o idiotópicos (cristales euedrales con forma de rombos casi perfectos). Los cristales
euedrales de dolomita se mencionan con gran frecuencia en el registro sedimentario.
En las rocas dolomíticas de reemplazo metasomático puede darse un fábrica totalmente destructiva (sin que
se reconozca la forma de los granos y cristales originales) hasta una fábrica retentiva en la que se preservan
todas las texturas y estructuras originales.
Puede haber también reemplazos selectivos (como por ejemplo de algunos restos esqueletales, o de las
porciones micríticas de una sedimentita carbonática de textura inequigranular.
PROCESOS DE DOLOMITIZACIÓN
La dolomita puede precipitar en forma primaria en aguas marinas o lacustres, pero se sostiene que los
volúmenes de dolomita primaria son comparativamente escasos.
La dolomita no es concentrada por organismos para elaborar sus estructuras esqueletales.
Se considera mucho más común la dolomitización a expensas del carbonato de calcio.
Consiste en un proceso diagenético que puede estar asociado con el ambiente de depositación
(penecontemporáneo a diagenético temprano) o puede ocurrir mucho más tardíamente (durante el
soterramiento).
La dolomita secundaria es un producto de disolución del carbonato original y reprecipitación metasomática.
Entra Mg a la fase sólida y pasa el Ca a la fase líquida.
El proceso de dolomitización se da cuando la concentración de Mg o de la relación Mg/Ca son elevadas.
DOLOMITA PRIMARIA
Es comparativamente poco frecuente.
La precipitación química expontánea de dolomita se ha registrado en ambientes marginales (planicies
mareales, albuferas, lagos vecinos al mar), y en condiciones inter a supramareales.
La dolomita es normalmente un mineral bien organizado desde el punto de vista cristalino. Sin embargo, las
dolomitas primarias tienen un alto grado de desorganización y reciben la denominación de protodolomitas.
Aparecen dentro del sedimento o como parte de costras superficiales (mudcracked dolomite crusts). Por lo
común sus cristales son muy pequeños (rombos de 1 a 5 micrones).
Esta protodolomita se vincula con procesos de fuerte evaporación que se producen en regiones muy áridas
(sabkhas no evaporíticos) hasta en regiones relativamente húmedas pero con una estación seca que favorece
la evaporación).
PROCESOS DE DOLOMIZACIÓN TEMPRANA
La dolomitización temprana puede producirse bajo condiciones de hipersalinidad o de hiposalinidad.
Se propusieron dos modelos clásicos: modelo de sabkha y modelo Dorag.
El modelo de sabkha refleja condiciones de fuerte aridez e hipersalinas. Hay exceso de Mg por
precipitación previa de Ca en carbonatos (tapetes algales).
El modelo Dorag es de mezcla de aguas marinas y meteóricas ( de 5 a 20 % de aguas marinas) y refleja
condiciones húmedas.
Actualmente se definen cuatro modelos principales: sabkha, albufera, acuífero confinado y acuífero no
confinado.
MODELOS DE DOLOMITIZACIÓN TARDÍA
La dolomitización tardía o de soterramiento es un proceso mesogenético de metasomatismo sobre calcita o
de neomorfismo sobre dolomitas tempranas.
En él, las aguas fósiles o singénicas juegan un rol preponderante.
Estas aguas pueden proceder de la compactación física y química de los sedimentos durante el
soterramiento. El Mg en exceso puede ser provisto por las reacciones de transformación de esmectita a illita
en rocas pelíticas. Se estiman profundidades de soterramiento entre 300 y 1000 m. Las temperaturas son
superiores a los 45º.
La dolomita tardía se puede reconocer por su textura en parches (porfirotópica), irregular y más gruesa que
las dolomitas tempranas. Además posee mayores tenores de hierro. Son comunes los sectores huecos o
cavernosos y de los fósiles sólo suelen quedar sus moldes. Los cristales de dolomita mesogenética pueden
cortar a las estilolitas si es que se han formado con posterioridad a estas estructuras.
PROCESOS DE DEDOLOMITIZACIÓN
La dedolomitización coinsiste en el pasaje desde dolomita a calcita. Este proceso de neomorfismo suele ser
retentivo, preservándose los cristales con forma rómbica de la dolomita que ha sido reemplazada.
El proceso de dedolomitización suele ocurrir por la aparición de sulfatos de calcio, anhidrita, (por ejemplo
por oxidación de sulfuros), ante los cuales la dolomita se vuelve fuertemente inestable.
La dedolomitización también puede producirse en ambientetelogenético por circulación.
UNIDAD 16
EVAPORITAS
Las evaporitas son rocas formadas por la evaporación de aguas salinas. Para que se formen es esencial que el
ritmo de evaporación exceda al de los aportes de aguas.
Estas rocas se pueden acumular en ambientes marinos, marinos marginales y continentales. La mayoría de
los depósitos antiguos de mayor desarrollo se han formado en cuencas marinas hasta marinas marginales.
Las evaporitas se encuentran el todo el registro geológico, desde el Precámbrico, aunque son más comunes
en las sucesiones del Fanerozoico. Resultan particularmente importantes en el Cámbrico tardío, Pérmico,
Jurásico y Mioceno.
Se caracterizan por procesos de acumulación que suelen ser muy rápidos. Por ejemplo 100 m de espesor de
estos sedimentos pueden representar a 1000 años de edad. Las famosas evaporitas mesinianas del
Mediterráneo (Mioceno tardío) alcanzan un registro de 2 km y se depositaron en unos 200.000 años
(10m/ka, incluidas las discontinuidades del registro).
Son típicas de condiciones climáticas secas, pero la temperatura puede ser muy variada. Aunque son más
frecuentes en regiones cálidas, también se forman en zonas áridas de muy altas latitudes.
La velocidad de acumulación varía de acuerdo a la temperatura. En las regiones frías es mucho más lenta.
LOS MINERALES DE LAS EVAPORITAS
El mineral que la constituye sirve para darle la denominación a la roca.
Están compuestas esencialmente por halita, anhidrita y yeso, pero entre las evaporitas pueden aparecer
numerosos minerales.
Entre los sulfatos, la especie más común es el yeso, aunque la anhidrita se hace más abundante en
condiciones de soterramiento superiores a los 600m. Se asume que este cambio se debe al proceso de
deshidratación de yeso.
Cloruros (halita, silvita, carnalita), sulfatos (anhidrita, yeso, polihalita, kieserita, epsomita), carbonatos
(trona, natron), boratos (bórax) y nitratos (soda).
RASGOS PRINCIPALES DE LA HALITA, EL YESO Y LA ANHIDRITA
La halita suele presentarse en cristales de contornos cuadrados e isótropos (cúbica), también en individuos
con forma de tolva (caras esqueléticas e interior hueco), piramidales y dentados. Su tonalidad es clara
(blanca), aunque suele ser más oscura cuando posee inclusiones de anhidrita. En la halita son comunes las
inclusiones fluidas que han permitido determinar temperaturas de cristalización entre 32°C y 48°C.
El yeso y la anhidrita aparecen como cristales de variada textura, desde gruesa a fina, y también como
individuos fibrosos. Los cristales de yeso (monoclínicos) poseen bajo relieve y escasa birrefringencia.
Pueden mostrar formas cristalinas especiales, como selenita (grandes individuos transparentes) y rosetas. La
anhidrita (rómbica) suele tener textura algo más gruesa, alto relieve y elevada birrefringencia.
LOS MINERALES DE LAS EVAPORITAS MARINAS
La salinidad media del agua de mar es de 35 ppm. Los elementos disueltos más comunes son Cl-, Na+, SO4-
2, Mg+2, Ca+2, K+ y HCO3-. En menor proporción se encuentran Sr, B, F, y H4SiO4.
A medida que se avanza la evaporación (o se concentra la salmuera) se produce una precipitación con
tendencia ordenada de las sales: yeso-anhidrita, halita y finalmente sales higroscópicas de potasio y
magnesio, tales como silvita (KCl), carnalita (KMgCl3.6H2O), polihalita (K2Ca2Mg(SO4)4.2H2O) y
kieserita(MgSO4.H2O).
EXPERIMENTO DE USIGLIO (1849)
Esta secuencia se puede dar en condiciones naturales.
Se puede deducir que –al menos algunas evaporitas- tienden a desarrollar acumulaciones cíclicas.
La evaporación normal de una columna de agua de mar de unos 300m puede producir depósitos evaporíticos
con una potencia poco mayor de 4m. Por lo tanto, la formación de importantes espesores de sales requiere la
existencia de condiciones geológicas especiales, más complejas que la simple evaporación de una masa de
agua de mar, y que perduren por largos períodos de tiempo.
Además, lo común es que las proporciones de sales acumuladas sean diferentes (mayor cantidad de yeso-
anhidrita). Este exceso refleja la existencia de un ciclo evaporítico incompleto por reflujo de las aguas
cargadas con sales más solubles.
LOS MINERALES DE LAS EVAPORITAS CONTINENTALES
Se forman a partir de aguas de ríos o del suelo en las que se produce aumento en la concentración de sales
disueltas.
En ambiente continental la geoquímica del agua es muy variable, dependiendo de la litología de los
materiales que han sido meteorizados y puestos en solución por las aguas circulantes.
Además de su complejidad, las evaporitas continentales pueden estar constituidas por minerales que no son
comunes en las marinas. Por tanto, además de halita, yeso y anhidrita se pueden encontrar especies tales
como trona (NaHCO3.Na2CO3.2H2O), thenardita (Na2SO4), mirabilita (Na2SO4.10H2O), glauberita
(CaSO4.Na2SO4), epsomita (MgSO4.7H2O) y bórax (Na2B4O7).
La halita es por lejos la evaporita más común en estos ambientes. No obstante, algunos de estos minerales
“raros” pueden ser componentes esenciales de depósitos evaporíticos continentales.
ESTRUCTURAS PROPIAS DE LAS EVAPORITAS
Las evaporitas pueden tener diversas estructuras sedimentarias, como por ejemplo una amplia variedad de
estructuras mecánicas (estratificación entrecruzada, estratificación ondulítica, estratificación gradada, etc.).
En general, no se reconocen en ellas estructuras orgánicas, dada la toxicidad de los ambientes de
acumulación.
Hay algunas estructuras que son muy típicas de estas sedimentitas:
Estructura nodular o chickenwire: los nódulos son frecuentes especialmente en sulfatos como anhidrita y
también yeso. Peculiarmente aparecen agrupados en el depósito.
Estructura laminar: es una estructura muy típica de muchas evaporitas. Son láminas delgadas y muy
delgadas, marcadas por cambios de tonalidad (en el tenor de materia orgánica) y muy frecuentemente por
variaciones en la composición, por ejemplo alternancias repetitivas de halita – yeso o halita – anhidrita o sal-
arcilla.
Estructura enterolítica: estructura de replegamiento interno de láminas de yeso como producto de
hidratación de anhidrita y consecuente incremento de volumen.
Megapolígonos: grandes grietas de desecación con laminación interrumpida por cuñas que se extienden
hacia abajo. Son típicos de las rocas salinas que se forman en cuencas sometidas a total desecación.
CONDICIONES NECESARIAS PARA LA FORMACIÓN DE EVAPORITAS EN UNA CUENCA
SEDIMENTARIA
Clima árido. Evaporación en exceso. En cuencas marinas, falta de contribución de aguas dulces.
Carencia de aportes clásticos a la cuenca sedimentaria.
Aislamiento parcial de la cuenca evaporítica. En condiciones marinas, aislamiento del mar abierto por la
presencia de una barrera que restrinja la circulación del agua y retenga las salmueras.
Procesos de depositación
En general, se asume que las evaporitas son productos de precipitación química a partir de salmueras.
No obstante, debe tenerse presente que los componentes originales pueden ser removilizados por agentes
newtonianos (agua, viento) o por flujos gravitacionales de sedimentos como corrientes de turbidez y
desmoronamientos.
LAS EVAPORITAS DEL PRESENTE Y DEL PASADO
En la actualidad, las acumulaciones más comunes de evaporitas se producen en ambientes de sabkhas, en
salares o salinas y en áreas de interduna.
Por el contrario, numerosas evaporitas del registro geológico parecen haberse formado en ambientes
marinos, desde someros a relativamente profundos.
Boggs (1992) ha señalado que el uniformitarismo no es una buena guía para comprender a las evaporitas del
pasado.
AMBIENTES EVAPORÍTICOS
Planicies salinas (salt flats)
Sabkhasmarginales o planicies fangosasmareales vecinas o marginales al ambiente marino
Salares y salinas del interior continental
a) playas
b) interdunas o interdraas
Lagos de aguas saladas
Ambientes marinos marginales
a) Albuferas o lagos costeros
b) Golfos o bahías cerrados
Ambientes marinos
AMBIENTES EVAPORÍTICOS
Planicies salinas (salt flats): son planicies de fango que pueden quedar cubiertas por breves lapsos con
aguas muy poco profundas. Las evaporitas se acumulan por precipitación directa sobre el fondo, por
eflorescencias o como minerales “desplazativos” en la zona de ascenso capilar, por encima de la tabla de
agua salina.
Se reconocen dos tipos de planicies:
Sabkhas marginales o planicies fangosas mareales vecinas o marginales al ambiente marino
(comunes en el Golfo de Arabia). Las aguas tienen procedencia marina.
Salares y salinas del interior continental donde se forman asociaciones complejas de sedimentos
terrígenos, carbonatos y evaporitas, y entre los que se dan dos situaciones:
a) playas o cuencas endorreicas en las que las sales se asocian con depósitos fluviales y
lacustres someros, e
b) interdunas o interdraas, evaporizas asociadas con arenas eólicas y depósitos pelíticos de
decantación suspensiva.
Lagos de aguas saladas. Son cuerpos del interior continental que a diferencia de los ambientes anteriores se
caracterizan por la presencia de aguas más permanentes que en las playas.
El ejemplo mejor conocido es el del Lago Magadi (Kenia), del rift africano. Es un lago alcalino de región
seca en el que se acumulan carbonatos de sodio, como trona, en asociación con silicatos de sodio
(magadiita). Está alimentado por aguas de emanaciones volcánicas. Los espesores de sal pueden superar los
40m.
Ambientes marinos marginales. Con aguas someras, pero permanentes y con circulación restringida. El
componente más común en estos ambientes es el sulfato (con frecuencia yeso), pero hay casos en los que se
registra precipitación de halita.
Se reconocen dos situaciones:
a) Albuferas o lagos costeros, los que suelen estar parcialmente aislados del mar por la presencia de
abultamientos carbonáticos (clásticos o arrecifales). Se los identifica en regiones costeras de
Australia, del Mediterráneo, del Mar Negro y del Mar Rojo.
b) Golfos o bahías cerrados, sólo vinculados al mar abierto por canales estrechos. El ejemplo más
emblemático es el Golfo de Kara Bogaz en el Mar Caspio.
Ambientes marinos. El único ejemplo actual es el del Mar Muerto, pero existen diversos modelos teóricos
destinados a explicar el desarrollo de las evaporitas marinas del pasado geológico.
En estos ambientes, las evaporitas forman cuerpos de rocas carbonáticas, sulfáticas y de sal de roca (halita)
muy continuos. Alcanzan desde decenas a centenares de metros de espesor.
En su mayoría, las evaporitas son precipitados químicos que se han acumulado a ritmos de sedimentación
muy veloces, pero aparecen también depósitos de retrabajamiento, como por ejemplo turbiditas localizadas
hacia las partes más profundas de las cuencas. Estas cuencas están aisladas de las aguas oceánicas por la
existencia de un umbral geológico.
MODELOS DE AMBIENTES EVAPORÍTICOS EN CUENCAS MARINAS
Kendall (1979) ha propuesto tres modelos esenciales:
a) de aislamiento parcial en aguas profundas y cuenca profunda,
b) de aislamiento parcial en aguas someras y cuenca poco profunda,
c) de aguas someras y cuenca profunda.
CONSIDERACIONES FINALES SOBRE LA GEOLOGÍA Y SEDIMENTOLOGÍA DE LAS
EVAPORITAS GIGANTES
La posición del nivel del mar controla la distribución de las facies carbonáticas y evaporíticas con registros
regionales y potentes, es decir en cuencas sedimentarias marinas y/o marinas marginales.
Aunque las evaporitas pueden acumularse a lo largo de todo un ciclo eustático, sus mayores espesores
caracterizan a períodos de nivel bajo. En estos casos, las evaporitas aparecen en el centro de las cuencas
sedimentarias y por depositación pueden mostrar relación de onlap sobre los márgenes de las cuencas.
Los gigantes salinos son típicos de períodos de nivel del mar bajo correspondientes a los ciclos eustáticos de
bajo orden o de muy larga duración (decenas de millones de años).
Las evaporitas marinas de gran escala se acumulan cuando se combinan las condiciones eustáticas,
climáticas y tectónicas para favorecer las restricción de las cuencas y la evaporación.
Los gigantes de halita son propios de zonas de bajas latitudes y se produjeron por el retiro de las aguas
marinas en las plataformas continentales. Pueden ser tanto de períodos invernadero (greenhouse) como fríos
(icehouse).
Los gigantes salinos no aparecen súbitamente, ya que suelen estar precedidos por ciclos de carbonato-
evaporita que reflejan el progresivo deterioro del clima y el aislamiento de las cuencas.
No se encuentran ejemplos de gigantes salinos en el Holoceno dada la posición elevada del nivel del mar y
la buena circulación de las aguas oceánicas.
Los principales tipos de cuencas y ambientes tectónicos en los que pueden aparecer gigantes salinos son:
Cuencas intracratónicas o del interior continental (ejemplos del Paleozoico inferior en Siberia y
oeste de Norte América).
Cuencas extensionales (rifts) especialmente en el estado de sinrift tardío (fase transicional rift-drift)
y con parcial conexión con el mar abierto (ejemplos de las cuencas de rift mesozoicas vinculadas con
la apertura del Océano Atlántico, por ejemplo en los márgenes occidental del África y oriental de
Brasil).
Cuencas de antepaís en su fase postorogénica (ejemplos del Paleozoico Superior del oeste y del
centro de Estados Unidos, del norte de Europa, de Rusia central y de Arabia).
UNIDAD 17
ROCAS FOSFÁTICAS – FOSFORITAS
Son rocas compuestas por el anión PO4-3
. Su contenido en P2O5 es superior al 15%.
Los depósitos con menor tenor de P2O5 (entre 1% y 15%) son adjetivados como fosfáticos: por ejemplo
lutitas fosfáticas, calizas fosfáticas.
Las fosforitas no son abundantes en el registro geológico, pero tienen importancia económica.
Se encuentran en la totalidad del registro sedimentario, desde el Precámbrico a los tiempos presentes.
Las fosforitas aparecen tanto en ambientes marinos como continentales.
No obstante, sus más importantes acumulaciones corresponden a facies marinas y lacustres.
Hay controversias importantes en cuanto al origen de las fosforitas, ya que las concentraciones en aguas
normales (marinas) son sólo de 70ppb de P2O5, en tanto que los depósitos de fosforitas antiguas pueden
tener hasta un 40% de P2O5.
MINERALES CONSTITUTIVOS
Los principales minerales son:
CARBONATO APATITA [Ca10CO 3(PO4) 6] y APATITA [Ca5(PO4)3(F,Cl,OH)], con las variedades
FLUORAPATITA [Ca5(PO4)3F]
CLORAPATITA [Ca5(PO4)3Cl]
HIDROXILAPATITA [Ca5(PO4)3OH]
COLOFANITA (apatitas amorfas, y sin una composición química definida).
La apatita es hexagonal, tiene alto índice, baja birrefringencia, hábito prismático, extinción paralela y
ópticamente negativa.
A modo de impurezas, las fosforitas pueden tener cuarzo detrítico, ftanita autígena (ópalo CT), calcita,
dolomita, argilominerales, ceolitas y materia orgánica descompuesta.
COMPONENTES DE LAS ROCAS FOSFÁTICAS
Los componentes pueden ser clasificados como los de las sedimentitas carbonáticas.
Prevalecen los individuos no terrígenos, entre los que se reconocen componentes autígenos y alotígenos
(aloquemes).
Las fosforitas están esencialmente constituidas por peloides (pellets fecales y pequeños nódulos de
precipitación coloidal) y fragmentos esqueletales: bioclastos fosfáticos (braquiópodos inarticulados), huesos,
dientes de vertebrados. También aparecen, en forma subordinada, ooides e intraclastos. Hay también
individuos de textura muy fina, criptocristalina, que constituyen depósitos o rellenan intersticios, y son
equivalentes a las micritas.
Los nódulos fosfáticos pueden tener más de 2 mm de diámetro y hasta varias decenas de centímetros son
también comunes, y muestran formas esféricas, ovoidales y aplanadas en sentido paralelo a la
estratificación.
TIPOS DE DEPÓSITOS FOSFÁTICOS
Fosforitas estratificadas: de espesores variables, asociadas con capas de fangolitas carbonosas, ftanitas y
sedimentitas carbonáticas. Suelen estar compuestas por aloquemes (pellets, ooides, restos de braquiópodos
fosfáticos) y cemento. Se los considera depósitos de ambientes marinos de plataforma, vinculados con
corrientes de surgencia (upwelling).
Fosforitas bioclásticas: fragmentos esqueletales de vertebrados (huesos y escamas de peces, dientes de
tiburón, coprolitos) y de invertebrados (conchillas de braquiópodos), con cementos que pueden también ser
fosfáticos.
Fosforitas nodulares: nódulos de variado tamaño (desde centímetros a más de un metro), masivos o con
estructuras bandeadas. En el interior pueden incluir aloquemes fosfáticos. Los depósitos actuales se forman
en las áreas de surgencia (upwelling) de los océanos, aunque algunas fosforitas nodulares antiguas pueden
tener origen diagenético.
Fosforitas conglomerádicas: fosfatos nodulares y de fósiles fosfáticos concentrados por procesos de
retrabajamiento mecánico.
Guano: depósitos producidos por acumulaciones de excrementos de aves, lixiviados para formar un residuo
insoluble de fosfato de calcio. Son depósitos actuales de islas oceánicas, pero no son de importancia en el
pasado geológico.
GENERACIÓN DE LAS FOSFORITAS
Los procesos que favorecen la formación de las fosforitas son similares a los que también lo hacen con los
carbonatos, ya que se trata de componentes no terrígenos.
No obstante, las fosforitas pueden aparecer a valores de pH algo más ácidos (cercanos a 7) y en condiciones
leve a moderadamente reductoras.
La generación de fosfatos se ve beneficiada por la falta de aportes silicoclásticos. Estos depósitos son típicos
de regiones con muy baja velocidad de sedimentación.
Por tal motivo, las fosforitas son constituyentes comunes de las denominadas secciones condensadas.
Los nódulos fosfáticos marinos actuales (fluorapatita carbonática) están relacionados a corrientes de
surgencia (upwelling) en áreas de bajas latitudes (menos de 40º). La surgencia es un fenómeno que ocurre a
latitudes medias por la presencia de sistemas atmosféricos de alta presión y que se da particularmente en los
flancos occidentales de las masas continentales.
La fluorapatita carbonática viene disuelta en aguas frías, profundas, a las que entra en solución por
descomposición de materia orgánica y alta presión de CO2. Dichas aguas son ricas en nutrientes que no son
empleados en profundidad (esencialmente porque no hay penetración de luz solar), y se dirigen hacia las
plataformas marinas por el proceso de surgencia.
Cuando las aguas profundas llegan a la superficie por el proceso de surgencia (upwelling), son esenciales
para la combustión en el proceso de fotosíntesis que producen las algas microscópicas que constituyen el
fitoplancton.
Este proceso es altamente efectivo en ambientes marinos someros en los que existe alta productividad
orgánica por aumento de fitoplancton.
De este modo, en aguas poco profundas de las plataformas, menos de 30m (zona fótica), el P2O5 es
consumido por el fitoplancton.
Tenemos así dos extremos: una zona profunda con disolución y aportes de nutrientes y una zona somera con
consumición de P2O5 y CO2 por fotosíntesis.
En cambio, en una situación intermedia, o sea hacia el sector externo de las plataformas y también en las
partes altas de los taludes continentales, entre los 60m y 300m de profundidad, se dan las condiciones más
favorables para la formación de fosforitas.
En estas áreas se incrementa el tenor de materia orgánica y la concentración de fosfatos, mientras decrece el
de oxígeno disuelto (zona de oxígeno mínimo). Además, las explosiones de fitoplancton pueden llevar al
envenenamiento en masa de organismos nectónicos (por ejemplo peces con consecuente aporte de fosfato).
La acumulación en el fondo marino de fosforita se produce por liberación de fosfatos, lo que parece estar
fuertemente favorecido por la actividad de bacterias y hongos, y también por el aporte de los restos
esqueletales.
OTROS MECANISMOS DE GENERACIÓN DE LAS FOSFORITAS
Diagénesis
La apatita se puede concentrar durante la diagénesis temprana (penecontemporánea), por debajo de la
interfase agua-sedimento. Su generación se vincula con actividad bacteriana que descompone parcialmente a
la materia orgánica, libera fosfatos y favorece la precipitación de fosforita criptocristalina.
Se aprecia por la formación de nódulos incluidos en el interior de otros tipos de sedimentos, especialmente
carbonáticos.
El fosfato diagenético produce reemplazos tempranos (fosfatización) de sedimentos carbonáticos.
Resedimentación - Retrabajo
Las fosforitas también pueden ser formadas por procesos de retrabajamiento. Las corrientes oceánicas y
los procesos de tormentas muy fuertes pueden favorecer a concentración de componentes fosfáticos.
FTANITAS (CHERTS) Y SEDIMENTOS SILÍCEOS
La ftanita es una roca silícea de grano fino (por lo común entre 5 y 20 μ), densa, muy dura y que suele mostrar fractura
concoide. Las impurezas (arcillas, hematita, carbonatos y materia orgánica) no pasan del 5%.
Los componentes silíceos se pueden concentrar por:
Precipitación química (directa y metasomática)
Precipitación bioquímica
Acumulación biogénica
(Retrabajamiento mecánico de esos componentes)
COMPONENTES DE LAS FTANITAS Y SEDIMENTOS SILÍCEOS
Microcuarzo: cristales de pocos micrones.
Megacuarzo: cristales más gruesos que pueden superar los 500 μ y tienen tendencia euedral. Por lo común
rellenan huecos y paredes (drusas).
Calcedonia (cuarzo calcedónico): variedad fibrosa con individuos alargados desde pocos micrones hasta
500 μ. Suelen disponerse con diseño radial, con formas en cuña, a veces mamelonares y esferulíticas.
Ópalo o sílice opalina: sustancia amorfa e inestable. Decrece su proporción con el tiempo geológico y no se
encuentra en las ftanitas precámbricas ni paleozoicas. Los componentes biogénicos silíceos son todos de
ópalo.
El ópalo amorfo, de los componentes biogénicos, es conocido como ópalo A.
El primer cambio producido por diagénesis es el pasaje de ópalo A a ópalo CT que es un componente con
una estructura cristalina bastante desordenada e interestratificada de cristobalita y tridimita. Son cristales
pequeños laminares y/o esferulíticos.
El siguiente pasaje es a microcuarzo o a calcedonia. Este proceso produce la obliteración de las estructuras
orgánicas originales de las diatomeas y los radiolarios.
Todos estos pasajes implican la transformación a especies más estables.
El cambio ópalo A → ópalo CT → calcedonia y microcuarzo produce una reducción enorme de la porosidad
que pasa desde 90% a menos del 10%, sin necesidad de apelar a la compactación.
ORGANISMOS CONCENTADORES DE SÍLICE OPALINA
Radiolarios: zooplankton marino, desde el Cámbrico a la actualidad. Formas circulares a elongadas con
espinas y ornamentos superficiales. De decenas a centenares de micrones.
Diatomeas: fitoplankton marino y continental, desde el Triásico a la actualidad. Frústulos circulares a
elongados con espinas y ornamentos superficiales. De decenas a centenares de micrones.
Esponjas silíceas: marinas y continentales, desde el Cámbrico a la actualidad. Desde unos pocos micrones
hasta varios milímetros, con formas triletes o en Y, y secciones circulares a ovaladas.
Concentración de los restos de organismos silíceos
Los organismos silíceos constituyen los denominados cienos (oozes) silíceos, siendo los más comunes los de
radiolarios y de diatomeas.
Se originan cuando hay elevada productividad orgánica en aguas superficiales.
Los cienos de diatomeas se encuentran en mares de altas latitudes (Pacífico norte, Antártida). En cambio,
los cienos de radiolarios son típicos del Pacífico e Índico ecuatoriales. No obstante, en el pre-
Mesozoico los radiolarios pueden haber ocupado nichos ecológicos de las diatomeas.
Su concentración está favorecida por la ausencia de carbonatos, por lo que los cienos silíceos son
característicos de las zonas profundas de los océanos (superiores a CCD, aproximadamente 4.500 m). En el
ambiente abisal llegan hasta los 6.000 m que es la profundidad de compensación del ópalo (OCD).
Con todo, los cienos silíceos pueden aparecer a profundidades menores (de menos de 1.500 m), en aguas
fértiles en sílice y si es que no se produce en esos ambientes acumulación de cienos carbonáticos (déficit en
la producción de plankton calcáreo). Esto puede haber ocurrido en el Paleozoico y al inicio del Mesozoico,
ya que componentes importantes del plankton calcáreo, como foraminíferos y cocolitos, no habían
evolucionado.
CIENOS, TIERRAS Y SEDIMENTITAS BIOGÉNICAS SILÍCEAS
El cieno silíceo es el sedimento en su ambiente de depositación.
Cuando el material ha dejado de estar en su ambiente, pero se mantiene como sedimento, es decir
inconsolidado, al depósito se lo denomina tierra (tierra de radiolarios, tierra de diatomeas).
Cuando el depósito está consolidado, constituyendo una roca blanquecina o de tonalidades claras, de grano
muy fino, seleccionada, de aspecto sedoso y de muy baja densidad debido a la elevada porosidad, reciben su
denominación por el componente predominante, por ejemplo radiolarita, diatomita.
Sedimentitas silíceas
Geológicamente se reconocen dos tipos de depósitos silíceos:
Estratificados o ftanitas estratificadas: cuerpos regionalmente continuos y que conforman
sucesiones sedimentarias. En general, se los considera acumulaciones primarias.
Nodulares o ftanitas nodulares: aparecen como concreciones incluidas en sedimentitas
carbonáticas, pelitas y evaporitas. Se los atribuye a procesos diagenéticos.
FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS
Se los vincula esencialmente con procesos biogénicos y volcánicos (posible transformación de vidrio
volcánico).
Pueden constituir alternancias entre sedimento orgánico silíceo y pelitas (son comunes lutitas oscuras,
silíceas y/o piríticas) en láminas delgadas (de sólo unos pocos centímetros) que reflejan cambios cíclicos de
productividad y de aporte terrígeno.
Otras sucesiones están formadas por cuerpos masivos y más uniformes de ftanita en capas que pueden
superar 1 m de espesor, internamente laminadas o masivas y de tonos oscuros (verdosos, grises) que
evidencian una mucho más homogénea productividad biogénica silícea.
Hay cuerpos de chert con estratificación gradada, paralela y ondulítica y con lineaciones subestratales, lo
que refleja retrabajamiento por corrientes de turbidez. Estos cuerpos pueden también mostrar brechamiento
y plegamiento sin sedimentario producidos por fenómenos de desmoronamiento cuando los cienos primarios
se acumularon en altos topográficos submarinos o en zonas con pendientes inestables.
Suelen aparecer en sucesiones de rocas fuertemente deformadas, lo que denota el ascenso tectónico de
depósitos marinos profundos.
Pueden constituir una asociación con lavas básicas en almohadilla, depósitos volcaniclásticos, lutitas oscuras
y carbonatos pelágicos. Esta es una típica asociación ofiolítica que representa a un fragmento de fondo
oceánico. Las ftanitas de esta asociación se originan como productos de acumulación biogénica marina
profunda y como resultado de transformación de vidrio volcánico.
En asociación con carbonatos pelágicos y con turbiditas silicoclásticas y carbonáticas se interpretan como
depósitos marinos profundos de un margen continental pasivo.
Algunas ftanitas estratificadas del Precámbrico han sido vinculadas con emanaciones de aguas termales en el
fondo oceánico.
Otros consideran que esos océanos pudieron tener altas concentraciones de sílice y bajos valores de pH.
FTANITAS O CHERTS DE AMBIENTE CONTINENTAL
Además de los ejemplos de ambientes marinos, las sedimentitas químicas silíceas pueden encontrarse como
productos de:
Acumulaciones biogénicas (diatomeas) en ambientes lacustres.
Precipitación química en lagos muy alcalinos.
Precipitación química (bacteriana) en aguas termales continentales: formación de depósitos de sinter
por evaporación y rápido enfriamiento de aguas cargadas en sílice.
Silcretos: suelos de regiones áridas a semiáridas (Australia, Sudáfrica), aguas alcalinas actúan sobre
materiales de composición silícea (volcaniclásticas riolíticas, por ejemplo), producen disolución y
reprecipitación edáfica de microcuarzo (huecos, tapices sobre raicillas).
LA PRECIPITACIÓN EN LAGOS ALCALINOS
En principio, con pH fuertemente alcalino, superior a 9, se produce la disolución de granos de cuarzo,
también de argilominerales y del vidrio volcánico de depósitos volcaniclásticos que se encuentren en el
fondo del cuerpo de agua. Pueden tener estructuras de deformación sinsedimentaria, brechamiento y grietas
de desecación.
El agua del lago se sobresatura en sílice.
La precipitación química de la sílice puede producirse por dos mecanismos esenciales:
a) evaporación: precipitan geles de cristobalita, tal como ocurre en el lago Coorong en Australia), o
b) por entrada de aguas dulces (como en el lago Magadi, de África, con precipitación primaria del
silicato de sodio, magadiita, que pasa rápidamente a ópalo. En este caso, la sílice se asocia con
carbonato de sodio del que pueden quedar moldes de cristales.
TIPOS ESPECIALES DE FTANITAS ESTRATIFICADAS
Novaculita: roca de sílice criptocristalina densa, homogénea, clara constituida esencialmente por
microcuarzo.
Jaspe: variedad roja de ftanita por presencia de hematita diseminada. Los jaspes suelen depositarse en
alternancia con láminas de hematita. Al par jaste/hematita se lo denomina jaspilita.
Porcelanita: ftanita con textura fina, algo porosa que tiene aspecto de cerámica sin esmaltar. Puede tener
mayor contenido de impurezas (por ejemplo calcita, dolomita). También se aplica a ftanitas opalinas de
grano muy fino.
Sinter: ftanita de tonos claros (blanca, amarillenta, rosada), porosa y liviana, producida por emanaciones de
aguas termales continentales y fijación por bacterias termofílicas. Geyserita: es una variedad de sinter
relacionada con geyseres.
Toba silícea o halleflint: ftanita producto de la silicificación de depósitos piroclásticos muy vítreos, debida
a fenómenos de devitrificación o de metasomatismo por introducción de sílice en materiales piroclásticos.
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL (TAMBIÉN CONOCIDAS COMO FLINTS)
Los nódulos de pedernal son concreciones masivas, de textura muy fina, compactas y duras, con fractura
concoide. Sus formas van desde ovoidales a irregulares, pero con contornos suaves o “redondeados”. Las
dimensiones de estos cuerpos son variadas, y aunque pueden llegar a 1 m, por lo general se encuentran entre
5cm y 50cm. Están incluidos en distintos tipos de rocas, como carbonatos pelágicos (micritas), pelitas y
evaporitas anhidríticas.
Desde el punto de vista genético se manejan tres alternativas:
a) precipitación primaria de coloides silíceos amorfos en el fondo de cuerpos de agua marinos o
lacustres (poco probable),
b) penetración de agua meteórica en los suelos (probable), y
c) crecimiento y reemplazo en el interior del sedimento que los aloja (la más aceptada).
La aceptación del origen diagenético está basada en evidencias tales como: presencia de ooides y de
fragmentos esqueletales carbonáticos reemplazados por sílice, continuidad de la laminación original del
sedimento en el interior de los nódulos.
El origen más probable de los nódulos se relaciona con la disolución de ópalo A biogénico que está
diseminado en el sedimento alojante (especialmente espículas de esponjas, pero también radiolarios,
frústulos de diatomeas) y reprecipitación de ópalo CT en puntos de crecimiento nodular.
SEDIMENTITAS FERRUGINOSAS
Son los depósitos sedimentarios que poseen más de 15% de Fe (o sea más de 21,4% de Fe2O3 o 19,3% de
FeO). Estos contenidos son muy superiores a los normales para las rocas sedimentarias más comunes
(pelitas, areniscas o carbonatos).
En las sedimentitas ferruginosas el hierro puede encontrarse en estado bivalente (ferroso) o trivalente
(férrico). La precipitación de los minerales de hierro está entonces controlada por el quimismo de las aguas
en los ambientes sedimentarios y en el campo diagenético.
Los depósitos pueden formarse en ambientes continentales, mixtos y marinos. No obstante, la mayor parte
de las sedimentitas ferruginosas de importancia se han acumulado en ambiente marino.
Las formaciones ferríferas pueden aparecer en el registro precámbrico y fanerozoico.
No obstante, la interpretación sobre el origen de estas rocas es bastante problemático porque se carece de
buenos ejemplos actuales que sirvan de modelo o comparación.
PRINCIPALES MINERALES DE HIERRO EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS
Óxidos
Hematita α-Fe2O3
Magnetita Fe3O4
Goethita α-FeO.OH
Limonita FeO.OH.nH 2 O
Carbonato
Siderita FeCO3
Silicatos
Berthierina (Fe4 2+
Al2) (Si2 Al2) O10 (OH)8
Chamosita (Fe5 2+
Al) (Si3 Al) O10 (OH)8
Greenalita Fe6 2+
Si4 O10 (OH)8
Glauconita KMg (FeAl) (SiO3)6.3H2O
Sulfuros
Pirita FeS2
Marcasita FeS2
Melnikovita FeS2 amorfo
FUENTES DE PROVISIÓN DE HIERRO
El hierro es aportado a los ambientes sedimentarios por procesos de meteorización y por actividad volcánica,
esta última relacionada con volcanismo lávico, piroclástico y con emanaciones termales.
Los procesos de meteorización son de gran importancia como proveedores de hierro a los ambientes
marinos. El hierro puede ser liberado de rocas máficas y de minerales ferromagnésicos bajo condiciones de
clima húmedo y tropical, en especial desde áreas de muy bajo relieve. Se producen así aguas cargadas en
hierro y suelos lateríticos.
Los productos de meteorización (hidróxidos férricos) son insolubles por lo que su transporte se efectúa
como suspensiones coloidales que se estabilizan en presencia de materia orgánica. Su acumulación en
ambiente marino puede hacerse por floculación de estos coloides.
Los componentes ferruginosos pueden también ser transportados por argilominerales, como parte de sus
estructuras o como pátinas de óxidos sobre sus partículas. También pueden viajar como componentes
adsorbidos en materia orgánica. Una vez depositadas, tanto las arcillas como la materia orgánica pueden
liberar el hierro bajo condiciones de Eh y pH adecuadas. A partir de aguas porales, el hierro reprecipita
como minerales ferruginosos.
La concentración de los compuestos de hierro en ambiente marino está favorecida por eventos de
condensación y/o transgresivos, con escaso aporte de materiales silicoclásticos y carbonáticos.
Los altos contenidos de hierro en los sedimentos del Arqueano y del Proterozoico temprano no se pueden
explicar simplemente por procesos de meteorización y excesiva actividad volcánica, por lo que se vinculan
con la existencia de una atmósfera con pobre oxigenación y alto contenido de CO2 (que proveía mucha
mayor eficiencia en la lixiviación y transporte de Fe2+ en solución).
NATURALEZA DE LAS AGUAS Y FORMACIÓN DE COMPUESTOS DE HIERRO
La estabilidad del hierro ferroso y férrico en el agua depende del Eh, del pH, de la actividad del anhídrido
carbónico y de la actividad de los sulfuros.
El hierro férrico es más estable en condiciones oxidantes y más alcalinas, mientras que el ferroso lo es en
condiciones reductoras y más ácidas.
El Eh de aguas naturales está relacionado con la presencia de materia orgánica. Como producto de su
descomposición por bacterias se produce consumo de oxígeno y se crean condiciones reductoras (anóxicas).
Los ambientes anóxicos pueden ser sulfurosos o no sulfurosos (presencia o ausencia se sulfuros ,
respectivamente). Estos últimos pueden subdividirse en post-óxicos (con discreto tenor de materia orgánica
que no alcanza para producir reducción de sulfatos) y metánicos (con abundante materia orgánica y en los
que las bacterias reducen todo el oxígeno, los nitratos e incluso los sulfatos, y cuya descomposición lleva a
la formación de gas metano).
Ambientes óxicos: hematita, goethita, carencia de materia orgánica.
Ambientes anóxicos (comunes en diagénesis temprana, suelen desarrollarse unos cm por debajo de la
interfase agua/sedimento):
Sulfurosos: pirita, marcasita, materia orgánica.
No sulfurosos:
Post-óxicos: glauconita, berthierina, siderita, escasa materia orgánica.
Metánicos: siderita, preservación de componentes sulfurosos formados previamente,
abundante materia orgánica.
HEMATITA- GOETHITA
La hematita está presente en una amplia variedad de sedimentitas ferruginosas.
Mineral opaco, criptocristalino, de color rojo.
Aparece como capas delgadas o láminas. Es común que alterne con capas de ftanita (jaspilita).
Las principales morfologías de los granos son como agregados terrosos, oolitas y peloides, también como
impregnaciones sobre restos fósiles.
Puede ser un mineral primario (precipitado a partir de óxidos férricos hidratados y amorfos) y también lo
hace como producto de reemplazo sinsedimentario a partir de berthierina.
La goethita no se identifica en rocas precámbricas y es más común en sucesiones mesozoicas.
Es amarillenta – castaña e isótropa.
Se suele formar como producto de alteración de otros minerales. Aparece como típicos ooides en los que
alternan bandas de goethita con berthierina, por lo que se supone que deriva de la oxidación de berthierina
(común en ambientes marinos).
En algunos casos es sinsedimentaria. Por ejemplo, pisolitas de goethita se originan en suelos de regiones
tropicales.
OTROS ÓXIDOS - HIDRÓXIDOS
La limonita es un óxido hidratado constituido por goethita, argilominerales y agua adsorbida. Tiene color
amarillo a castaño y es amorfa. Se la considera el producto de la descomposición subaérea de otros
minerales con hierro.
La magnetita es un óxido que abunda en las sucesiones precámbricas en las que se interestratifica con
ftanita. Es más escasa en las unidades fanerozoicas. A diferencia de la hematita posee un color gris acerado,
es opaca y obviamente magnética. Generalmente aparece como individuos cristalinos. Es común como
producto de reemplazo sobre ooides.
SIDERITA
Se encuentra tanto en sedimentitas ferruginosas precámbricas como fanerozoicas.
Su presencia es común en rocas pelíticas organógenas de ambientes lacustres y transicionales (marismas,
pantanos deltaicos). También aparece como producto de iluviación edáfica. Puede ser un precipitado
mesogenético (cemento).
Se reconocen tres variedades texturales de siderita:
1. Cristales gruesos tipo spar (comunes como cemento de otras sedimentitas).
2. Cristales finos, de tipo micrítico, que pueden formar capas continuas que interestratifican con ftanita,
o pueden constituir nódulos. Muchas sedimentitas ferruginosas precámbricas poseen siderita con este
tipo textural.
3. Cristales fibrosos, esferulíticos, generados por procesos edáficos.
SULFUROS DE HIERRO
Entre los sulfuros de hierro la variedad más común es la pirita, pero es poco frecuente como componente
esencial de las sedimentitas ferruginosas.
Es un mineral opaco de tonalidad amarillenta a la luz reflejada que puede aparecer como pequeños cristales
diseminados o como cristales más desarrollados de forma cúbica. Son comunes las microconcreciones de
pirita que se conocen con el nombre de framboides. Este sulfuro también puede producir reemplazos totales
o parciales sobre restos esqueletales.
La pirita se forma a partir de un predecesor amorfo (la melnikovita) en sedimentos organógenos de
ambientes deficientes en oxígeno. Precipita en los fondos marinos anóxicos (como ocurre actualmente en el
Mar Negro), pero también se concentra en ambientes estuáricos y en planicies mareales.
SILICATOS DE HIERRO (SILICATOS VERDES SEDIMENTARIOS)
La berthierina posee estructura 1:1 con espaciado de 7A. Es un mineral que se vincula esencialmente con
fenómenos de diagénesis temprana. A más de 100º C y profundidades superiores a 3 km es inestable y pasa
a chamosita.
La chamosita es una clorita trioctaédrica 2:1 con espaciado de 14A.
Mientra la berthierina es más común en depósitos mesozoicos, la chamosita predomina en los de edad
paleozoica. Ambos suelen aparecer como ooides blandos (con común deformación por aplastamiento) y son
sinsedimentarios, ya que hay ooides que obran de núcleo de crecimiento de otros ooides.
La berthierina precipita a partir de un gel complejo (hidróxidos férricos y de aluminio junto a sílice) o bien
de goethita, que se concentran en condiciones de Eh positivo. Al inicio del soterramiento y en el pasaje a
condiciones de Eh negativo se produce la transformación a berthierina (ambiente no sulfuroso y post-óxico).
Por lo tanto, los ooides de berthierina son parasingénicos (intrasedimentarios).
La greenalita suele aparecer interestratificada con ftanita en sucesiones del Precámbrico. Aparece como
pellets redondeados y masivos. Es isótropa y se vincula estrechamente con la clorita. Se considera tanto un
precipitado singénico primario en ambiente marino (gel de silicato de hierro) como producto de
transformación de berthierina.
La glauconita es un argilomineral que varía desde formas desordenadas (interestratificado illita-esmectita) a
ordenadas (de tipo illita, espaciado de 10A), las últimas como producto de reprecipitación de las primeras.
Aparece como pellets verdosos pálidos y microcristalinos. Es el constituyente típico de las “arenas verdes”
que se forman en ambiente marino de plataforma entre unos pocos metros de profundidad a centenares de
metros. La concentración de glauconita está vinculada con muy bajo ritmo de acumulación sedimentaria y
condiciones transgresivas.
Puede derivar de la transformación de argilominerales como por crecimientos autígenos sobre huecos o
poros en granos esqueléticos o pellets. En los depósitos glauconíticos hay preservación parcial de materia
orgánica, por lo que se la considera de un ambiente localmente subóxico (posiblemente no sulfuroso y post-
óxico).
SEDIMENTITAS FERRUGINOSAS
Se subdividen clásicamente en formaciones ferríferas precámbricas y ferrilitas fanerozoicas.
Las formaciones ferríferas precámbricas aparecen en los escudos de todos los continentes y son conocidas
como Formaciones Ferríferas Bandeadas (Banded Iron Formations = BIFs), en las que los minerales con
hierro se interestratifican con capas de ftanita.
Entre ellas se reconocen los siguientes grupos: Algona, Superior y Rapitan.
FORMACIONES FERRÍFERAS PRECÁMBRICAS
Algona (típicas del Arqueano): son cuerpos lenticulares, delgados y en fajas angostas compuestos por
sulfuros lutíticos, ftanita negra y lutitas bituminosas que se relacionan con grauvacas y con rocas volcánicas
submarinas (Greenstone Belts).
Superior (del Proterozoico temprano a medio): pueden estar constituidas por variados tipos de componentes
ferruginosos (óxidos, carbonatos, silicatos y sulfuros). Son cuerpos de gran extensión regional depositados
en ambientes someros de plataformas amplias y estables, posiblemente vinculados con corrientes de
surgencia. Estas sedimentitas pueden asociarse con carbonatos, rocas terrígenas, evaporizas sulfáticas e
incluso lavas básicas. La concentración de compuestos de hierro en las plataformas marinas del Precámbrico
pudo estar favorecida por dos importantes factores:
1) falta de organismos secretores de sílice, con lo cual hubo exceso de estos componentes en las aguas
marinas, y
2) frecuentes condiciones anaeróbicas en los fondos marinos someros, ya que el tenor de oxígeno en esos
tiempos era mucho más bajo (1/10) que en el Fanerozoico.
La tercera variedad (Rapitan) muestra el dominio de los óxidos de hierro, con característica alternancia de
hematita y ftanita. Se interpreta como un depósito de plataforma poco profunda. Se reconocen asociaciones
con rocas sedimentarias terrígenas, incluso glacimarinas, y volcanitas básicas en menor proporción.
FERRILITAS FANEROZOICAS (IRONSTONES)
Son sedimentitas constituidas por hematita-chamosita (Paleozoico) y goethitaberthierina (Mesozoico), a
veces con la participación de siderita y menos frecuentemente magnetita y pirita.
Las ferrilitas suelen tener texturas similares a las de las rocas carbonáticas. Predominan las oolitas, pero se
encuentran también pellets, intraclastos, fangos y productos de cementación. Por estos caracteres, algunos
autores opinan que muchos compuestos ferruginosos son producto de reemplazo temprano de depósitos
carbonáticos.
Son depósitos de cuencas de escasas dimensiones (no más de 150 km de extensión) y los espesores de las
unidades ferríferas varían desde cuerpos de menos de 1 m a unas pocas decenas de metros. Se
interestratifican con sedimentitas carbonáticas, arenitas cuarzosas y pelitas típicas de ambientes de
plataforma marina. Estos depósitos tienen evidencias de acumulación en condiciones someras, como por
ejemplo estratificación entrecruzada, ondulítica y diversos tipos de trazas fósiles.
Se atribuyen a un ambiente marino de nearshore hasta litoral de regiones climáticas cálidas y húmedas,
áreas continentales peneplanizadas y condiciones de nivel del mar alto o en ascenso (condensación o bajo
ritmo de acumulación sedimentaria).
