Sedimentología

TRABAJO PRÁCTICO N° 6

PELITAS

Introducción

Las pelitas constituyen alrededor de un 50% de todas las rocas sedimentarias del registro estratigráfico. Pueden ser tanto roca madre, reservorios o sellos de hidrocarburos, influencian el flujo

de aguas subterráneas y pueden ser portadoras de metales. Proveen información sobre el ciclo global

del Carbono y por lo tanto son claves en la comprensión de la evolución climática y de los océanos en el tiempo geológico.

Están compuestas principalmente por partículas de fango, menores de 63 µm, que caen dentro

del rango de limo grueso hasta arcillas más finas. Fangolitas se utiliza como sinónimo de pelitas y, en

ocasiones, de pelitas sin fisilidad. En inglés los términos "mudrock", "mudstone" o "shale" denominan en forma genérica a estas rocas, aunque el último término ("shale") es también propuesto para pelitas

con fisilidad (véase Lundegaard y Samuels, 1980 ó Potter et al., 1980) lo que es equivalente a lutitas

en castellano. El grano fino de las pelitas y la pobre observación de las estructuras sedimentarias hace que sea

difícil obtener información de estas rocas en el trabajo de campo. A menudo forman secuencias

monótonas o están cubiertas, debido a su menor dureza y mayor facilidad para meteorizarse en comparación con las rocas de grano más grueso. Por esto han recibido menos atención que las

areniscas o los conglomerados. Sin embargo, desde fines de la década de 1960, con los programas de

perforaciones oceánicas, el interés en las pelitas ha ido creciendo en forma constante. La industria del

petróleo es otro ámbito en el cual han recibido considerable atención en su papel de rocas madre de hidrocarburos. Particularmente, el reciente desarrollo de los reservorios no convencionales ha dado un

nuevo impulso a su estudio en estos últimos años.

Las pelitas brindan valiosa información acerca de la procedencia, modos de transporte y de los ambientes depositacionales de las secuencias sedimentarias, como así también de la historia

diagenética de los sedimentos. Sus características particulares, tales como el tamaño de grano, la

abundancia de minerales de arcilla o su altísimo contenido original de fluidos tienen profunda

influencia en los sistemas químicos y en las reacciones de la diagénesis. La composición granulométrica promedio de los fangos actuales es de alrededor de 40% de

arcilla, 45% de limo y 15% de arena (Picard, 1971). El término arcilla refiere a las partículas menores

de 4 µm y se utiliza limo para las partículas de entre 4 y 62 µm. De acuerdo con Folk et al. (1970) se denomina fangolita (mudstone) a un espectro de rocas sedimentarias de grano fino que contienen

menos de 30% de partículas tamaño grava y una relación arena/fango <1 (Fig. 1a). Asimismo, según

Folk (1974) las rocas con más de 50% de partículas menores a 62,5 µm (phi 4) son divididas en arcillitas (claystones), fangolitas (mudstones) y limolitas (siltstones), de acuerdo con la proporción

arcilla/limo.

Figura 1: Nomenclaturas: a) Clasificación de sedimentos propuesta por Folk et al. (1970) (Ga: grava arenosa; Ag: arenas gravosas; F: fango; A: arena). b) Clasificación de Folk (1974) de rocas finas (A: arenisca; Aar: arenisca arcillosa; Af: arenisca fangosa; Al: arenisca limosa; Ara: arcillita arenosa; Fa: fangolita arenosa; La: limolita arenosa; Ar: arcillita; F: fangolita; L: limolita. La descripción de estas rocas, entonces, debe comenzar con el análisis de sus características

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texturales, es decir el tamaño de las partículas que las componen, para luego estudiar la forma y la

orientación de los granos, así como también su selección ya que estos rasgos darán información sobre

la proveniencia del material, la energía de la columna de agua, y otras propiedades de la roca tales como la porosidad y la permeabilidad.

El tamaño de las partículas de los fangos no consolidados puede ser estudiado mediante tubos

de sedimentación (McManus, 1988) o utilizando sedígrafos. Sin embargo, la interpretación de la distribución granulométrica de estas rocas presenta una dificultad principal, ya que, a diferencia de las

arenas, los sedimentos suelen depositarse como agregados de partículas o flóculos y no como clastos

individuales. También se produce una enorme cantidad de pellets como producto de la bioturbación por actividad de la fauna dentro o sobre el substrato. El estudio de las microtexturas con microscopio

electrónico de barrido (MEB) y radiografías permite distinguir distintos tipos de configuraciones del

sedimento.

Es importante en estas rocas determinar entonces si las partículas de las que se habla son simples o

compuestas: por ejemplo, pellets, flóculos, intraclastos.

La forma de los clastos de fango suele reflejar la forma original de las partículas, sin que la

misma se modifique apreciablemente durante el transporte. Por lo tanto, la forma suele reflejar el hábito de los minerales dominantes (laminar, acicular, en forma de flecos, etc.). En general las

partículas son muy angulosas.

La orientación preferencial paralela a la estratificación de los minerales laminares, micas y arcillas es una textura muy común en las pelitas. Esto da origen a la fisilidad de las lutitas, que es la

capacidad de partirse a lo largo de planos muy regulares y paralelos a la estratificación. La fisilidad no

siempre está desarrollada en las pelitas. Son frecuentes las texturas homogéneas, que se preservan

durante la compactación. En estos casos las pe1itas son masivas (ó macizas), es decir que no presentan una estructura sedimentaria visible a ojo desnudo. La apariencia masiva puede ser también producto de

una falta de contraste entre láminas que hace que se hallen ocultas a la vista, o puede resultar

intrínseco del proceso depositacional. En el primer caso la estructura puede revelarse sólo mediante estudios radiográficos u otro tipo de estudios de detalle. Por otra parte, la escasez de minerales

laminares o la floculación de las arcillas favorecen las texturas masivas, lo mismo que otros procesos

posteriores a la sedimentación, como la bioturbación, la deformación por pérdida de agua y el desarrollo de suelos. También existen mecanismos inherentes a la sedimentación, como en el caso de

los flujos de barro, que producen capas masivas. Si la bioturbación no es muy intensa pueden

preservarse rasgos tales como tubos, surcos o galerías que le otorgan al sedimento una apariencia

característica. La fisilidad puede estar relacionada con una laminación depositacional de las pelitas. Las

láminas sólo son perceptibles cuando existe una variación en el tamaño de grano, orientación, forma o

composición de los clastos. Es importante el papel que desarrolla la abundancia relativa de los microfósiles en la generación de laminaciones. Las láminas pueden representar episodios casi

instantáneos como tempestitas o ser producto de variaciones estacionales que afectan el tipo de

sedimento acumulado o la productividad biológica del cuerpo de agua. En las limolitas suelen desarrollarse estructuras similares a las de las areniscas finas. En ellas es

frecuente observar óndulas de diversos tipos como respuesta a corrientes u oleaje de poca intensidad,

con microestratificación entrecruzada. Cuando existen regímenes de flujo variables, como en el caso

de las corrientes de mareas son abundantes las estructuras heterolíticas (flaser, ondulosa o lenticular). Láminas basales con concentración de limo pueden indicar un incremento en la fuerza de cizalla sobre

el fondo e incluso erosión del fondo marino. En el caso de las turbiditas distales la formación de

láminas de fango se debería a un proceso alternativo de suspensión y cizalla sobre el lecho por las corrientes: a medida que el sedimento precipita dentro de una corriente de turbidez se concentran en el

lecho partículas de limo y flóculos dando origen a una alternancia de láminas.

Además de las mencionadas, existen otras estructuras sedimentarias características de las

pelitas, tales como las marcas de gotas de lluvia, grietas de desecación, grietas de sinéresis. El segundo rasgo a observar cuando se estudia la laminación en las pelitas es el grado de

continuidad, la forma y la geometría de las láminas, así como la forma de las superficies que limitan

las capas (Fig. 2) Una lámina será la capa más pequeña, observable megascópicamente (de fracciones de mm a

algunos mm de espesor) sin variaciones internas. Corresponden a un evento simple de depositación.

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Podrán se descriptas como continuas o discontinuas, planares, curvas u onduladas, y paralelas o no

paralelas. Su reconocimiento lleva a la identificación de estructuras sedimentarias primarias

(ondulitas, laminación horizontal, etc) o secundarias (bioturbación, retrabajo, etc.) Los sets son agrupaciones de estas láminas que responden a un mismo origen, es decir

representan el mantenimiento de las mismas condiciones de depositación. De un orden mayor son los

bancos, que comprenden sets genéticamente relacionados, limitados en su techo y base por superficies de no depositación o erosión.

Figura 2: Ejemplos de la forma y continuidad de las láminas de las rocas pelíticas (Lazar et al., 2015)

Otro rasgo macroscópico útil a la hora de analizar estas rocas es el color. Este es el resultado de

la presencia de compuestos de hierro o de carbón como pigmentos. El óxido de hierro es abundante en las pelitas (6 a 7 % en promedio). Si predominan los óxidos férricos sobre los ferrosos o viceversa, los

colores pueden variar desde castaños y amarillentos hasta púrpura, rojo, verde o gris (Fig. 3).

Minerales tales como limonita, goethita o hematita, son característicos de depósitos continentales en ambientes oxidantes y dan su color a los ¨bancos rojos¨, principalmente como pátinas (coatings) o

intercrecimientos de arcillas con hematita. En general, durante la diagénesis los óxidos hidratados se

transforman en hematita y el color vira al rojo. Otros minerales tales como la clorita o la glauconita

pueden otorgar un tinte verde a los sedimentos. Agua Carbón

Negro

Amarillos Gris

Castaños

Rojo Púrpura Verde

Fe2O3 FeO

Figura 3: Relación entre ciertos pigmentos y la coloración de las pelitas

La pirita finamente dividida produce un color negro o gris, que a menudo puede confundirse con

abundancia de materia orgánica. El carbón es el otro elemento colorante por excelencia y aún en bajas

proporciones produce colores marrones y negros. En muchas pelitas marinas o deltaicas son notables los colores negros, grises y verdosos, producto de la cantidad de pirita y carbono o de la abundancia de

filosilicatos. En depósitos marinos los colores rojizos son raros, a excepción de los fangos rojos

oceánicos en los cuales el ambiente óxico y la baja tasa de sedimentación permiten la oxidación de la materia orgánica. También debe tenerse en cuenta que las reacciones de óxido-reducción durante la

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diagénesis pueden producir importantes cambios en el color de las rocas. Por ejemplo, los moteados

suelen ser producto de una irregular distribución de los óxidos, resultado del desarrollo de suelos y de

la acción de núcleos de reducción locales por efecto de la concentración de materia orgánica de raíces, restos vegetales o animales.

La composición mineralógica de las fangolitas está fuertemente controlada por la interacción de procesos físicos, químicos y biológicos que tienen lugar durante y luego de la depositación. Por un

lado, del tipo de materiales que se proveen a la cuenca sedimentaria desde las áreas de aporte, como

producto de la meteorización de las mismas. Incluyen principalmente minerales de arcilla y fracciones finas de minerales resistentes (cuarzo, feldespatos, rutilos, zircón, etc.), además de restos orgánicos. Se

les puede agregar material generado en la propia cuenca (intraclastos), de origen orgánico (algal,

bacteriano, etc) o partes de esqueletos mineralizados (calcáreos, silíceos o fosfáticos). Puede haber

también aporte de ceniza volcánica como un componente abundante. Para clasificar las pelitas desde el punto de vista composicional se puede utilizar un diagrama ternario con los porcentajes de cuarzo,

carbonatos totales y minerales de arcillas en los vértices (Fig. 4a). El uso de esta clasificación está muy

extendido en la industria de hidrocarburos, ya que en cierta manera provee una orientación en la predicción del comportamiento mecánico de estas rocas (componentes dúctiles versus frágiles), útiles

en el marco de las tareas de ingeniería de las perforaciones. Algunas clasificaciones incluyen en el

vértice del cuarzo, los feldespatos y plagioclasas. La diagénesis producirá modificaciones químicas, disolución, autigénesis, la formación de

nuevos minerales in situ y la compactación. Los componentes identificados deberán, además, en cada

caso, ser interpretados como detríticos o autigénicos en el caso de las arcillas o como detríticos,

autigénicos o biogénicos en el caso de los carbonatos y silicatos. Tal lo expresado en el triángulo propuesto por Lazar et al. (2015) (Fig. 4b)

Métodos de estudio

Los métodos de estudio de las rocas pelíticas, incluyen el análisis macroscópico para la

observación de estructuras sedimentarias, pero fundamentalmente se centran en estudios petrográficos y de difracción de rayos X. Mediante las técnicas petrográficas podrán observarse rasgos microfaciales

y determinar parte de los componentes, en tanto la técnica de difracción de rayos X permite cuantificar

en forma aproximada las fases minerales, teniendo como complementos la microscopía electrónica de barrido (MEB) y de trasmisión (alta resolución), con la posibilidad de emplear microsonda para fines

composicionales específicos. Por otra parte, los estudios con microscopio electrónico y los análisis

químicos son muy frecuentes actualmente.

La identificación de minerales usando difracción de rayos X

La preparación de las muestras para estudios de difracción de rayos X sobre muestra total es simple. Se muele la muestra a malla 200 y se coloca en el correspondiente portamuestras tratando de

evitar la orientación preferencial de las partículas. Esta preparación se barre en un difractómetro

obteniéndose un diagrama soportado en papel (Fig. 3) o en formato digital, sobre cuyo eje X se puede leer el ángulo en el que difracta cada juego de planos de las especies presentes y sobre el eje Y la

intensidad de dichas señales. Las intensidades pueden medirse en divisiones del papel, lo cual se hará

descontando la altura del fondo o background.

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Figura 4: Clasificaciones composicionales: a) propuesta de Boak et al. (2013), b) clasificación de Lazar et al. (2015).

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Usualmente los valores angulares se convierten a espaciados de planos intermoleculares (d).

Esto se hace usando tablas que resuelven para cada tipo de longitud de onda (es decir para cada tubo

que puede utilizarse para irradiar la muestra) la ecuación de Bragg:

Para hacerlo con una planilla Excel puede utilizar los siguientes cálculos:

A B C D E F G

Valor 2θ A1/2 radianes (B1) seno(C1) 2*D1 1,5405/E1 redondear (F1:2)

Cada mineral posee un conjunto de planos que le es característico y permite su identificación.

Esta puede obtenerse a partir de un procedimiento en el que se utilizan tablas de búsqueda. Debe tenerse en cuenta que pueden faltar líneas en la muestra si el mineral está presente en baja cantidad en

la mezcla, pero nunca pueden ser las más intensas. Si reconoce líneas de intensidad 50% o 30%,

DEBE identificar las líneas de intensidad mayor que esas, aunque pueden faltar líneas de 1 = 15 ó

20%. Existen actualmente software de búsqueda que se utilizan en la actualidad, y que permiten aproximar la identificación.

Figura 5: Difractogramas en soporte papel (a) y digital (b) mostrando la altura y/o área correspondiente a determinados picos a partir de un nivel de referencia. Nótese que entre los picos anchos y los angostos se pierde la proporcionalidad altura-área.

nλ = 2d sen θ

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Cuando se trabaja en una mezcla, la identificación debe realizarse recordando que las

intensidades son relativas dentro del mineral, es decir, que la más intensa será la de 100% y las otras

se referirán a ella. Esa línea de mayor intensidad puede ser muy pequeña o muy grande con respecto a la línea de mayor intensidad de otro mineral presente en la mezcla dependiendo de la proporción en

que ambos estén presentes.

Dado que las intensidades de las reflexiones son en líneas generales proporcionales al porcentaje de mineral presente en la mezcla, pueden ser usadas para obtener una cuantificación

aproximada de la misma, aunque para hacer mas lineal la relación se aplica un factor de corrección

generalmente empírico y que dependerá en cada caso del conocimiento que se tenga sobre la cristalinidad, quimismo, tamaño y forma de cristales, orientación preferencial, etc, de los minerales

presentes.

Se postula en general que conviene trabajar con el área del pico y no con la altura para

introducir un factor de cristalinidad que se refleja en el ancho o agudeza del pico. Este método de semicuantificación es especialmente válido para el análisis de una misma

secuencia lo que minimiza errores y permite evaluar tendencias en las asociaciones de minerales

observados. Tanto la identificación como la cuantificación se hacen en la actualidad automáticamente,

aunque la experiencia del analista siempre es necesaria para utilizar adecuadamente los programas

disponibles. Diferentes programas facilitan esta tarea y usualmente se comercializan junto con los equipos de generaciones avanzadas.

Anexo: Los minerales de arcilla

Estos grupos de filosilicatos pueden ser abordados con distintas técnicas de análisis. De entre

todas ellas, la más sencilla y con mejor relación costo-beneficio, es la difracción de rayos X. El procedimiento habitual, consiste en el estudio de la muestra total, tal como se realizó en este

TP. Luego, se procede a la preparación de las muestras para estudiar específicamente su contenido de

minerales de arcilla.

La distinción y cuantificación de los distintos filosilicatos se realiza a partir de difractogramas realizados sobre un concentrado de la fracción granulométrica enriquecida en ellos, es decir aquella

menor a 2 micrones. Esta concentración se realiza por los métodos de análisis granulométrico ya

estudiados o variantes de los mismos, basándose siempre en la ley de Stokes. La meta es obtener una suspensión acuosa de partículas iguales o menores a ese tamaño. Con el fin de poder realizar una

suspensión acuosa estable de las partículas arcillosas, pueden eliminarse en los casos en que sea

necesario, los carbonatos, el yeso y la materia orgánica. En algunos casos, se hace primero un barrido sin orientar de la fracción arcilla y luego, se

procede a obtener preparados orientado, con el fin de favorecer y reforzar las reflexiones

correspondientes a las caras 00l de las partículas. De cada muestra se han obtenido dos agregados

orientados (por decantación de alícuotas de suspensión de arcilla en agua destilada) Sobre uno de ellos se procede a realizar un difractograma sin ningún tratamiento específico, y

posteriormente otro, tras haberlo sometido a una solvatación con etilen-glicol que es una sustancia

cuyas moléculas pueden intercalarse en las capas de las arcillas que tiene la propiedad de expandirse. El otro agregado orientado, ha sido calentado en un horno a 5502 Q. durante 48 horas y de él se

ha obtenido otro difractograma en las mismas condiciones que el anterior, para detectar cambios

relacionados con la temperatura, tales como colapsos en las estructuras por deshidratación. El estudio comparativo de estos tres difractogramas permite determinar los distintos minerales

de la arcilla presentes en la muestra (Fig. 6).

Así, en síntesis, se aprovechan dos rasgos de los filosilicatos para optimizar su estudio: el

predominio de partículas de arcilla de pequeño tamaño y su estructura laminar. La combinación de ambas permite ir descartando grupos (arcillas expandibles, arcillas cuya estructura no se modifica con

la temperatura ni se expande, arcillas que colapsan por deshidratación a determinada temperatura, etc).

En la figura 6 se muestra un típico conjunto de barridos de una muestra sin tratar, con solvatación de glicol y post calentamiento.

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Figura 6: Diagramas de DRX comparados. Minerales de arcilla orientados. Diagramas sin tratar, con glicolación y con

calentamiento.

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DESARROLLO DEL TRABAJO PRÁCTICO

PARTE I Observe detenidamente las imágenes de la lámina A y realice en cada caso una breve descripción de

cada ejemplo, intentando reconocer la mayor cantidad posible de los rasgos presentados en esta guía.

PARTE II

En el diagrama de DRX provisto:

1) Identifique los picos de la curva y enumérelos en una tabla.

2) Mida la posición angular de cada uno y agregue este dato a la tabla precedente. 3) Consigne en dicha tabla la intensidad de cada pico medido

4) En una planilla Excel, calcule los espaciados d de cada pico medido y vuelque estos datos a la tabla

de resultados 5) Utilizando las tablas de Tucker provistas en la guía, proceda a identificar las fases minerales

presentes, indicando cada una con sombreados de diferentes colores, y presente un listado final de

los componentes minerales hallados.

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Lámina A. Fotomicrografías de pelitas

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