Manual del curso de

Petrología Sedimentaria

Dr. Tobias Schwennicke y

Geol. Elvia Plata Hernández

Universidad Autónoma de Baja California Sur

Departamento de Geología Marina

2009

Apoyo técnico: Bianca Sarahi Córdova Castañeda

Programa del curso Petrología Sedimentaria

Propósito El propósito del curso es preparar al alumno en el reconocimiento de los tipos principales de rocas sedimentarias, sus características y de su significado en el registro sedimentológico. Objetivos Los objetivos del curso son introducir al estudiante en los conocimientos básicos de sedimentos y rocas sedimentarias importantes (descripción, clasificación e interpretación genética). El alumno conocerá los aspectos petrológicos (petrográficos, granulométricos, diagenéticos, juntos con estructuras sedimentarias relacionados) de las rocas sedimentarias, en muestras de mano y bajo el microscopio.

I

Contenido

INTRODUCCIÓN A LA PETROLOGÍA SEDIMENTARIA ................................................................................1

Definición ...................................................................................................................................................1

I FUNDAMENTOS...........................................................................................................................................2

Distribución de las rocas sedimentarias y sedimentos ......................................................................2

Grupos principales de sedimentos y rocas sedimentarias ...............................................................2

Propiedades físicas de las rocas sedimentarias .................................................................................3

Aspectos interpretativos en las rocas sedimentarias.........................................................................3

Indicadores....................................................................................................................................................3

I I ROCAS SILICICLÁSTICAS/CLÁSTICAS TERRÍGENAS ...............................................................................4

Textura ........................................................................................................................................................4

Morfología de granos...............................................................................................................................4

Tamaño de las partículas y selección (sorting)...................................................................................4

Madurez textural .......................................................................................................................................9

Fábrica ......................................................................................................................................................10

Estructuras en las rocas sedimentarias ...............................................................................................10

II GRAVA, CONGLOMERADOS Y BRECHAS.......................................................................................13

Composición y textura .........................................................................................................................13

Textura, matriz/cemento........................................................................................................................13

III ARENA Y ARENISCAS...........................................................................................................................17

Tamaño de los granos............................................................................................................................17

Composición ...........................................................................................................................................17

Petrografía................................................................................................................................................19

Clasificación de las areniscas..............................................................................................................19

Areniscas rojas .........................................................................................................................................19

Estudio de areniscas en láminas delgadas .......................................................................................22

Textura.......................................................................................................................................................22

Diagénesis ................................................................................................................................................23

Procedencia ............................................................................................................................................29

IV LIMO Y LIMOLITAS ................................................................................................................................30

Petrografía................................................................................................................................................31

II

Diagénesis ................................................................................................................................................31

V ARCILLA Y LUTITAS................................................................................................................................31

Tamaño de los granos y terminología ................................................................................................31

Petrografía................................................................................................................................................31

Diagénesis ................................................................................................................................................31

VI FANGOLITAS .........................................................................................................................................32

Composición ...........................................................................................................................................32

Petrografía y diagénesis ........................................................................................................................32

VII ROCAS CARBONATADAS ...............................................................................................................35

Minerales de carbonato ........................................................................................................................35

Componentes ..........................................................................................................................................35

Tipos de rocas carbonatadas...............................................................................................................41

Recristalización ........................................................................................................................................52

Calcificación............................................................................................................................................53

Dolomitización .........................................................................................................................................53

Microfacies ..............................................................................................................................................53

VIII SEDIMENTOS MIXTOS .......................................................................................................................56

Definición..................................................................................................................................................56

Partículas ..................................................................................................................................................56

Clasificación ............................................................................................................................................56

IX ROCAS SALINAS ...................................................................................................................................59

Minerales y rocas....................................................................................................................................59

Agua marina............................................................................................................................................59

Modelos de formación de rocas salinas ............................................................................................60

X PEDERNAL Y OTRAS ROCAS SILÍCEAS ...............................................................................................63

Petrología y origen de las rocas silíceas ............................................................................................63

Porcelanita...............................................................................................................................................63

XI FOSFORITA ............................................................................................................................................65

Fosfato, rocas fosfáticas, fosforita ........................................................................................................65

XII ROCAS FERRUGINOSAS...................................................................................................................68

Minerales ..................................................................................................................................................68

Rocas ........................................................................................................................................................68

XIII TURBA Y CARBÓN ............................................................................................................................70

Turba..........................................................................................................................................................70

III

Carbón ......................................................................................................................................................70

XIV ROCAS VOLCANOCLÁSTICAS .......................................................................................................73

Definición..................................................................................................................................................73

Rocas piroclásticas.................................................................................................................................73

BIBLIOGRAFÍA...............................................................................................................................................76

1

INTRODUCCIÓN A LA PETROLOGÍA SEDIMENTARIA Definición La petrología sedimentaria se ocupa en la petrología de los sedimentos y las rocas sedimentarias. Forma una parte de la sedimentología y está enfocada principalmente a los aspectos mineralógicos, petrográficos, granulométricos y diagenéticos de los sedimentos y rocas sedimentarias. En diferencia, en la sedimentología se trata no solamente la clasificación de los sedimentos y rocas sedimentarias, considerando aspectos granulométricos y mineralógicos, sino también se estudian y se interpretan las estructuras de origen físico y biológico, aspectos diagenéticos y finalmente se relacionan los depósitos sedimentarios con las condiciones en el ambiente de depósito.

2

I FUNDAMENTOS Distribución de las rocas sedimentarias y sedimentos Existen rocas sedimentarias desde el Precámbrico (quizás desde más de 4300 M.a.). El área cubierta con rocas sedimentarias ha ido en aumento conforme aumenta la erosión. En la actualidad las rocas sedimentarias cubren cerca del 80% del total de área terrestre del planeta. Además cubren gran parte del fondo marino. La mayor parte del volumen de las rocas sedimentarias está concentrada en los continentes: el 70% (29% de la sup. terrestre); un 13% (14% de la sup. terrestre) se encuentra en la plataforma y talud continental y el resto (17%) (57 % de la sup. terrestre) se encuentra cubriendo al fondo marino. Las rocas más abundantes que forman la cubierta sedimentaria de la tierra son principalmente fangolitas- lutitas (shales) con un 50%; areniscas (24%); carbonatos (24%); evaporitas y rocas silíceas (2%) (Ronov, 1983). Grupos principales de sedimentos y rocas sedimentarias Los sedimentos sueltos y las rocas sedimentarias se pueden clasificar en dos grupos principales: - Sedimentos y rocas sedimentarias detríticas (siempre son rocas clásticas: arena/arenisca, grava/conglomerado/brecha, arcilla/lutita)

- Sedimentos y rocas sedimentarias químicas y bioquímicas (incluye sedimentos químicos, bioquímicos, bioclásticos y clásticos no detríticos: calizas, carbón, rocas ferruginosas, fosforita, dolomía, sal).

Los sedimentos y rocas sedimentarias compuestos por partículas se llaman sedimentos clásticos o rocas clásticas. La mayoría de las partículas proviene de la tierra firme y se les llaman detríticas o terrígenas. Debido a que la mayor parte de rocas de la superficie terrestre (de las cuales estas proceden) está compuesta por silicatos también se les conoce como rocas siliciclásticas. Las rocas compuestas por material de origen volcánico se llaman rocas volcanoclásticas (brechas, tobas, areniscas). Otros granos se forman por procesos químicos (algunos granos cubiertos), procesos bioquímicos (ooides, oncoides, conchas) o biológicos (pellets, trozos de madera). Una coquinita es una roca bioclástica.

Grupo Constituyentes Principal tipo de roca

Conglomerado

Arenisca

Rocas siliciclásticas (epiclásticas, detríticas terrígenas)

Compuestas principalmente de fragmentos de rocas y minerales silicatados de rocas preexistentes, los cuales han sido transportados y depositados.

Se subdividien en base a su principal tamaño de clasto.

Lutita, fangolita, limolita

Varios tipos de caliza

Rocas silíceas: pedernal

Rocas biogénicas, bioquímicas, bioclásticas

Formadas por la actividad orgánica. Se subdividen en base a su componente químico: minerales y granos de CaCO3; fragmentos esqueletales, rocas producto de la descomposición de plantas.

Carbón

Evaporitas: sales Rocas químicas

Precipitación inorgánica de minerales como producto de la sobresaturación química, procesos diagenéticos Dolomía

Tabla 1. Subdivisión de los principales grupos de rocas sedimentarias. Aquí se consideran las rocas químicas y bioquímicas como grupos aparte. Las rocas de origen diagenético se agrupan dentro las rocas químicas. Las rocas bioquímicas experimentan procesos diagenéticos durante su formación.

3

Propiedades físicas de las rocas sedimentarias Las propiedades físicas de las rocas sedimentarias se pueden describir en muestra de mano y en láminas delgadas. Las propiedades físicas pueden ser: Color: refleja la composición de la roca y depende de los tipos de partículas, cemento o matriz. Composición: el mejor método para determinarla es en base a su mineralogía, ya sea en microscopio o en muestras de mano. Textura: refiere al tamaño forma y arreglo de los granos que componen una roca sedimentaria. Los tipos de textura pueden ser

clástica o cristalina. El tamaño se puede conocer en base a escalas establecidas (ejem. escala Udden-Wentworth). Se puede estimar visulamente o usando métodos sofisticados. La forma se calcula en base al grado de esfericidad de las partículas. Redondez refiere al grado de aislamiento de las esquinas de las partículas.

Estructuras Sedimentarias: refieren a las estructuras tridimensionales por ejemplo la estratificación o diferentes tipos de

marcas. También se incluyen las estructuras biogénicas es decir hechas por organismos. Contenido fósil: los fósiles se consideran no solo por su tipo o tamaño sino también por su preservación. Forma geométrica: es la forma tridimensional en que se presentan las rocas sedimentarias. Pueden ser capas, lentes o

intercalaciones, etc. Aspectos interpretativos en las rocas sedimentarias Las propiedades físicas de las rocas sedimentarias pueden darnos información acerca de su origen, ambiente de depósito, paleogeografía, tectónica sedimentaria e historia diagenética.

Propiedad interpretativa

Indicadores

Estratigrafía: edad de la unidad, distribución y rocas correlacionables de la unidad

Contenido fósil

Proveniencia: Composición del área de origen Localización del área de origen

-Composición de la roca sedimentaria -Dirección de las estructuras primarias -Variaciones regionales en textura y espesor

Relieve del área de origen -Composición de la roca sedimentaria -Textura -Geometría

Agente de transporte y ambiente de depósito

-Textura -Estructuras sedimentarias -Geometría -Contenido fósil

Paleogeografía y ambientes tectónicos -Estratigrafía -Proveniencia-agente de transporte -Ambiente de depósito

Diagénesis -Composición -Textura -Estructuras sedimentarias

Tabla 2. Propiedades interpretativas de las rocas relacionadas con sus indicadores. Tomado de Prothero & Schwab (1996).

I I ROCAS SILICICLÁSTICAS/CLÁSTICAS TERRÍGENAS Textura La textura de las rocas siliclásticas refiere a las propiedades de los granos de una roca. Textura refiere al tamaño y sus variaciones (selección) de los granos; morfología de granos (esfericidad y redondez) así como al arreglo interno de las partículas de una roca o su fábrica. La textura refleja en gran parte las condiciones de depositación de los sedimentos. Morfología de granos La característica más importante de los granos es su redondez y esfericidad. Existen varias escalas; sin embargo, la escala presentada en la figura es actualmente la más común probablemente. La redondez depende del grado de retrabajamiento. La esfericidad de los granos depende de otros factores (por ej. la estructura cristalográfica). Otras propiedades son la estructura de la superficie de los granos y su brillo.

Fig 1. Imagenes estandard de redondes y esfericidad de estimaciones cuantitativas de la forma de grano (originalmente de Powers, 1953). Tomado de Prothero & Schwab (1996). Tamaño de las partículas y selección (sorting) Los sedimentos clásticos sueltos y las rocas clásticas se clasifican con respecto al tamaño de los granos. Existen diferentes sistemas de clasificación de granos con respecto a su tamaño, siendo las clases principales arcilla, limo, arena y grava. La escala de tamaños más usada es la de Udden-Wentworth (ver abajo). La selección de las rocas clástias refiere a las variaciones en el tamaño de grano. Así, una roca bién seleccionada muestra poca variación en el tamaño de sus partículas.

4

Tabla 3. Escala de tamaño de grano para sediemntos, mostrando las clases de tamaño de Wentworth, equivalencia de unidades en phi ( ), y números tamiz de E.U.A. El tamiz estandard que corresponde a varios milimetros y tamaños de phi. Tomado de Boggs (1995).

Fig. 2. Imagenes estandard para la visualización de clasificaciones estimadas. Números como clasificación (desviación estandard) y valores expresados en unidades phi. Tomado de Prothero & Schwab (1996).

5

Tabla 4. Escala tamaño de grano de Udden-Wentworth y tabla de conversión de phi a mm. Tomado de Lewis (1984).

6

Tabla 5 Escala de tamaño de grano, modificada de Udden Wentworth, propuesta para una mejor diferenciación entre el tamaño de grano. Tomado de Blair & McPherson (1999).

7

A

B

Fig. 3 Terminología para sedimentos clásticos texturalmente mezclados. A sedimentos detríticos que contienen grava. B sedimentos detríticos libres de grava.Tomado de Lewis 1984.

8

Madurez textural La madurez textural se determina en base a la cantidad de arcilla (matriz), grado de selección de los granos y la redondez de los granos: Se dice que una arenisca es inmadura si tiene más del 5% de arcillas, a pesar del grado de redondez y selección de la roca. Una arenisca inmadura tiene abundante feldepato y fragmentos de rocas. Este tipo de areniscas es común encontrar en ambientes fluviales. Una arenisca texturalmente submadura tiene menos del 5% de arcilla. La selección de los granos es moderada y ligeramente algunos granos son redondeados. Fragmentos de rocas y feldespatos son comunes pero no tanto como en una arenisca inmadura. Las areniscas maduras y supermaduras tienen menos del 5% de arcilla. Los granos varían de bién a muy bién seleccionados. Una arenisca supermadura tiene granos redondeados a subredondeados, mientras que una arenisca madura presenta granos subangulares a subredondeados. En este tipo de areniscas comunmente no hay feldespato ni fragmentos de rocas. Son comunes en ambientes de playa o duna donde el retrabajamiento es alto.

Fig 5. A Como arenisca que es influenciada por transporte, estas pierden arcilla, por lo que llegan a ser mejor seleccionadas y redondeadas. B Ambientes sedimentarios particulares en los cuales se presentan características de madurez. Tomado de Prothero & Schwab (1996).

9

Fábrica Esta es una característica que trata acerca del empaquetamiento de los granos, es decir como están acomodados y la relación interna entre los granos.

Fig. 6. Se reconocen cinco tipos de contactos por granos: granos flotantes (no existe contacto), tangencial (puntual), alargado,concavo –convexo y suturado. Muestra como el porcentaje del tipo de grano y el numero de contactos por grano cambian conforme incrementa la profundidad del enterramiento (compactación). Tomado de Boggs ( 2003).

10

Estructuras en las rocas sedimentarias Las estructuras son otro aspecto físico a considerar para una buena descripción e interpretación de los procesos y las condiciones de depósito de una roca. Se puede obtener información importante acerca del ambiente de depósito, reconociendo adecuadamente las estructuras sedimentarias en las rocas. Las estructuras sedimentarias son las características a grande escala, tridimensionales que se forman antes, durante y después de la depositación del sedimento. Entre estas estructuras se encuentran la estratificación, marcas, bioturbación etc. Se distinguen 4 categorias de estructuras (ver tabla).

Tipo de estructura Estructura Erosionales Estructuras de flauta (flute cast)

Estructuras de surco (groove cast) Marcas de erosión por corriente (scour marks, tool marks) Canales Laminación, Óndulas,ondulitas Estratificación Forma de capas Gradación, Grietas de desecación Marcas de lluvia

Depositacionales

En calizas: fondos duros, estructuras de cavidad (geopetales, fenestrales etc), estructuras de tepee, estructuras de estromatolitos y microbiales

Post- depositacionales Slumps Stratificación deformada, Diques de arenisca o volcanes de arena Nódulos Estructuras de presión-disolución (estilolitas)

Biogénicas Bioturbación Icnofósiles

Fig. 7 Ilustración esquemática de la orientación de partículas elongadas en realción al fluido de la corriente. A. Partículas orientadas paralelamente al fluido de la corriente. B. Partículas orientadas perpendicularmente al fluido de la corriente. C partículas imbrincadas. D muestra la orientacion al azar de las partículas, en depósitos característicos de aguas tranquilas Tomado de Boggs (1995).

Tabla 6. Estructuras en rocas sedimentarias.

Tabla 7. Clasificacion que muestra una relación morfológica- genética de estructuras sedimentarias comúnes. Tomado de Boggs (2003).

11

Fig. 8. Terminos descriptivos usados para describir las estructuras en rocas sedimentarias. Tomado de Boggs (2003).

Fig. 9. Representación esquemática de la distribución de las icnofacies clásicas con su conjunto de icnofósiles típicos en el ambiente marino. Tomado de Boggs (2003).

12

II GRAVA, CONGLOMERADOS Y BRECHAS Composición y textura Conglomerados: granos redondeados Brechas: granos angulosos Por el tamaño de los granos en los conglomerados y brechas los granos generalmente son fragmentos de rocas. La composición varía. Algunas rocas contienen clastos con una composición uniforme (oligomíctico), otras contienen clastos muy diferentes (petromíctico-polimíctico). Los ortoconglomerados tienen < 15 % de matriz y siempre están soportados por clastos, mientras que los paraconglomerados tienen > 15 % de matriz y pueden estar soportados por clastos o matriz. A estos últimos también se les trata como diamictitas. En algunas tillitas (depósitos glaciales) se encuentra el máximo contenido en matriz; comúnmente los clastos "flotan" en la matriz. Comúnmente, los conglomerados son epiclásticos. Un tipo especial son los conglomerados intraformacionales, los cuales se forman por el retrabajamiento de sedimento consolidado pero deformable todavía (soft pebble conglomerates) o sedimentos ya litificados, pero dentro de la cuenca de depósito (retrabajamiento de fondos duros, winnowing de concreciones). Las brechas volcánicas y piroclásticas están compuestas por material volcánico. Otras brechas se forman como depósitos de talud, por deslizamiento, por colapsos (de cavernas) o en zonas de fallas. Un fanglomerado es una roca compuesta por partículas grandes hasta finas (grava hasta arena) y se forma típicamente en abanicos aluviales. El término es obsoleto. Un puddingstone (podinga) es un conglomerado de clastos bien redondos con una matriz fina de color claro. Extraclastos Partículas que se formaron afuera de la cuenca de depósito, e.g. clastos volcánicos o arrecifales en un ambiente fluvial. Intraclastos Partículas que se formaron dentro la cuenca de depósito, e.g. por retrabajamiento de fango seco en un arroyo. Textura, matriz/cemento La forma y composición de los clastos, su distribución y selección ya se pueden estudiar en el campo normalmente.

Clasto con soporte

bimoidal. Matriz bien seleccionada

Clasto con soporte polimodal. Matriz pobremente seleccionada

Matriz con soporte polimodal

Conglomerado arenoso Paraconglomerado (arenisca conglomerádica) Fig. 10 características utilizadas para la clasificación estructural y textural de conglomerados. Tomado de Tucker (1988). Generalmente, el gran tamaño de los clastos permite la determinación aproximada de su composición, sin el uso de un microscopio. Así mismo, ya en el campo se puede estimar el contenido de matriz y estudiar su distribución en la roca. Los tipos de cementos se determinan en el campo y en el laboratorio. La matriz es material más fino (comunmente arena y

13

arcillas) que se deposita junto con los granos más grandes. El cemento (o cementante) se forma después durante la diagénesis por precipitación del agua intersticial. Comunmente la matriz es cementada con cuarzo, calcita y hematita.

Fig. 11. Clasificación de conglomerado en base a la litología del clasto y el tipo de soporte de fábrica. Tomado de Boggs Jr. (1992).

14

15

Tabla 8. Tipos genéticos fundamentales de conglomerados y brechas. Tomado de Boggs Jr. (1992).

Tabla 9. Clasificación descriptiva de conglomerados epiclásticos y brechas. Tomado de Prothero & Schwab (1996).

Tabla 10. Clasificación de conglomerados y brechas. Tomado de Prothero y Schwab (1996).

16

Tabla 11. Procesos predominantes de transporte y depósito y ambientes de depósto de conglomerado. Tomado de Boggs Jr. (2003).

III ARENA Y ARENISCAS Tamaño de los granos Las arenas y areniscas están compuestas por granos de arena y se pueden clasificar como arena/arenisca de grano muy fino, fino, medio, grueso y muy grueso. Las areniscas, también son llamadas semitas (del griego) y arenitas (del latín). Los poros o espacios entre los granos pueden estar vacios, o parcialmente hasta totalmente rellenados por una combinación de matriz clástica o calcárea (estas últimas pertenecen a los sedimentos mixtos), cemento (por ejemplo arcilla, calcita, cuarzo, calcedonia o hematita) y fluidos (como gas aire, aceite y agua). Composición La composición de las areniscas generalmente se analiza por medio de un estudio de láminas delgadas en microscopio petrográfico. Entre los principales componentes como granos en las areniscas están: cuarzo, feldespatos, fragmentos líticos, minerales máficos, micas, otros minerales accesorios (ver tablas).

• Cuarzo: Los granos de arena pueden ser de cualquier mineral. Sin embargo el cuarzo monocristalino (cristal simple) es el tipo de grano de arena más abundante. La abundancia de este tipo de cuarzo en areniscas puede variar desde el 60 % (lo más común) hasta un 100%. Sin embargo algunas areniscas carecen de cuarzo. Cuando los granos están compuestos por varios cristales agregados de cuarzo se consideran como fragmentos de roca o como cuarzo policristalino. Las variedades y características de los granos de cuarzo pueden indicar su origen, por ejemplo, la extinción ondulatoria es típica para cuarzos de origen metamórfico (ver figura). Los granos de cuarzo, especialmente los reciclados, pueden tener un borde limpio y delgado de cuarzo. Este borde significa un sobrecrecimiento autigénico durante la diagénesis.

Fig. 12. Recopilación de características de granos de cuarzo, para utilizarlos como indicadores de tipo de origen. Tomado de Tucker (1988)

17

• Feldespatos Son menos comunes que los cuarzos, y abarcan en promedio un 10-15 % (puede ser menos hasta mucho más) de la composición de las areniscas. Se descomponen más fácilmente, de ahí que son menos comunes que los cuarzos. El alto contenido de feldespato en una arenisca puede ser un indicador del clima y topografía del área de procedencia, por ejemplo podría significar que el intemperismo químico no fue tan profundo debido al paleoclima. En las rocas sedimentarias, los alcalifeldespatos son menos comunes que las plagioclasas ya que los primeros son más débiles.

• Fragmentos de rocas Son el mejor indicador de la proveniencia de las areniscas. El hecho de que tengamos (en areniscas) fragmentos de rocas o minerales como granos dependerá en parte de la textura de la roca origen, por ejemplo las rocas plutónicas (textura fanerítica) generalmente se desintegran como granos minerales y no como fragmentos de rocas. Otros factores son la granulometría de la arenisca y la distancia de transporte del material.

• Minerales máficos Los minerales máficos más comunes son piroxenos (augita, hipersteno, enstatita) y hornblenda (de los anfíboles). Normalmente son minerales accesorios. Otros minerales máficos, por ejemplo olivino o anfíboles verdes, no se encuentran en sedimentos por su debilidad. Los sedimentos con minerales máficos típicamente vienen de una fuente volcánica o de rocas intrusivas relativamente cercanas.

• Filosilicatos Las micas (principalmente biotita, moscovita) se encuentran en limolitas y areniscas. Por tener un hábito en forma de hojas tienden a ser más alargados que los granos de cuarzo y/o feldespatos. La biotita puede provenir de una fuente volcánica, de rocas intrusivas o de rocas metamórficas. La moscovita viene de rocas intrusivas y metamórficas. La clorita es producto de un grado bajo de metamorfismo.

• Minerales accesorios Estos minerales, tales como el granate, piroxeno y zircón ocurren escasamente (abundancia <1-2 %) en las areniscas. Son minerales densos y resistentes. Pueden concentrarse en láminas o placeres.

• Otros componentes Estos pueden ser granos de glauconita y/o de fosfato, vidrio volcánico, granos calcáreos.

Tabla 12. Características de minerales silíceos detríticos . Tomado de Boggs Jr. (2003).

18

19

Petrografía La petrografía de las arenas y areniscas es muy variable. Muchas areniscas se pueden clasificar como (ver figuras): - areniscas de cuarzo - areniscas feldespáticas (arcosas) - areniscas líticas La composición de las areniscas depende de las condiciones durante su depósito (la distancia del transporte, el clima, los tipos de rocas en la región). Las arenas y areniscas más maduras son los depósitos que contienen > 95 % de granos de cuarzo (como mineral muy estable y resistente). Muchas areniscas de cuarzo se forman por varios ciclos de erosión, transporte y sedimentación. Las arcosas se forman típicamente en ambientes desérticos con fuentes de rocas graníticas. Las areniscas líticas son comunes en regiones volcánicas (areniscas volcanoclásticas) y muchas son grauvacas. Clasificación de las areniscas Las areniscas se clasifican según su petrografía y composición (ver la figura). El grupo se divide, según Pettijohn, en areniscas (sin matriz o menor de 15 %) y grauvacas las cuales son rocas areníticas con un contenido de matriz mayor de 15 % del volumen de la roca. Arenitas cuarzosas Son rocas con poca variedad de granos detríticos, pues en su mayoría son de cuarzo. En ocasiones, esta proporción suele llegar hasta mayor el 95 % y si se realizan análisis químicos se puede observar que el contenido de sílice alcanza el 99 % (componente detrítico más cemento). Las rocas muy cuarzosas y sin matriz pueden ser denominadas ortocuarcita. Las arenitas cuarzosas se forman por procesos de retrabajamiento (varios ciclos de erosión-transporte-sedimentación-litificación). Se forman por la depositación en zonas costeras (por ejemplo isla Magdalena) o en plataformas continentales. Arcosas Son areniscas compuestas principalmente de feldespato (>25%), también cuarzo además de pequeñas cantidades de otros minerales, principalmente micas, y fragmentos líticos. Con base en el tipo de feldespato, se puede hablar de arcosa plagioclásica, arcosa ortósica etc.. Típico es el color rosa, rojoso o rojo por los feldespatos o por un cemento de hematita. Son en producto de la erosión de granitos, gneisses y lavas ácidas e intermedias (rocas ricas en feldespato). El material sufrió relativamente poco transporte y retrabajamiento, típicamente en un clima desértico en un régimen fluvial (red beds). Areniscas líticas Son rocas compuestas esencialmente de fragmentos poliminerales de rocas y granos de cuarzo. También contienen micas y feldespatos. A veces se desarolla una pseudo-matriz por compactación y desintegración de fragmentos arcillosos. Además, pueden contener uno o varios cementos, e.g. silíceo o calcáreo. Comunmente se forman en un ambiente fluvial o deltáico. Son consideradas como grauvacas cuando presentan cierta cantidad de matriz. Grauvaca (término alemán: Grauwacke, inglés: greywacke) La roca consiste en una arenisca rica en matriz, la cual es mayor de 15 % del volumen de la roca. De los diferentes tipos, la grauvaca lítica es la más comun. Posiblemente una parte de la matriz se forma por procesos diagenéticos (alteración de minerales y formación de matriz secundaria). Las grauvacas "clásicas" son las turbiditas que se forman por los flujos de turbidez. Sin embargo, muchas otras rocas también presentan las características petrológicas de grauvacas (por ejemplo algunas rocas de ambientes fluviales o depósitos volcaniclásticos). Areniscas rojas Las areniscas rojas pueden estar asociadas con conglomerados rojos. Estas capas rojas (red beds) están cementadas por hematita y otros minerales ferruginosos, se forman preferentemente en climas desérticos. Famoso es el Old Red Sandstone de Inglaterra. Otras capas rojas se formaron en ambientes diversos, incluso marinos.

Fig.13. Diagrama de clasificación composicional de rocas sedimentarias (areniscas) según Folk. Tomado de Mora y Valverde (1990).

F

20

ig.14. Diagrama de clasificación de las rocas sedimentarias clásticas según Pettijohn. Tomado de Mora y Valverde (1990).

Fig.15 Clasificación esquemática de areniscas terrígenas. Tomado de Protero y Schwab (1999).

21

Fig.16 Clasificación de areniscas de acuerdo a A McBride y B Folk, Andrews y Lewis. Tomado de Boggs (1995).

Estudio de areniscas en láminas delgadas Las siguientes consideraciones son válidas hasta cierto punto también para otras rocas clásticas (limolitas, fosforitas, calizas granuladas). Textura En una lámina delgada vemos cortes de granos. Muchos de estos cortes no pasan por la parte central de los granos y en consecuencia la lámina delgada no presenta el diámetro real de estos granos. Con otras palabras, en una lámina delgada vemos el sedimento más fino de lo que realmente es. Esto modifica la proporción relativa entre granos y cemento/matriz, aumentando la proporción relativa del cemento/matriz. La selección aparente es peor de la que realmente es. El corte de una lámina delgada en gran parte no pasa por los contactos intergranulares y por este motivo no vemos dichos contactos bajo el microscopio. En casos extremos, vemos los granos "volando" con cemento alrededor o "flotando" en una matriz, sin tocar otros granos. No podemos reconocer la forma de los granos en todos los aspectos, especialmente la de los granos alargados no se observan cuando presentan cortes transversales.

Fig.17. Corte de granos en una lámina.

Conteo Mucho más exacto que la estimación de porcentajes (de granos, matriz, cemento) es el conteo de puntos. Con un contador de puntos podemos contar las cantidades (porcentajes) absolutas de granos, matriz y cemento. Comunmente se cuenta hasta 100 o 200 puntos, siendo más exacto el número mayor. No ofrece mucho más exactitud contar aún más puntos en la lámina. El contador de puntos desplaza la lámina en pasos definidos en dos posibles direcciones. En ocaciones puede ser necesario cambiar la posición de la lámina, para poder contar más puntos. Procedimiento de conteo en una lámina:

Fig. 18. Procedimiento para el conteo. La composición de los granos se determina como porcentajes relativos de los componentes, sin tomar en cuenta la matriz o el cemento. En este caso, no se registran los puntos ubicados en la matriz o el cemento y se continua el procedimiento hasta que se tenga contado 100 (o 200) puntos de granos. Al mismo tiempo, se pueden determinar la composición mineralógica de los granos y su tamaño, o bien se realizan dos conteos separados, uno para la textura y otro para la composición mineralógica. Ojo: La composición mineralógica depende también de la textura del sedimento. En general, los sedimentos más finos tienden a presentar más minerales resistentes y menos fragmentos de rocas; en diferencia, en rocas de textura gruesa se encuentran más fragmentos de rocas. Esta relación sería posible observar en dos muestras tomadas del mismo lugar en un arroyo. En la muestra del sedimento grueso (por ejemplo de un canal) sería posible encontrar más arena gruesa y grava, siendo fragmentos de rocas. Una muestra de una barra arenosa, con arena más fina, presentaría un mayor porcentaje de granos de minerales. Cuando se trata se estudiar varias muestras ubicadas en una secuencia de estratos con una textura variable, con el objetivo de reconocer posibles tendencias petrográficas a largo plazo, por ejemplo cambios en la fuente del material que se reflejan en la composición mineralógica de los sedimentos, es importante, no comparar "manzanas y plátanos". Con otras palabras, no podemos comparar la composición de una arenisca en una capa con el conglomerado en otra capa, ya que son de texturas diferentes. Se comparan únicamente granos de una cierta fracción (por ejemplo arena fina a media), sin tomar en cuenta los granos de tamaño menor o mayor. Claro, este tipo de conteo no refleja la composición total de las capas individuales, pero permite la comparación de capas diferentes de una secuencia (tendencias: cambios en la fuente del material). Los resultados se presentan en forma de gráficas a lo largo de una columna litológica como porcentajes relativos.

22

Ejemplo: Considerando la textura de las rocas, se decide tomar como fracción de conteo la arena fina a media. Capa 4: arenisca de grano fino a medio Se registran los granos de arena fina a media.

Capa 3: conglomerado arenoso Se registran los granos fe arena fina a media, no de arena gruesa y de grava .

Capa 2: arenisca de grano medio Se registran los granos de arena media. Capa 1: arenisca fina a media, limosa Se registran los granos de arena fina a media, no el limo. Diagénesis Cuando los sedimentos de arena llegan a su depósito final (después de haber experimentado cierto transporte), aún es un depósito suelto. Para que ese sedimento llegue a convertirse en una roca, debe pasar por un proceso de transformación. La diagénesis es la suma de todos los procesos que experimenta un material después su depósito final. Principalmente es la transformación de sedimento suelto en roca, pero no solamente esto. La diagénesis comienza desde el momento mismo de la depositación final del sedimento con el reacomodamiento de sus partículas. El proceso continua con la fase de consolidación y compactación. Finalmente ocurre la precipitación de minerales en los poros, lo que genera la introducción del cemento y hace posible la recristalización de algunos minerales secundarios. En la fase temprana de la diagénesis (algunos miles hasta 100.000 de años, a una profundidad de hundimiento de hasta 100 m) existe una relación con el ambiente de depósito. Pueden formarse algunos cementos tempranos y concreciones. Se distinguen varios ambientes diagenéticos: la zona vadosa meteórica, la zona vadosa marina, la zona freática meteórica, la zona freática marina (ver la figura). Durante la segunda fase de la diagénesis (diagénesis profunda), por un hundimiento más profundo, puede continuar la compactación. En general, las rocas con matriz se compactan menos que las rocas sin matriz. La presencia de cementante (de la diagénesis temprana) puede frenar o limitar la compactación. En esta fase, continua normalmente la formación de cementos. La compactación comunmente causa la disolución de materiales por la presión (por ej. cuarzo) y la formación de contactos suturados entre los granos o estilolitas. Importante para su formación es la magnitud de carga de las rocas encima. Además, pueden formarse minerales autígenos y pueden ocurrir reemplazamientos. Los últimos procesos ocurren en la fase tardía (puede ser, por levantamiento, otra vez ya muy cerca a la superficie), incluyendo procesos de alteración, reemplazamiento y cementación. Frecuentemente se observan en las rocas varias generaciones de cementos que se forman en etapas diferentes (ver dibujo). Los cementos típicos de la primera generación son: ópalo, calcedonia, calcita y aragonito (cementos de borde), zeolitas, arcillas; cementos típicos de la segunda generación son: calcedonia, ópalo, microcuarzo, macrocuarzo, cemento de bloque (Cc), zeolitas. Procesos importantes: - Compactación, posiblemente disolución por la presión y disminución del espacio intersticial. - Cementación: por sílice: microcuarzo, macrocuarzo, calcedonia, ópalo (muy común); cementación por calcita (muy común); cementación por minerales de arcilla (illita,

23

caolina, otros); cementación por zeolitas, hematita, fosfato (menos común). - Reemplazamiento de partículas o de matriz (calcita, sílice, dolomita, glauconita).

Fig. 19. Generación de dos tipos de cementos.

- Autigénesis de feldespatos, dolomita, glauconita, pirita. - Alteración de minerales.

Diagénesis: la pérdida de agua, ambientes de procesos diagenéticos tempranos

Fig. 21. Ambientes diagenéticos cercanos a la superficie. Tomado de Tucker

(1988).

Fig. 20. Diagrama ilustrando los estados en la pérdida de agua en los sedimentos fangosos en conjunto con el incremento en la profundidad. Tomado de Tucke (1991).

Disminución del espacio intersticial por la compactación La compactación disminuye el espacio intersticial y produce una presión que puede provocar disolución en los puntos de contacto entre los granos. La disolución produce soluciones las cuales pueden precipitarse como cemento en otros lugares del sedimento o bien pueden causar sobrecrecimiento de los granos. Una cementación temprana, la cual es muy común (por ejemplo por un cemento de calcita), puede consolidar la roca y así disminuir estos efectos de la compactación.

Fig. 22. Terminología para fábrica y tipo de contacto de granos.

24

Fig. 23. Compactación por disolución entre granos individuales. a) Contacto de punto, b) Contacto por presión, c) Contacto planar, d) Contacto interpenetrante (convexo) y e) Contacto suturado. Tomado de Tucker (1988). Concreciones de carbonato Durante los procesos diagenéticos tempranos pueden formarse concreciones de carbonato. Las concreciones se forman por la disolución de carbonato de calcio que está en el sedimento, posteriormente el transporte de las soluciones en el espacio intersticial y por último la precipitación del carbonato, que con frecuencia es alrededor de un núcleo ( muchas veces un organismo). La disolución y la precipitación del carbonato depende del microambiente en el sedimento (pH, presión, otros). 1. Sedimentación de un 2. Sedimentación continua, disolución 3. Precipitación, con fre- sedimento calcáreo y transporte del carbonato de calcio cuencia sobre un núcleo

Fig. 24. Procesos para la formación de concreciones de carbonato.

25

Diagénesis temprana hasta profunda: resumen de los procesos más importantes

Tabla 13. Cambios diageneticos por causa de la variación de temperatura y presión. Tomado de Prothero y Schwab (1999).

Tabla 14. Cambios diagenéticos en rocas sedomentarias en base al incremento de presión y temperatura.Tomado de Protero y Schwab (1999).

26

Formación de cementos Los primeros cementos que se forman comunmente son cementos de borde. Estos cementos de borde se forman durante la diagénesis temprana. Los cementos posteriores llenan los espacios restantes, típicamente durante la diagénesis más profunda. En esta manera, se originan varias generaciones de cementos en una roca. Algunos minerales importantes que se encuentran como cemento son: ópalo, calcedonia, microcuarzo, macrocuarzo, calcita en varias formas, aragonito (únicamente en rocas recientes y subrecientes), dolomita, hematita, glauconita, zeolitas, arcillas, fosfato.

Fig. 25. Sobrecrecimiento: los granos de Qz crecen, manteniendo la orientación cristalográfica del grano original.

Otros procesos Otros procesos durante la diagénesis profunda son: disolución de materiales (puede resultar en contactos suturados) y reemplazamientos. Dependiendo de las condiciones químicas, prácticamente cualquier sustancia puede reemplazar a otra. Comunes son los procesos de silicificación y calcificación.

Tabla 15. Etapas y procesos diagenéticos.

27

28

Porosidad La porosidad es la suma de todos los espacios abiertos en la roca. La porosidad original de los sedimentos clásticos es reducida durante la diagénesis temprana hasta profunda por varios procesos:

Compactación: los granos se reacomodan y se cierran espacios, la disolución a lo largo de contactos por presión resulta en espacios más cerrados.

La presencia de matriz reduce la porosidad de la roca. La acumulación de matriz secundaria también reduce la porosidad. La matriz secundaria puede ser introducida por la percolación del agua intersticial. También puede contribuir la desintegración total de ciertos minerales débiles bajo las condiciones de la diagénesis profunda.

La formación de cementos reduce la porosidad. A su vez aumenta la estabilidad mecánica de la roca y frena la compactación.

La porosidad secundaria es producto de procesos de disolución en la roca o de su fracturamiento. Típicamente tiene una distribución irregular en la roca. La disolución puede afectar al cementante, ciertos granos químicamente débiles (ortoclasa, bioclastos, vidrio volcánico). Matriz La matriz primaria es el sedimentos fino depositado en el ambiente de depósito, entre granos más gruesos. En una arenisca es material arcilloso hasta limoso (= fangoso). La matriz secundaria es de origen diagenético. Es material fino introducido por la percolación de agua intersticial o puede ser el producto de la desintegración total de ciertos minerales débiles. El primer tipo de matriz secundaria es difícil de distinguir de matriz primaria. El segundo tipo de matriz secundaria se puede reconocer por una distribución irregular en la roca, la cual posiblemente muestra un alto grado de compactación (una matriz primaria hubiera frenado hasta cierto grado la compactación).

Procedencia Diagramas de Dickinson:

A

B Fig.26. Diagrama de Dickinson para determinar el tipo de procedencia de las areniscas. A Según Qz total – Fsp - Lit. B Según Qz monocristalino – Fsp – Lit y Qz policristalino. Tomado de Boggs (2003).

29

IV LIMO Y LIMOLITAS Tamaño de los granos Los granos de limo, que se encuentran en los limos y limolitas, se pueden clasificar como limo de grano fino, medio y grueso. En la naturaleza normalmente no se observa una tan buena selección de los granos para poder clasificar un limo o una limolita como de grano fino, medio o grueso. Los limos/las limolitas "gruesos" normalmente contienen una menor porción de arena fina. Los limos finos y las limolitas finas comunmente contienen arcilla. Los sedimentos y rocas con una porción notable de arcilla, se llaman también fango/fangolita o lodo/lodolita (mudstone, mudrock). Clasificación de los sedimentos de grano fino ("shales") y las rocas metamórficas correspondientes

Tabla 16. Clasificación de limolitas. Tomado de Boggs (1995).

30

31

Petrografía Los granos en un limo o una limolita representan un proceso de retrabajamiento muy intenso. Por esto, son granos de cuarzo normalmente. En Baja California Sur se encuentran limolitas en gran abundancia en las Formaciones marinas del Terciario, e.g. la Formación Tepetate (Paleoceno-Eoceno) y la Formación Salada (Mioceno). Diagénesis Los limos y limolitas representan la transición entre la arena/arenisca y la arcilla/lutita. Los procesos diagenéticos también representan esta transición. V ARCILLA Y LUTITAS Tamaño de los granos y terminología La arcilla incluye los granos más finos que se encuentran en los sedimentos o las rocas sedimentarias. Se trata como "arcilla" a los granos con un tamaño menor de 0.0039 mm (U.S. Standard). Cuando están en solución los minerales forman comunmente agregados más grandes (hasta un diámetro de algunos µm). El término "arcilla" se usa para el grupo de minerales de arcilla y además para un sedimento suelto compuesto por arcilla. El sedimento suelto es un fango arcilloso. Las rocas se llaman lutitas o, más en general, roca pelítica. Petrografía La "arcilla" es un grupo de muchos minerales diferentes que se forman por el intemperismo de rocas, la alteración de los minerales o por procesos diagenéticos. Ejemplos son: alteración del feldespato y la biotita en un granito, una granodiorita o un gneiss, la alteración de toba. Los grupos principales de minerales de arcilla son los grupos de la caolinita (filosilicatos con láminas dobles) y la de smektita (filosilicatos con láminas triples). El mineral más importante es la illita (con láminas triples). Otros minerales importantes son la caolinita, la montmorillonita y la clorita. Los minerales del grupo de smektita pueden hincharse y aumentar su volumen. El mineral más importante entre ellos es la montmorillonita. Este mineral se forma por ejemplo por la alteración de tobas. El cuarzo se encuentra también en las arcillas y rocas pelíticas. Normalmente ocurre como granos de limo (y no como granos con el tamaño de "arcilla") o también de arena. Más escaso es la presencia de los feldespatos debido a su menor estabilidad. La moscovita es común, tambien el material orgánico. Esto último es lo que da a las rocas un color oscuro. La calcita puede ocurrir en forma de cristales muy pequeños. Las rocas pelíticas con una porción de carbonato considerable se llaman margas (estan localizadas entre la lutita y la caliza micrítica). Muchas lutitas contienen muchos microfósiles, que forman a veces una gran porción del sedimento. En los sedimentos de arcilla y las lutitas se encuentran casi siempre "impurezas" por granos más gruesos (limo) o también por material orgánico como microfósiles. Los microfósiles pueden formar una gran parte del volumen de un depósito pelítico (arcilla, lutita). El material orgánico influye en el color y olor de la roca. La porción orgánica en la roca depende del ambiente de depósito (depositación como sapropel - un fango que se deposita bajo condiciones con falta de oxígeno). Las rocas pelíticas de color negro, con alto contenido de material orgánico, contenido de carbonato de calcio y con presencia de pirita/marcasita se llaman "black shales", las cuales representan sapropelitas. Las rocas pelíticas con un contenido considerable de carbonato de calcio son las margas. Diagénesis Las lutitas son originadas por la compactación y pérdida de agua (hasta 50 %) en las arcillas. La compactación es el proceso más importante durante su diagénesis. El lodo "fresco" contiene hasta 90 % agua. Después de un hundimiento de 1 km (por el peso de los sedimentos depositados encima) el contenido de agua se disminuye hasta alrededor de un 30 %. Solamente una parte de ésta agua está en el sedimento como agua intersticial; la mayor parte es absorbida por los minerales. Un hundimiento mayor de 2 km provoca más compactación. El agua que estaba atrapada en los cristales se sale del sedimento. Además, el aumento de la temperatura provoca algunos cambios mineralógicos. El cambio más importante es la

transformación de las smektitas a las illitas, por medio de una combinación transicional de los dos que se llama smektita-illita. La smektita desaparece a partir de una temperatura de 70 - 95 °C (= una profundidad de 2 - 3 km). Un proceso importante es la descomposición de fragmentos tobáceos (que son muy inestables), que produce lutitas silicificadas. Las lutitas muy ricas en diatomeas o radiolarios se llaman diatomitas o radiolaritas, respectivamente. Los microorganismos están compuestos por ópalo A, que se transforma en la forma más estable ópalo CT o arcillas (zeolitas). Las rocas ricas en ópalo CT se conocen como porcelanitas. Durante la diagénesis temprana se origina un ambiente reductor en el fango (por el intercambio reducido entre el agua intersticial y el agua libre encima). Pocos centímetros por abajo la superficie del sedimento casi ya no se encuentra oxígeno. Este microambiente químico permite la formación de minerales diagenéticos, los cuales pueden reemplazar parcialmente el sedimento o microfósiles, o se forman nódulos o otras concreciones de tamaño mayor. VI FANGOLITAS Composición Las fangolitas (también se llaman lodolitas) son rocas compuestas por arcilla y limo. La porción de los dos es variable. El sedimento suelto correspondiente se llama fango o lodo. En inglés se usan los términos mudstone, mudrock o mudshale. Las fangolitas son rocas comunes en Baja California Sur. Petrografía y diagénesis Las rocas representan la transición entre las limolitas y las lutitas (ver: limo/limolita y arcilla/lutitas). Otras clasificaciónes propuestas para rocas finas o arcillosas (mudstones).

Fig.27. Diagrama para la clasificación de fangolitas. Tomado de MacQuaker y Adams (2003).

32

Fig.28. Clasificación textural de rocas y sedimentos de grano fino (basado en Picard, 1971). Tomado de Potter (1980).

33

34

Fig. 29. Cambios diagenéticos en rocas fangosas, relacionados con la profundidad de sepultamiento y los efectos de estos cambios en la diagénesis de las areniscas asociadas. Tomado de Boogs Jr. (2003).

35

VII ROCAS CARBONATADAS Las calizas (compuestas principalmente de calcita, calcita con magnesio y aragonito) y las dolomías (compuestas principalmente de dolomita) son los principales tipos de rocas carbonatadas. Calcita con alto contenido de Mg y aragonito son sometidos a cambios diagenéticos; por esto la calcita y dolomita son los principales componentes en rocas carbonatadas antiguas. Minerales de carbonato Los minerales de carbonato son formados por la unión de cationes divalentes (2+) (principalmente Ca y Mg, así como pequeñas cantidades de Fe, Sr y Ba) con el anión del carbonato (CO3)2-. Aunque hay más de ~50 minerales de carbonato solo tres son los más abundantes en la corteza terrestre: calcita, aragonito y dolomita. Calcita y aragonito son polimorfos de CaCO3. Se distinguen dos tipos de calcita: la calcita de forma relativamente pura con un contenido de Mg menor de 4 mol% MgCO3 (Low-Mg-calcite, LMC) y la calcita con un contenido de Mg mayor de 4 mol% (High-Mg-calcite, HMC, normalmente entre 11 y 19 mol% MgCO3). Esta también puede contener pequeñas cantidades de Fe, Mn o Na. En contraste a la estructura trigonal de la calcita, el aragonito (ortorómbico) no incorpora cantidades significantes del ión Mg. Sin embargo, el aragonito puede incorporar hasta 10.000 ppm (= 1%) de Sr. El Sr desplaza el Ca. Comunmente los organismos marinos usan cationes pequeños como el Mg (el más pequeño) y Mn para rellenar el enrejado cristalino de aragonito y calcita. Sin embargo, el Mg por ser tan pequeño no alcanza a rellenar la estructura abierta del aragonito. Por esto el Mg raramente desplaza al Ca en el aragonito, por lo que el Mg es escaso (< 5000 ppm) en la estructura cristalina del aragonito. Los cationes Ba y Sr tienen un tamaño mayor que Mg y Mn por lo que no pueden rellenar el enrejado (estrecho) de la calcita pero si la del aragonito (más abierta) por lo que puede desplazar al Ca en el aragonito. Por esto el Sr y Ba es común en el aragonito. La calcita es precipitada tanto orgánicamente como inorgánicamente. HMC es producida principalmente por organismos bentónicos en aguas marinas tropicales. La LMC es producida por organismos pelágicos y planctónicos en aguas oceánicas. Aragonito también es precipitado por procesos orgánicos e inorgánicos. Mucho del aragonito en rocas carbonatadas es de origen orgánico, ya que el aragonito es el principal constituyente del esqueleto de invertebrados y el principal precipitado de cierto tipo de algas. El aragonito es menos estable que la calcita y tiende a alterarse a calcita durante la diagénesis. Por eso, todos los sedimentos carbonáticos se transforman en calcita (Low-Mg-calcite). El aragonito se encuentra únicamente en depósitos recientes y subrecientes (por ejemplo como ooideos, en conchas o como cementante en arrecifes). La dolomita, compuesta por (Ca,Mg)[CO3], puede formarse por precipitación directa en ambientes marinos especiales o en sedimentos carbonáticos y en calizas por procesos diagenéticos muy tempranos o tardíos (dolomitización). También puede formarse en fangos siliciclásticos ricos en material orgánico. Existen varios modelos para explicar la formación de este mineral. La calcita y dolomita se encuentran como cristales de tamaños variables. El material compuesto por cristales muy finos (menor de 5 µ) se llama micrita (puede ser como matriz, cemento micrítico o material micritizado), el material más grueso (0.02-0.1 mm) se llama esparita (se forma por la recristalización de la micrita o como cementante). Componentes La composición de las calizas es muy variable. Sin embargo, se pueden clasificar los componentes como aloquímicos y ortoquímicos:

- Granos no cubiertos (aloquímico) - Granos cubiertos (aloquímico)

- Granos de fragmentos de esqueletos (aloquímico) - Otras formas de precipitación de carbonato por algas (ortoquímico) - Micrita (matriz) (ortoquímico) - Cemento (ortoquímico)

Los componentes aloquímicos son cualquier grano de CaCO3 que una vez formado es transportado y depositado como un clasto (extraclasto). Por el contrario, los componentes ortoquímicos no son transportados ni depositados como clastos, es decir se encuentran donde se formaron como por ejemplo la matriz de micrita y el cemento esparítico Granos cubiertos Los granos cubiertos están compuestos por varias láminas formadas alrededor de un núcleo. Se distinguen los siguientes tipos: ooides, vadoides, pisoides y oncoides. Ooides Los ooides (ooideos, oolitos) son granos cubiertos esféricos, normalmente con láminas muy regulares. El núcleo puede ser un grano de cuarzo, una otra partícula carbonática, un fragmento de una concha, etc.. El diámetro de los granos varía, en promedio es entre 0.2 - 0.5 mm. Hay ooides más pequeños y también más grandes. Por ejemplo, de Alemania y Francia se conocen ooideos con un diámetro hasta 2 mm, o más (los más grandes de 2 mm se llaman pisoides). Casi todos los ooides recientes están compuestos por aragonito. Los ooides en rocas más antiguas son de calcita. Los granos contienen material orgánico, especialmente entre las láminas. Un sedimento suelto compuesto por ooides se llama una arena de ooides, la roca correspondiente es la oolita. Los ooides se forman en aguas muy someras y agitadas (aunque hay algunas dudas sobre esto). Actualmente, la mayoría se forma en ambientes marinos (Las Bahamas, Golfo Pérsico); sin embargo, algunos se originan también en lagos desérticos (Gran Lago Salado en Utah) o en lagos en climas templados (México, Suiza). Los ooides se forman probablemente por procesos químicos y bioquímicos en ambientes someros con una saturación de carbonato en el agua y preferentemente con temperaturas elevadas. Probablemente, el proceso de precipitación de carbonato es favorecido por la presencia de material orgánico (bacterias) o ácidos orgánicos. Según la orientación de los cristales formados durante su crecimiento, se pueden distinguir ooides radiales, tangenciales o granos sin orientación predominante (“random”). Los ooides radiales son los más comunes, siendo de aragonito. La recristalización durante la diagénesis o la micritización por actividad biológica microbial pueden borrar la textura original.

Fig. 30. Ambientes de depósito de los ooides. Donde HO se refiere a la alta energía (aguas agitadas) y LO a baja energía (aguas tranquilas). Tomado de Boggs (2003).

36

Fa

Los "ooides" de fosfato, como se conocen de San Juan de la Costa, no son ooides en el sentido genético original, sino se formaron por procesos diferentes (probablemente dentro del sedimento). Durante la diagénesis los ooides de aragonita se transforman a calcita, muchos ooides se recristalizan completamente y se forma la calcita espática (pseudoesparita). Oncoides Los oncoides representan un tipo especial de los estromato-litos. Son granos cubiertos con un diámetro hasta varios cen-tímetros, a veces son > 10 cm. Las láminas de los granos son más irregulares que las de los ooides. Pueden contener uno o varios núcleos. Los oncoides se forman por la calcificación de alfombras de algas en forma de bolitas de algas. Se originan en agua somera y agitada, normalmente en climas tropicales (pero se conocen de todas las zonas climáticas). Algunos se forman en ambientes lacustres. Comunmente, se encuentran restos de las estructuras biológicas (de las algas) en los granos. Los oncoides son granos comunes en varias lagunas de Baja California. Fig. 32. Formación de oncoides. Pisoides Son granos del tipo ooides (con láminas concéntricas muy regularesooideos con un diámetro mayor de 2 mm frecuentemente se llaman taLos pisoides se forman típicamente en algunas cavernas en regiones k Vadoides Los vadoides son granos cubiertos que se forman por una combinalluvia) in situ en caliche (en inglés "calcrete") o en sabkhas con seirregulares que los ooides y más grandes (hasta > 1 cm). Tienen mucparticipación de algas, aunque se discute una cierta influencia microsemiáridas, por ejemplo en Baja California. Peloides Son granos esferoidales, cilíndricos o angulosos. Normalmente tienpeloides más grandes. Estan compuestos por micrita (carbonato mgrupo de los peloides incluye granos que se formaron por procesos granos representan excrementos de cangrejos, peces, gasterópodos, oy micritización de otras partículas (conchas, intraclastos pequeños, hu

ig. 31. Principales tipos de microestructuras vistos en ooides ntiguos y recientes.Tomado de Tucker (1992).

), pero con un diámetro mayor de 2 mm (sin embargo, mbién ooides cuando se formaron en la misma manera). ársticas (Carlsbad Caverns en Texas).

ción de procesos de precipitación y disolución (por la dimentación calcárea. Los granos comunmente son más has características de los oncoides, pero se forman sin la bial. Los vadoides son comunes en las regiones áridas y

en un diámetro entre 0.1 y 0.5 mm. Sin embargo, hay uy fino) y no presentan ninguna estructura interna. El muy diferentes. Muchos son granos de origen fecal, los tros. También se forman por procesos de retrabajamiento esos).

37

Agregados Se forman por la cementación de varios granos en el ambiente de depósito (no es cemento diagenético). La formación de agregados es típico para ambientes lagunares (con pausas en el retrabajamiento que permiten la cementación). En Las Bahamas se llaman grapestones y lumps y comunmente se forman en zonas protegidas, comunmente abajo de una alfombra de algas. Formación de agregados:

Fig. 33. Formación de grapestones y lumps (agregados) (Boggs 2003). Etapa 1 Los granos de carbonato son pegados por foraminíferos, filamentos microbiales y hongos. Etapa 2 Calcificación de ligamentos microbiales, comúnmente por calcita con alto contenido de magnesio, formando un agregado cementado (grapestone). Progresivamente tiene lugar la micritización de los granos de carbonato. Etapa 3 Incremento en la cementación de los contactos entre granos, imducida por la precipitación microbial, rellenando cavidades para formar un relieve más suave. Etapa 4 Relleno de cualquier cavidad central, resultando un agregado denso, micritizado y rico en matriz. Algunos componentes de calcita rico en magnesio pueden ser reemplazados por aragonito. Intraclastos Los intraclastos carbonáticos son fragmentos de sedimentos carbonáticos consolidados o semiconsolidados y se forman por retrabajamiento en la cuenca de depósito. El tipo más común son los intraclastos de micrita que se forman por el retrabajamiento de fangos secos en las planicies de marea (formados durante de las mareas bajas). La mayoría de los intraclastos tiene una forma alargada. Granos de fragmentos de esqueletos Los fragmentos de esqueletos (son fragmentos de organismos que precipitan carbonato) en una roca representan la distribución de los organismos en sus ambientes de depósito y en el tiempo geológico. Los grupos más importantes son: - Moluscos: bivalvos, gasterópodos, cefalópodos - Braquiópodos - Corales - Equinodermos: erizos del mar, estrellas del mar, crinoides - Briozoarios

38

- Foraminíferos - Algas rojas Formación de carbonato por algas Las algas producen partículas de esqueleto, atrapan otros granos, forman sedimentos laminados y destruyen rocas por procesos de bioerosión. Los grupos de algas importantes son: - Rhodophyta (algas rojas) – producen los rodolitos (un tipo de grano cubierto) - Chlorophyta (algas verdes) - Cyanophyta (algas azules verdes) - Chrysophyta (algas amarillas verdes) Las algas rojas viven en aguas frías, templadas y tropicales. Tienen un esqueleto de calcita y se encuentran en muchos arecifes. Las algas verdes ocurren en agua dulce y marina. La calcificación de las plantas es incompleta. Muchas algas verdes se descomponen en partículas pequeñas (por ejemplo Halimeda). Estas partículas son probablemente el componente más importante de los fangos carbonáticos. El grupo de Chrysophyta (Coccolithos) son algas planctónicas. Estos son el componente principal en la creta y los fangos carbonáticos en las cuencas profundas. Las algas azules verdes tienen una gran importancia aunque normalmente no tienen un esqueleto de calcita. Estas algas son creadoras de microbioerosión (el proceso de micritización incluye: la perforación por algas endolíticas y precipitación de micrita en los huecos), forman alfombras de algas y los estromatolitos (calcificación de las algas por su metabolismo). Composición de los organismos de esqueleto

Tabla 17. Composición mineralógica de organismos con esqueleto. Tomado de Tucker (1992).

39

Micrita Micrita Muchas calizas contienen una matriz fina o estan compuestas por partículas finas de carbonato. Este material se llama micrita (calcita microcristalina) con un tamaño menor de 4 µm. Probablemente la mayor parte de estas partículas se forma en los fangos de micrita debido a la descomposición de las algas verdes. Otros procesos que producen micrita son la microbioerosión por algas y espongas, la precipitación de micrita debido a procesos bioquímicos o químicos, el retrabajamiento de esqueletos de organismos y la decomposición de excrementos (bolitas fecales, pellets) (ver Fig. 34). Recristalización La textura de las micritas puede cambiar por procesos diagenéticos. Comunmente se forman cristales de calcita más grandes (esparita). En muchas calizas se observa una recristalización incompleta y se encuentran las dos formas (micrita y esparita) juntas en la misma roca. En general, el proceso es un ejemplo para el neomorfismo. Micritización Es el proceso de perforación de partículas por algas, esponjas o hongos (microbioerosión) y el subsecuente relleno de los huecos por precipitación de micrita (cemento micrítico). Se pierde la estructura original.

Fig. 34. Orígenes múltiples de fango calcáreo en Bight de Abaco, Bahamas. Tomado de Boggs Jr. (2003).

40

Micritización de una concha:

Fig. 35. Reemplazamiento de una concha aragonítica de un molusco. A-D) por un proceso de perforación-cementación. E) por calcitización y con preservación de restos de la miscroestructura original. Tomado de Tucker (1992). Tipos de rocas carbonatadas Componentes en las calizas En las rocas carbonatadas hay tres tipos constituyentes principales de carbonato de calcio, los cuales son granos, matriz y cemento. Según el tamaño de los cristales se distinguen la micrita (cristalitos muy finos), la microesparita y la esparita (cristales más gruesos). Dentro del grupo de los granos podemos distinguir peloides, granos cubiertos (ooides, vadoides, oncoides), bioclastos (conchas, corales, espinas de erizos, etc.) e intraclastos micríticos. Estas partículas pueden tener tamaños muy variables. La matriz se forma a partir de un fango calcáreo micrítico. Puede recristalizarse durante la diagénesis, transformandose en esparita. En las rocas sin matriz podemos encontrar una gran variedad de cementos aragoníticos o calcíticos, que son de esparita. Los procesos diagenéticos pueden alterar las características originales de la roca. Clasificación Para el establecimiento de clasificaciones de las calizas se puede tomar en cuenta: En las calizas clásticas, la proporción de granos, matriz y cemento. Tamaño y tipo de los granos. Las calizas no clásticas. Recristalización, parcialmente o totalmente. Existen varias clasificaciones de las calizas, siendo las más importantes las de Folk y Dunham. Ninguna clasificación puede considerar todas las variaciones de calizas. En la clasificación de Dunham, es recomendable el uso de la terminología en inglés (mudstone etc.). Las clasificaciones consideran los tipos de grano, la presencia de micrita (matriz) o esparita (cemento o matriz recristalizada), la presencia de matriz o cemento, la proporción entre matriz y granos.

41

Según el tamaño de las partículas se distinguen (según Folk) calcilutitas, calcarenitas y calciruditas. Las calcilutitas se forman de fangos calcáreos. Se distinguen calcilutitas muy finas, finas, medias y gruesas. Las calcarenitas están conformadasde partículas calcáreas de tamaño de arena (peloides, ooides, fragmentitos de bioclastos). Se clasifican en muy

finas, finas, medias y gruesas. En la misma manera se subdividen las calciruditas, las cuales comunmente están conformadas por bioclastos gruesos o intraclastos. En una de las clasificaciones de Folk (ver la figura) se consideran el tipo de grano y el tipo de carbonato (micrita o esparita) que está presente entre las partículas. En caso de la esparita no importa si es esparita primaria (cemento) o esparita formada por recristalización de una matriz micrítica. En esta manera podemos clasificar muchas calizas como pelesparita/pelmicrita (con peloides), bioesparita/biomicrita (con bioclastos), ooesparita/oomicrita (con ooides) y intraesparita/intramicrita (con intraclastos). Una micrita sería una caliza sin granos, una dismicrita es la roca con micrita recristalizada. Una biolitita se forma por la actividad constructiva de organismos (algas, corales). En la clasificación de Dunham (modificada por autores posteriores) se considera la proporción entre matriz (mud) y granos o entre granos y cemento. Ojo: La matriz puede ser la micrita original o matriz recristalizada (esparita). Esta última puede ser dificil de reconocer en rocas con muy poca matriz donde se tocan los granos, y se puede confundir con cemento. Las rocas sin o con muy pocos granos se llaman mudstone. Un wackestone contiene pocos granos (bioclastos, ooideos, peloideos, intraclastos) que flotan en la matriz. En un packstone los granos son más abundantes y se tocan, el espacio entre los granos ocupa la matriz. Un grainstone presenta los granos con muchos contactos y no tiene matriz, sino cemento entre los granos. Un floatstone contiene granos gruesos (clastos, biofragmentos grandes) flotando en una matriz. Un rudstone contiene menos matriz y los fragmentos gruesos se tocan (ejemplo: puede ser escombro arrecifal). Un framestone se forma por organismos (corales, algas calcáreas), formando una estructura densa (arrecifal). En un bafflestone los organismos están más separados y hay sedimento fino (micrita) entre ellos. Un bindstone se forma por la actividad de organismos produciendo una estructura laminar horizontal (costras). En las calizas cristalinas ya no se reconoce la textura original por una fuerte recristalización, transformando la roca en esparita.

Tabla 18. Distribución de tipos de sedimento calcáreos a través del tiempo y espacio. Tomado de Prothero & Schawab (1999).

42

Fig. 36. Una aproximación de diversidad, abundancia e importancia relativa de varios organismos calcáros marinos, organismos productores de sedimento.Tomado de Boggs, Jr. (2003).

Tabla 19. Clasificación de rocas de acuerdo con la textura de depósito. Tomado de Ramos (1993).

43

Fig. 37. Clasificación de calizas con diagramas esquemáticos de cada tipo de roca según Dunham (1962). Tomado de Tucker (1992).

Tabla 20. Escala de tamaños de grano para rocas carbonatadas. Tomado de Ramos (1993).

44

Fig. 38. Esquema que muestra la clasificación de rocas carbonatadas. a) en base a la clasificación de Dunham (1962). b) según la textura. c) clasificación que combina aspectos texturales y mineralógicos. Tomado de Loren (1995).

Tabla 22 Clasificación de las rocas carbonatadas según sus componentes más gruesos, en contraste con la matriz de grano fino. Tomado de Ramos (1993).

45

46

Tabla 23. Clasificación de madurez textural de Folk (1962). Tomado de Tucker (1992).

Tabla 24. Clasificación de Dunham, modificada por Embry y Klovan (1972). Tomado de Prothero y Schwab (1999).

47

Tabla 25. Clasificación de rocas carbonatadas de acuerdo a la textura deposicional. A – Dunham (1962). B – Embry y Klovan (1972). Tomado de Boggs (1995).

48

Diagénesis en calizas Aspectos generales Podemos distinguir las etapas de diagénesis temprana, profunda y tardía. Durante la diagénesis temprana el agua intersticial todavía tiene una relación con el ambiente sedimentario encima y existe un intercambio de iones. Los procesos diagenéticos podemos comparar con los de los sedimentos siliciclásticos solamente en parte. La diferencia principal es que la calcita es mucho más "sensible", facilitando la unión de partículas pero también la disolución y su posible reprecipitación del material. En diferencia, los minerales siliciclásticos son mucho más estables. La diagénesis temprana inicia con la compactación y deshidratación del sedimento. Dentro la diagénesis temprana se distinguen cuatro ambientes diagenéticos, los cuales son la zona meteórica vadosa, meteórica freática, marina vadosa y marina freática. En los ambientes terrestres (zona meteórica) no se forma mucho cemento calcáreo durante la diagénesis temprana. La razón es que el agua dulce comunmente contiene poco carbonato de calcio en solución (excepción: regiones kársticas). En la zona marina vadosa (la zona entre las mareas o encima la marea alta: playas, partes altas de arrecifes) se observa en sedimentos sin matriz una cementación incompleta por cementos de borde, forzado por la evaporación de la humedad durante la marea baja. En la zona marina freática puede ocurrir una cementación intensa en sedimentos sin matriz, por la disponibilidad de carbonato de calcio. En los sedimentos calcáreos fangosos (fango micrítico) se observa a corto plazo la autolitificación por las reacciones entre las partículas de carbonato de calcio (los cristalitos se unen). Cuando en el ambiente, por falta de proliferación de sedimento, la superficie se queda estable para un tiempo, esta autolitificación resulta en la formación de fondos duros, los cuales serán sujeto a la perforación por organismos. Esto es una gran diferencia con los fangos siliciclásticos (arcillosos), los cuales se litifican únicamente por la compactación provocada de la carga de nuevos sedimentos encima. En los bioclastos ocurre recristalización. A veces se observa dolomitización, la cual comunmente indica una sedimentación muy lenta (ambientes más profundos) o un ambiente ligeramente evaporítico (lagunas etc.). Durante la diagénesis profunda las rocas se compactan más y es común observar partículas fracturadas por la presión. En profundidades mayores ocurre disolución en los puntos de contacto entre granos por la debilidad de la calcita, originandose contactos suturados. Las estilolitas se forman por la disolución a lo largo de ciertos niveles. También se forman cementos, los cuales ocupan los espacios restantes. Es importante decir que durante la diagénesis profunda se forman cementos no solamente de calcita, sino también de otros minerales, ya que el agua intersticial puede contener una gran variedad de iones. Otro efecto importante es la recristalización de material micrítico y de bioclástos. Puede ocurrir la dolomitización de las rocas. Durante la diagénesis tardía predominan los procesos destructivos, por la influencia de agua subterranea o superficial (Karst). Ambientes diagenéticos En la zona cerca a la superficie se distinguen varios ambientes diagenéticos (ver Fig. 39). En zonas más profunda se pierde esta relación con el ambiente en superficie.

Fig. 39. Perfil de ambientes diagenéticos cercanos a la superficie. Tomado de Tucker (1988).

Cementos En las calizas dominan los cementos de carbonato (calcita, también a veces dolomita); sin embargo, es posible encontrar cementos no carbonáticos, los cuales comunmente se forman como el cemento de la segunda o tercera generación (por ejemplo durante la diagénesis tardía). Se encuentran los cementos carbonáticos en calizas compuestas por partículas y sin matriz (grainstones) o con una matriz incompleta (grainstone-wackestones). El cemento ocurre en forma de los cementos de borde (rim cement, fringe cement, fibrous cements) y el cemento espático, que rellena todo el espacio intersticial (sparite cement, block cement). Estos cementos se presentan también en algunas areniscas y conglomerados. Cementos de borde

b

a

Existen varios tipos de este cemento y se forman durante de la diagénesis temprana. Durante ésta fase existe una relación notable entre los tipos de cemento que se forman y el ambiente de depó-sito. La forma de los cristales (con una altura de pocos microme-

tros) depende de la composición del agua intersticial y así del am-biente de depósito. Tipos de estos cementos son el cemento de dientes de perro (dog teeth cement), el cemento columnar y el cemento fibroso (que es de aragonito). Otros cementos tempranos Otros cementos son el cemento gravitacional/ cemento de grave-dad (gravity cement, dripstone) y el cemento de meniscos (meni-scus cement) que se forman for una cementación incompleta y muy temprana, típicamente en la anteplaya superior, la posplaya o en las partes más altas de los arrecifes. En las playas se forman a veces las rocas de playa por la cementación temprana. La presencia de los cementos de gravedad y de meniscos es evidencia para la cementación muy temprana en un ambiente marino.

Fig. 40. a) cementos de borde. b) cemento gravitacional.

Otro tipo de cemento especial es un cemento temprano que se precipita en el interior de fósiles, rellenando una parte del fósil (cemento geopetal). Se forma una superficie horizontal que, por su posición y orientación en una roca, puede indicar retrabajamiento o la posición viva de éste fósil. Cemento de esparita gruesa (cemento espático tipo blocky cement y cemento sintaxial) Se forma normalmente durante la diagénesis tardía (profunda). El cemento de bloque rellena los espacios restantes, formando un mosáico grueso de calcita. La recristalización produce cristales aún más grandes. Esparita también puede formarse por la recristalización de una matriz de micrita. El cemento sintaxial envuelve con un solo cristal hasta varios granos. Comúnmente es producto de recristalización de materiales anteriores.

49

Fig. 41. Principales ambientes de cementación en rocas carbonatadas. Tomado de Prothero y Schwab (1996). Tipos de cemento de calcita:

Fig. 42. Diagrama de la ubicación de diversos ambientes para la formacion de diferentes tipos de cemento. Tomado de Tucker (1988).

50

Neomorfismo Neomorfismo es el cambio de la estructura de un mineral (recris-talización, micritización) o el proceso de reemplazamiento por un mineral polimorfo. En granos,

se mantiene la forma original. Común es el neomorfismo en conchas originalmente compues-tas por aragonito (por la inestabi-lidad de este mineral), el cual es reemplazado por calcita. Otro proceso importante es el proceso de recristalización de una matriz micrítica y su reemplazamiento por cristales más grandes de calcita.

Fig.43 Reemplazamiento de una concha aragonítica de un molusco. A-D) por un proceso de perforación-cementación. E) por calcitización y con preservación de restos de la miscroestructura original. Tomado de Tucker (1992).

Formación de cementos Los primeros cementos que se forman comunmente son cementos de borde. Estos cementos de borde se forman durante la diagénesis temprana. Los cementos posteriores llenan los espacios restantes, tipicamente durante la diagénesis más profunda. En esta manera se originan varias generaciones de cementos en una roca. Algunos minerales importantes que se encuentran como cemento son: ópalo, calcedonia, microcuarzo, macrocuarzo, calcita en muchas formas, aragonito (únicamente en rocas recientes y subrecientes), dolomita, hematita, glauconita, zeolitas, arcillas, fosfato.

Fig. 44. Principales tipos de cemnto formados durante la diagénesis de rocas carbonatadas. Los ambientes diagenéticos marinos son caracterizados particularmente por cemento de menisco de aragonito, gravitacional (en rocas de playa), isopaceo, fibroso y bitroidal. Los cementos de ambiente meteórico están compuestos dominantemente por calcita incluyendo de menisco y en la zona vadosa cemento gravitacional, isopaceo, de bloque y borde sintaxial en la zona freática. Los cementos de la zona profunda son principalmente de calcita incluyendo cemento sintaxial (bladed prismatic (hoja prismatica)) y tipos de mosaico de cuarzo. Tomado de Boggs (1995).

51

Fig. 45. Diagrama de la ubicación de diversos ambientes para la formacion de diferentes tipos de cemento. Tomado de Tucker (1988). Estilolitas Las estilolitas son un fenómeno muy importante en muchas calizas. Su tamaño va de micrometros a decímetros. Se forman por la presión, causada por el hundimiento de las rocas, provocando la disolución de material en ciertos niveles en la roca (a veces faltan más de 30 % del volumen original de la roca, según la amplitud de las estilolitas). Prácticamente todas las calizas contienen pequeñas cantidades de arcilla, comunmente en forma dispersa en la roca. En las estilolitas, a lo largo las superficies donde pasa la disolución, se enriquese este material no soluble (arcilla) que contenía la caliza original.

Fig. 46. Esquema de estilolitas en caliza. Recristalización La recristalización de la calcita es un proceso muy importante, en donde se forman cristales de calcita más grandes (esparita). Matriz El proceso es muy común en rocas con matriz de micrita. Es común observar matriz micrítica y matriz recristalizada (microesparita, esparita) en la misma lámina delgada. En ocaciones se transforma toda la matriz en esparita, que hace a veces dificil distinguir esta matriz recristalizada (pseudoesparita) de cemento de esparita (ortoesparita). La presencia de cristales de tamaño muy variable hace probable que la esparita sea pseudoesparita, quiere decir sería producto de recristalización. Otro criterio puede ser la relación entre esparita y granos: Cuando se observan granos flotando en la esparita es probable, que la esparita representa una matriz recristalizada. La presencia de granos muy compactados sugiere que la esparita en el espacio intersticial es cemento, el cual se precipitó después la compactación. Otro criterio es la estructura de la esparita (variación en el tamaño de los cristales, orientación, tipo de contacto con los granos). Partículas Se recristalizan componentes parcialmente o completamente compuestos por aragonito, por ejemplo muchos ooides y muchas conchas de moluscos. El reemplazamiento por esparita borra las estructuras originales.

52

53

Roca total La recristalización puede afectar a la roca en total, borrando la textura original de la misma. Se originan calizas cristalinas con una textura parecida a la de marmol. Calcificación Es el proceso de reemplazamiento de otros materiales por calcita, por ejemplo granos terrígenos, fragmentos de vidrio volcánico, fragmentos de hueso, matriz arcillosa o arcillosa calcárea. El proceso depende de la cantidad de carbonato disponible en la roca. Comunmente se observan cristales de esparita "comiendo" otras partículas. Por otro lado, es posible también el reemplazamiento de material calcáreo por otros minerales, por ejemplo por dolomita, glauconita o por fosfato. Dolomitización Durante la diagénesis muy temprana, pocos centímetros por abajo la superficie de un sedimento calcáreo fangoso, puede formarse dolomita ((Ca,Mg)CO3) en el sedimento. El Mg proviene del agua libre y entra por medio de difusión al sedimento. Los cristales reemplazan predominantemente a la matriz, pero también a granos. Posteriormente, durante la diagénesis tardía, estos cristales de dolomita pueden ser reemplazados por calcita. Dolomita puede formarse también durante la diagénesis tardía. Por una dolomitización completa se forman dolomías de esparita, borrandose la textura original. Las rocas dolomitizadas típicamente presentan muchos poros secundarios (por los cambios en el volumen). Porosidad Las rocas pueden presentar porosidad primaria (poros abiertos en rocas clásticas, estructuras fenestrales). Procesos de disolución o de dolomitización puede resultar en porosidad secundaria. Existe una terminología específicamente para la porosidad en calizas. Microfacies La interpretación genética de una caliza debe tomar en cuenta: textura de la roca, tipos de grano, tipos de fósiles, presencia de matriz y/o cemento, estructuras sedimentarias y rasgos diagenéticos. Una manera rápida es comparar una muestra con los 24 Standard Microfacies Types (SMF). El esquema de SMF fue desarrollado por Wilson y Flügel.

Tabla 26. Tipo standard de microfacies de carbonatos (Microfacies de Wilson). Tomado de Boogs (2003).

54

Tabla 27. Ambientes de depósito generalizados, zonas de facies y tipos standard de microfacies. Tomado de Boogs (2003).

55

VIII SEDIMENTOS MIXTOS Definición Hay un grupo de sedimentos y rocas sedimentarias, que normalmente está completamente ignorada en los libros de Petrología (por ejemplo en Prothero y Schwab, 1996). Este grupo son los sedimentos mixtos. Los sedimentos mixtos contienen en porcentajes variables material terrígeno y calcáreo, siendo la cantidad mínima 10 % (Mount 1985). Son depósitos sumamente comunes e importantes, se encuentran principalmente en regiones subtropicales o también tropicales, pero también hay en climas templados. Partículas Las partículas terrígenas pueden estar presentes en forma de arcilla y limo (formando fango) y arena siliciclástica, también material más grueso (grava). El material calcáreo puede estar conformado por fango calcáreo (micrita) o arena calcárea/granos de esqueleto/clastos (aloquímicos). Clasificación Las clasificaciones disponibles son de Zuffa (1980), Lewis (1984), Mount (1985), y parcialmente de ODP, Macquaker y Adams (2003). Ninguna clasificación es completamente satisfactoria. Lewis (1984) El esquema no considera rocas con fango siliciclástico y es funcional para rocas de regiones templadas.

Fig. 47. Clasificación tentativa para calizas con componentes siliciclásticos. Tomado de Lewis (1984).

56

Mount (1985) Siliciclásticos Arena > Aloquímicos Nombre > carbonato? fango? > micrita? si arenisca aloquímica (allochem sandstone) si no arenisca micrítica (micritic sandstone)

si no si fangolita aloquímica (allochem mudrock)

57

no fangolita micrítica (micritic mudrock) si caliza aloquímica arenosa (sandy allochem limestone)

no si no micrita arenosa (sandy micrite)

no si caliza aloquímica fangosa (muddy allochem limestone) no micrita fangosa (muddy micrite) Tabla 28. Clasificación de sedimentos mixtos. Tomado de Mount (1985).

Fig. 48. Clasificación de sedimentos mixtos, según Mount (1985). Tomado de Mount (1985).

Fig.49. Clasificación de sedimentos mixtos y de otros sedimentos del ODP (Ocean Drilling Project). Tomada de ODP (2009).

58

IX ROCAS SALINAS Minerales y rocas Carbonatos Aragonita, calcita CaCO3 Dolomita (Ca,Mg)CO3 Sulfatos Yeso CaSO4 * 2H2O Anhidrita CaSO4 Kieserita MgSO4 * H2O Polihalita MgSO4 * 2CaSO4 * K2SO4 * 2H2O Cloruros Halita NaCl Sylvina KCl Carnallita MgCl2 * KCl * 6 H2O Hay muchos minerales más, muchos de ellos no se originan en ambientes marinos sino se forman en la tierra firme (lagos, intemperismo). Algunos minerales se forman en ambientes diferentes. Por ejemplo, el yeso se forma por la evaporación en ambientes marinos, también por la incorporación de agua en la anhidrita y en un clima desértico, como Baja California, en las grietas y diaclasas de las rocas cerca a la superficie. Algunos minerales se forman diagenéticamente, dentro de rocas salinas ya existentes. Estos minerales se encuentran formando rocas, por ejemplo: calcita – caliza, dolomita – dolomía, yeso – yeso, halita – halitita/sal gema, sylvina – sylvinita (puede contener algo de halita), carnallita – carnallitita (puede contener algo de halita y de sylvina). Muchas rocas contienen varios minerales. Las rocas principales se distinguen facilmente por su textura, color, sabor etc. Algunas rocas presentan estructuras sedimentarias: Es común la estratificación paralela en la halitita. Las rocas salinas pueden formar secuencias con espesores hasta mayor de 1000 m. En estas secuencias se observan ciclos salinares (ver abajo). Agua marina En promedio, el agua marina contiene 35 ‰ (= 3.5 %) de sales en solución. Las variaciones en la concentración se encuentran sobre todo en ambientes marginales (en lagunas con concentraciones mayores o agua salobre) y en algunos mares epicontinentales (el Mar Báltico). Ion ‰ en el agua La solubilidad de los minerales y así su posible concentración máxima varía. La

concentración real de los iones y su solubilidad influyen en la precipitación de los minerales evaporíticos. Por ejemplo, el agua marina normalmente está saturada en carbonato de calcio. Por eso, relativamente fácil se precipita la calcita u organismos pueden recuperar el carbonato del agua. La temperatura y el clima influyen en la concentración y en la solubilidad, y así en la precipitación de los minerales evaporíticos.

Cl 18.980 Na 10.556 SO4 2.649 Mg 1.272 Ca 0.400 K 0.380 HCO3 0.140 Br 0.065 Sr 0.008 B 0.004 F 0.001

59

En las secuencias salinares marinas se observan 4 fases principales de evaporación: IV Cloruros de K y Mg y sulfatos de K y Mg, además NaCl y sulfatos de Ca III NaCl, además sulfatos de Ca II Sulfatos de Ca I Carbonatos La precipitación de yeso requiere un aumento de la concentración por el factor 3.62. La precipitación de anhidrita inicia después de un aumento en la concentración por el factor 9.82, la halita requiere el factor 10.82, la polihalita el factor 38.50, la carnallita el factor 117.11.

Espesor de las sales que se precipitan por la evaporación de 1000 m de agua marina MgCl2 en bischofita y carnallita 1.5 m KCl en sylvina y carnallita 0.4 m MgSO4 en kieserita 1.0 m NaCl halita 12.9 m CaSO4 anhidrita 0.6 m CaCO3 y (Ca, Mg)CO3 calcita y dolomita 0.1 m Modelos de formación de rocas salinas Teorías antiguas 1855, G. Bischof: laguna aislada: Se supone una laguna, separada del mar abierto por una barra. La barra primero disminuye el intercambio mar - laguna, después se cierra la laguna completamente. Inundaciones en la barra causan la precipitación de sales dentro de la laguna, con intercalaciones de material detrítico (polvo eólico). Las sales precipitadas y el material terrígeno rellenan la laguna. 1864, F. Bischof: lagos sin desagüe: Este tipo de lagos (lagos terminales) se encuentran en los desiertos. Polvo terrestre cubre las sales precipitadas. 1877, C. Ochsenius: teoría de barra: Ochsenius publica su teoría en el libro "Die Bildung der Steinsalzlager und ihre Mutterlaugensalze" de 1877 (traducción al inglés 1888). Supone una bahía profunda, casi cerrada por una barra y localizada en un clima desértico. El modelo actual para su teoría es la bahía Kara Bogaz Gol en el Mar Caspio. 1903, 1912, J. Walther: teoría de desierto: Para los grandes depósitos de rocas salinas en Alemania (del Pérmico Superior) supone una formación en un ambiente desértico, en un gran lago. La evaporación del agua produce las sales. 1926, G. Wagner: modelo de reflujo: Su modelo explica por primera vez la disproporción anhidrita/halita y la dominancia de la halita sobre las sales de K y Mg. Su modelo explica la gran porción de anhidrita en secuencias de rocas salinas y la menor porción de las sales de K y Mg debido a la existencia de un reflujo de lejía (aguas con altas concentraciones de sales) en el fondo. Modelos modernos Varias situaciones paleogeográficas permiten la formación de las rocas salinas. Depósitos de sal pueden formarse en ambientes terrestres y marinos. Actualmente, se explican muchas de las secuencias de rocas salinas con tres tipos principales de modelos los cuales son el modelo de precipitación en cuencas someras con agua somera, el modelo de precipitación en cuencas profundas con agua somera y el modelo de precipitación en cuencas profundas con agua profunda. El primer modelo, que supone la formación de las sales en aguas profundas. Además, sales pueden formarse en ambientes costeros y terrestres. Modelo I - agua profunda en una cuenca profunda Modelo de Ochsenius (1877), el modelo permite la formación de grandes espesores de rocas salinas. Sales de "Zechstein" (Pérmico Superior) en Alemania (hasta 2000 m), rocas salinas en Texas, el Mar Muerto.

60

Fig. 50. Procesos agua profunda en una cuenca profunda.

Modelo II - agua somera en una cuenca somera El modelo explica la evaporación en cuencas marginales someras (bahías y lagunas grandes). Ejemplo: Golfo de California durante la fase inicial de su apertura (el yeso de San Marcos).

Fig. 51. Procesos agua somera en una cuenca somera. Modelo III - agua somera en una cuenca profunda El modelo explica la formación de sales en cuencas profundas ya existentes, las rocas salinas presentan evidencias para su precipitación en agua somera. Ejemplo: el Mar Mediterráneo en el Mioceno (espesor máx. de sales: 2000 m).

Fig. 52. Procesos agua somera en una cuenca profunda. Evaporación en lagunas costeras, en sabkhas costeras y sabkhas continentales La evaporación en lagunas muy someras y en las áreas de sabkha asociadas se encuentran en la laguna Ojo de Liebre y la costa de Abu Dhabi (Golfo Pérsico) y la Isla del Carmen. Se forman depósitos salinos con espesores menores; los minerales principales son calcita, dolomita, yeso, anhidrita, halita. Una gran parte de los minerales se forman por procesos diagenéticos (precipitación del agua intersticial, otros). También se precipitan sales en las sabkhas continentales (lagos de playa). Isla del Carmen, B.C.S.:

Fig. 53. Procesos de evaporación en lagunas costeras, sabkhas costeras y sabkhas continentales.

61

62

Secuencias salinas Algunas secuencias salinas tienen espesores hasta mayor de 1000 m. Son de tiempos geológicos diferentes y se formaron según el modelo I (agua profunda). El ejemplo clásico son los depósitos salinos del Zechstein (Pérmico Superior) de Europa Central. Esta secuencia presenta varios ciclos salinares (completos o incompletos). Un ciclo salinar es (de la base hacia la cima): caliza, dolomita - anhidrita, yeso - sal gema - sales de Cl y Mg - sal gema - anhidrita, yeso - caliza, dolomita. Un ciclo puede tener un espesor total de menor hasta mayor de 100 m, los tipos de rocas marcan los cambios de la salinidad en la cuenca de depósito (la salinidad era variable tanto en el tiempo, como en las diferentes partes de la cuenca). Predomina la estratificación paralela (comunmente bien visible en los paquetes de sal gema), indicando condiciones tranquilas.

63

X PEDERNAL Y OTRAS ROCAS SILÍCEAS El término pedernal refiere a las rocas silíceas maduras (compuestas casi enteramente de estables minerales de sílice). Son de origen químico, bioquímico o bioclástico. Son rocas muy duras; su color es muy variable (gris, blanco, negro, verde, rojo). Existen cuatro tipos de pedernal: - pedernal de origen magmático (que se precipita en fallas, fracturas) - pedernal estratificado (en forma capas o horizontes distintos en rocas sedimentarias) - pedernal diagenético (en forma de concreciones y silicreto) - pedernal diagenético/metasomático formado por procesos de silicificación de rocas no silíceas Otras rocas silíceas de origen sedimentario son menos maduras, conteniendo ópalo A o ópalo CT (como minerales silíceos menos estables) en porcentajes considerables, además de material no silíceo. Son la diatomita, la radiolarita, la porcelanita. Las rocas silíceas en su totalidad se llaman en inglés chert. Petrología y origen de las rocas silíceas Fangos silíceos, diatomita, radiolarita Actualmente, en algunas partes de las cuencas oceánicas profundas se encuentran fangos de radiolarios y diatomeas. Los esqueletos de estos organismos están formados por ópalo biológico, llamado ópalo A. Estos fangos se forman comunmente por abajo de la profundidad de compensación de carbonato (aproximadamente 3000 m), pero también en algunas zonas con surgencias, provocando una alta bioproducción. Los fangos se depositan en el Pacífico en una profundidad mayor de 4.5 km, en el Golfo de California los fangos de diatomeas se depositan en una profundidad menor de 1.5 km en una zona de surgencia. La depositación de estos fangos es muy lenta, los fangos de radiolarios con una taza de sedimentación de 5 mm/1000 años, los fangos de diatomeas con 15 - 80 mm/1000 años. El ópalo A se transforma a largo plazo en ópalo CT, que es una forma mineralógica más estable. Este proceso incluye la disolución del ópalo A y después la precipitación de esta sílice como ópalo CT. La compactación de los fangos produce las diatomitas y radiolaritas. Las diatomitas que se formaron de fangos de diatomeas se encuentran en secuencias miocénicas y pliocénicas en los márgenes del Pacífico (Formación Monterey en California). Algunas diatomitas se forman también en agua dulce, en lagos con agua fría (edad glacial). También existen rocas formadas por la acumulación de espículas (espiculita) y en otras alcanzan una cierta importancia los silicoflagelados. Durante la diagénesis de los fangos silíceos el material biológico, el ópalo A (amorfo), se transforma al ópalo CT (microcristalino, pero desordenado) por un proceso de disolución y reprecipitación. En consecuencia, se forman bolitas con un diámetro de pocos micrometros (lepiesferos - lepispheres). Posteriormente, el ópalo CT se transforma al cuarzo, el cual es más estable. La transformación (disolución y reprecipitación) destruye las estructuras biológicas. Con el tiempo geológico y los contínuos procesos diagenéticos las rocas pueden transformarse en pedernal, aumentando al mismo tiempo su dureza y densidad. Porcelanita La porcelanita es una roca de grano fino que contiene material silíceo inmaduro. Los minerales silíceos son restos de ópalo A y ópalo CT, además puede ocurrir en menor porcentaje calcedonia y microcuarzo. Las rocas no son completamente silíceas, contienen material terrígeno, ricas en material orgánico y típicamente son laminadas. Las porcelanitas se pueden clasificar también como lutitas silíceas. En Baja California, las porcelanitas se conocen de la Formación San Gregorio y del Miembro San Juan de la Formación El Cien (ambos del Oligoceno Superior), las cuales se formaron dentro de una zona de mínimo oxígeno en un régimen de surgencia costera. Pedernales estratificados El pedernal está compuesto por varios minerales de SiO2: cuarzo microcristalino (microcuarzo, cristales con tamaños de pocos micrometros), cuarzo macrocristalino (macrocuarzo, cuarzo de cristales más gruesos, > 500 µm) y calcedonia. El macrocuarzo comunmente se encuentra en espacios intersticiales, formando cemento. Otro mineral de SiO2 es cuarzin. El color de los pedernales varía mucho; se conocen pedernales del color blanco, gris, verde, rojo, café, negro.

64

Los pedernales estratificados se encuentran comunmente en las montañas plegadas. Las capas tienen normalmente un espesor de pocos centimetros, típicamente con lutitas intercaladas. Muchos pedernales no presentan una textura interna, otros tienen gradación o estratificación (laminación, también estratificación cruzada que indica transporte). Muchos pedernales estratificados estan compuestos principalmente por radiolarios. Normalmente son muy mal preservados (frecuentemente no se ve ningún resto de fósiles). Las rocas que contienen una porción considerable de sedimentos clásticos muy finos o de carbonato representan la transición a las lutitas y calizas como son las lutitas y las calizas silíceas. Muchos pedernales se encuentran asociados con rocas volcánicas (lava almohadillada) en las secuencias de ofiolitas. Muchas radiolaritas se formaron en el Paleozóico (Alemania, Texas) y Mesozóico (Los Alpes), cuando todavía no había diatomeas. En conclusión, la mayoría de los pedernales estratificados tiene un origen biológico. Sin embargo, algunos pedernales estratificados probablemente se formaron por exhalaciones submarinas. Pedernales diagenéticos y metasomáticos Las concreciones, como una forma de pedernal diagenético, se encuentran principalmente en rocas carbonáticas. Otro pedernal diagenético se forma por la silicificación de rocas originalmente no silíceas (principalmente calizas), por procesos hidrotermales. Las concreciones (inglés: flint) se encuentran normalmente concentradas en horizontes distintos. Son típicas en calizas que se formaron en plataformas continentales. El color varía mucho, de blanco hasta café y negro. Se forman por procesos diagenéticos tempranos. La disolución de partículas silíceas (espículas de esponjas, diatomeas y radiolarios) puede originar la formación de soluciones intersticiales ricas en sílice. El sílice se precipita en superficies favorables, con un microambiente favorable, y se forman las concreciones. En muchas concreciones, que tienen un diámetro hasta 10 o 20 cm, a veces más, se encuentran fósiles o icnofósiles como núcleos. En la creta del Cretácico Superior de Alemania y Dinamarca se observan comunmente concreciones que se formaron en las madrigueras de Thalassinoides o alrededor de los tubos, y en el interior de erizos del mar. Aguas hidrotermales ricas en sílice pueden silicificar rocas, especialmente calizas, pero también dolomías, lutitas y otras rocas. Estos procesos de silicificación pueden estar relacionados también con intrusiones magmáticas. El proceso de silicificación se puede considerar como metasomatismo. Un tipo especial de rocas silicificadas son los silicretes (silicreto). Se forman en climas desérticos en los suelos terrestres. Se encuentran en algunas regiones en Baja California Sur, por ejemplo en la zona de la Laguna San Ignacio.

XI FOSFORITA Fosfato, rocas fosfáticas, fosforita Definición El término fosfato refiere a los materiales compuestos por minerales ricos en P, especialmente por el mineral apatito. Una roca fosfática contiene material fosfático en un menor porcentaje, por ejemplo una arenisca que contiene algunos granos fosfáticos. El término fosforita refiere a una roca muy rica en fosfato. Comunmente se trata como fosforita una roca que contiene más de 18 % de material fosfático (P2O5). No se deben confundir los términos "fosfato" y "fosforita". La mayoría de las fosforitas son rocas granulares. El color varía de beige o casi blanco a café y gris oscuro. Comunmente, la formación de fosforitas requiere procesos secundarios (físicos, a veces también químicos) para el enriquecimiento del material fosfático. Son procesos de retrabajamiento y transporte en manera contínua o esporádica, o también procesos de disolución y reprecipitación. El fosfato tiene una gran importancia económica: Se utiliza para la producción de fertilizantes. El fosfato con el mejor valor económico es el guano (no tiene impurezas por cemento no fosfático y por los elementos radioactivos U, Sr, Th). Mineralogía El fosfato terrestre contiene una gran variedad de minerales de P. En diferencia, el fosfato marino está compuesto por el mineral apatito, normalmente con una composición aproximadamente de Ca5[(F,OH)(PO4, CO3)3]. Este apatito sedimentario, conocido tradicionalmente con el nombre de francolita, es rico en F y CO3 (carbonate fluor apatite – CFA). La francolita contiene F mayor de 1 %. El fosfato sedimentario normalmente es una masa criptocristalina de apatito (colofano); parece isotropo bajo del microscopio (oscuro con nicoles cruzados). El fosfato marino contiene valores considerables de algunas tierras raras, especialmente de U, Sr, Th, por su incorporación durante la diagénesis.

Tabla 28. Clasificación textural para fosforitas granulares y microbiales y rocas multi-mineral con capas de fosfato (basada en la clasificación de carbonatos de Dunham en 1962). Tomado de Trappe (1998).

65

Petrografía El fosfato de origen marino ocurre en dos formas principales, como fosfato pristino y como fosfato granular. Estos tipos de fosfato están constituidos por colofano. Procesos microbiales parcialmente son importantes para la formación del fosfato. El fosfato pristino son nódulos (concreciones) y costras de fosfato (fondos duros) que están in situ en su lugar de formación, e.g. en una fangolita o lutita. Su retrabajamiento produce intraclastos. El fosfato granular son diferentes partículas de composición fosfática; comunmente son granos con tamaño de arena. Son granos sin estructura interna que se forman por procesos diferentes ("peloides"), granos cubiertos ("ooides", oncoides), intraclastos, fragmentos de hueso (que también son de fosfato). En general, este material es retrabajado. Las rocas ricas en granos de fosfato pueden presentar cementos fosfáticos, parcialmente como cristales de apatito. Un tipo especial es el guano, formado por la acumulación de excrementos de aves o murciélagos. El guano tiene una composición mineralógica muy compleja. La clasificación textural más reciente es de Trappe (1998). Su clasificación es parecida a la de Dunham para las calizas. Rocas fosfáticas Grandes acumulaciones de fosfato se encuentran en algunas secuencias de rocas sedimentarias de origen marino; el fosfato ocurre en forma de fosfato pristino y capas de fosforita granular. Ejemplos (para fosfato pristino y granular) son la Formación Monterey en California, la Formación San Gregorio en La Purísima y el Miembro San Juan de la Formación El Cien en San Juan de la Costa y El Cien. En la tierra firme se encuentra el fosfato en forma de guano. Ejemplos conocidos son los depósitos de guano en Chile y en la isla de Nauru en el Pacífico. Génesis de la fosforita en plataformas y taludes continentales Es el modelo "clásico". En las zonas con surgencia de aguas profundas relativamente ricas en fosfato (Peru, Chile, Baja California, Namibia) se encuentra una muy alta bioproducción (plancton). El plancton enriquece el fosfato, hasta el factor 10.000. El plancton se deposita en el fondo marino, su decomposición, que consume el oxígeno del agua marina, causa la formación de una zona con poco o sin oxígeno. Esta zona se llama zona de mínimo oxígeno (oxygen minimum zone - OMZ). En los límites de la OMZ la descomposición del material orgánico pasa más lento y una gran parte se acumula en el sedimento, donde continúa la descomposición de este material. El fosfato que estaba acumulado en el material orgánico se enriquece en el agua intersticial. Cuando la concentración llega a un límite crítico se inicia la precipitación de fosfato, formando el fosfato pristino. Bacterias juegan un papel importante en este proceso. Ejemplos: Peru, Baja California Sur.

Fig. 54. Génesis de la fosforita en plataformas y taludes continentales. Génesis de la fosfato en aguas someras Desde hace aproximadamente 20 años se reconoce más y más que hay también otros ambientes de depósito para la formación de fosfato; estos son algunas lagunas con influencia de surgencia en un clima seco y caliente, planicies de marea o esteros y atolones. En las lagunas costeras y en atolones se observa una muy alta bioproducción. La muerte de las algas en la laguna causa altas concentraciones de fosfato en el agua y en el agua intersticial (que atrapa el fosfato, no escapa de la laguna). Finalmente se forman granos o costras de fosfato, también se observa la fosfatización de partículas de carbonato. Gran importancia tienen microorganismos (bacterias, algas azules verdes) para la formación de fosfato, probablemente para la creación de un microambiente químico favorable. Es posible observar algunos restos de estos organismos dentro de los granos en una lámina delgada. Además, se encuentran huesos de peces, aves o mamíferos marinos (que también son de fosfato).

66

Fosforita de San Juan de la Costa La secuencia corresponde al Miembro San Juan de la Formación El Cien (Oligoceno Superior). Los sedimentos (fangolita, limolita, arenisca, conglomerado, coquina, toba, fosforita) se depositaron en diferentes ambientes de depósito que abarcan ambientes desde el borde externo de la plataforma continental hasta la costa. Se distinguen dos zonas de fosfogénesis: Una es la de la plataforma externa donde se formaron las fosforitas concrecionales (nódulos, fosfato pristino) en sedimentos finos y dentro de la zona de mínimo oxígeno causada por la presencia de una zona de surgencia; y la otra son áreas protegidas de la zona litoral donde se formaron abundantes costras y granos fosfáticos. Los ooides se formaron por abajo de la superficie del sedimento, los oncoides en la superficie, otros granos por la fosfatización del material carbonático y las costras por la precipitación bioquímica. En caso de eventos de alta energía estos materiales fueron retrabajados y transportados hacia el borde de la plataforma, principalmente en forma de corrientes de retorno inducidas por tormentas, formando las capas de fosforita que se encuentran intercaladas en rocas mucho más finas.

Fig. 55. Modelo fosfogenético del Miembro San Juan. Tomado de Schwennicke (1994). En general, la fosfogénesis requiere el cumplimiento de varias condiciones:

Ambiente tranquilo y estable Poca proliferación de sedimento siliciclástico Agua estratificada Proliferación de fósforo, comúnmente en forma de biomasa Separación de fosfato liberado del reciclaje

Tiempo

67

68

XII ROCAS FERRUGINOSAS En casi todas las rocas siliciclásticas se encuentran óxidos de hierro (Fe) en concentraciones muy bajas. Son el colorante principal de rocas sedimentarias (ya 0.1% Fe pueden colorear una roca de rojo). En las rocas feruginosas se encuentran concentraciones más elevadas de minerales de Fe. Minerales Los principales minerales de hierro son: Limonita Fe(OH)3 Goethita Fe(OH)3 Hematita Fe2O3 Siderita FeCO3 Chamosita (un silicato de Fe2+) Lateritas (un grupo de minerales ricos en Al y Fe, su enriquecimiento es por intemperismo dentro la zona de suelo, en climas tropicales) Glauconita (un mineral marino de color verde, es rica en Fe y Al) Rocas Rocas ferruginosas oolíticas Rocas de este tipo se formaron en el Paleozóico y Mesozóico. Son rocas sedimentarias compuestas por granos cubiertos de minerales de hierro, los minerales principales son la hematita, la limonita, la siderita y la chamosita. Hay dos teorías principales de la formación de los granos ferruginosos: Una teoría supone que los ooides ya se formaron como granos ferruginosos, la otra supone un reemplazamiento de ooideos de carbonato de Ca por los minerales ferruginosos por procesos diagenéticos. Ambas teorías requieren altas concentraciones de Fe en el agua. Aparentemente hay evidencias para la primera teoría: Recientemente, para un depósito de roca ferruginosa oolítica en Estonia se propuso que se había formado en una amplia plataforma continental y de que el Fe proviene de la desintegración de ceniza volcánica en el fondo marino. Además, en Indonesia se encontró que en el fondo marino actual se forman ooideos ferruginosos en depósitos tobáceos. Otra teoría dice que el Fe viene de suelos lateríticos (los ríos llevan el Fe al mar) y que los sedimentos ferruginosos pueden formarse, cuando la sedimentación siliciclástica es mínima. En la región frontera de Francia, Luxemburgo y Alemania existen grandes depósitos de estas rocas que se llaman Minette. La roca fue explotada y es famosa por sus ooides muy grandes (con diámetros hasta varios mm). Rocas ferruginosas del tipo banded iron formation (formaciones bandeadas de hierro, itabiritas) Las formaciones bandeadas de hiero (banded iron formations - BIF's) se formaron solamente en el Precámbrico. Son secuencias con espesores hasta miles de metros de rocas compuestas por rocas ferruginosas y bandas o capas de rocas silíceas (pedernal sedimentario). La textura de las rocas ferruginosas varía. Se encuentran partes laminadas que se formaron en lagunas o en plataformas muy extensas, por abajo de la base de oleaje; además, hay estromatolitos, ooides, pisoides, peloides, intraclastos y se observan canales, ondulitas y estratificación cruzada, grietas de desecación que indican una formación en agua muy somera. Origen del Fe: Una teoría supone que el Fe es del origen terrestre (por el intemperismo intenso en este tiempo, ya que todavía no había vegetación en la tierra firme y el oxígeno estaba escaso) o de origen volcánico. Se supone que la ausencia de oxígeno causó que el hierro se quedó en su forma soluble, que es Fe2+. Este hierro fue transportado al mar y oxidado a Fe3+, lo cual ya no es soluble, causando su precipitación. Otra teoría supone que la mayor parte del Fe tenía su origen en exhalaciones submarinas. Hay evidencias de participación microbial en el proceso de precipitación. La formación de BIF's terminó hace aproximadamente 1800 m.a., cuando la cantidad de oxígeno en la atmósfera alcanzó un nivel mayor. Estas rocas forman los yacimientos más importantes de Fe en el mundo. Depósitos grandes se encuentran en Brasil (e.g. en el Estado de Itabira), Africa, Australia, Canada, E.U. y otros lugares.

Fig. 56. Modelo de depósito para formaciones bandeadas de fierro. Tomado de Prothero & Schawab (1999).

69

XIII TURBA Y CARBÓN Turba El carbón se forma por la acumulación de vegetales que nacen en un ambiente pantanoso o de ciénega. Actualmente existen pantanos intracontinentales en tierras bajas (Siberia, Amazonas) y en algunas zonas costeras (Sumatra, Florida), típicamente en un clima húmedo (boreal, suptropical o tropical). La acumulación de material orgánico transformado en un pantano, se llama turba. La transformación pasa por procesos bioquímicos (decomposición incompleta por bacterias y hongos). En un pantano extenso pueden formarse capas de turba con un espesor de muchos metros. La turba es del color café y contiene todavía mucho material orgánico no descompuesto (hojas, ramas, madera), además tiene mucha agua y todavía no está bien compactada. La turba seca se utilizaba como combustible en muchos países en los siglos pasados. En pocos países es utilizada todavía. La explotación de la turba destruye sistemas ecológicos importantes; en el otro lado, el valor energético de la turba es muy bajo. Carbón Formación, diagénesis y metamorfismo La turba se transforma en carbón por el incremento de presión que expele la humedad y los constituyentes gaseosos (metano) e incrementa su porcentaje de carbono fijo. El material orgánico original se transforma por procesos bioquímicos y químicos, formandose nuevos minerales. El lignito, la hulla (carbón bituminoso, carbón de piedra) y la antracita son las variedades de carbón más comunes, siendo su poder calórico mayor en los dos últimos.

Swamp - pantano, peat - turba, lignite - lignito, carbón pardo, bituminous coal - carbón bituminoso, anthracite – antracita.

Fig. 56 La materia vegetal acumulada es convertida en carbón por descomposición. Tomado de Longwell y Flint (1995). El carbón se presenta en capas o estratos (los mineros las llaman vetas, este término se usa también en otro sentido), junto con otras rocas sedimentarias, principalmente lutita y arenisca. A diferencia de otros sedimentos, el carbón no sufrió erosión, transporte y depósito, sino que el material vegetal se acumuló precisamente donde crecían las plantas: Las capas de carbón incluyen troncos fósiles de árboles enraizados en la lutita subyacente, la cual evidentemente fue entonces un suelo arcilloso.

Fig. 57. Capas del carbón.

70

71

Los tipos de los depósitos orgánicos se clasifican como:

- Turba acumulación de material orgánico en pantanos por una descomposición microbial incompleta, depositación sin transporte, sedimento todavía no compactado

- Lignita carbón "inmaduro", todavía contiene agua y mucho gas, roca de color café, se forma en profundidades hasta pocos centenares de metros - Carbón bituminoso carbón "maduro", contiene poca agua y poco gas, roca de color negro, se forma por un hundimiento profundo - Antracita carbón bien metamorfizado, ya no contiene ni agua ni gases, roca negra, brillante, se forma por un hundimiento muy profundo (varios kilómetros) o la roca sufre un calentamiento por procesos magmáticos locales

El tipo de carbón que se forma finalmente depende de la temperatura que sufre la roca. La temperatura aumenta con la profundidad de hundimiento. El proceso de transformación se llama metamorfismo orgánico y se forman nuevos minerales. Los procesos del metamorfismo inician más temprano en el carbón que en otras rocas sedimentarias. El metamorfismo del carbón, principalmente por el aumento de la temperatura, ya inicia con un hundimiento de 2 o 3 km. Pero, el carbón bituminoso o la antracita pueden formarse también por el calentamiento causado por el ascenso de un cuerpo intrusivo o el calor producido por movimientos tectónicos. El carbón bituminoso se forma con una temperatura entre 100 y 200 °C, la formación de la antracita requiere temperaturas mayores. Normalmente, en la cuencas carboníferas se encuentran varias capas de carbón. En México existen varias de estas cuencas: la de Coahuila (Monclova-Nueva Rosita), de edad Cretácico Superior, las de Sonora (Triásico) y las de Oaxaca (Jurásico). Estas dos últimas son menos importantes industrialmente. En el Carbonífero se formaron grandes depósitos de carbón en Europa y en los Appalaches en los E.U, en cuencas que se formaron a lo largo de montañas plegadas. Otros depósitos se formaron en el Pérmico (China, Rusia), Triásico (Sonora) y Terciario (Alemania, Polonia, Austria). Los primeros depósitos importantes de carbón se formaron en el Devónico cuando avanzó el desarrollo de la vegetación terrestre (Spitzbergen). La mayoría de los yacimientos de carbón que se formaron en el tiempo geológico se originaron en pantános relacionados con tierras bajas en la zona costera (lagunas, lagos, pantános, deltas). Este tipo de carbón se llama carbón parálico. Por tectonismo vertical, variaciones en la cantidad de sedimentos terrígenos que se acumulan en esta zona y por cambios en el nivel del mar ocurren transgresiones y regresiones locales en dicha zona costera. En consecuencia, en dichas secuencias de rocas depositadas en la zona costera se observan depósitos marinos intercalados. Las capas de carbón tienen un espesor de muy pocos metros (la turba era de un espesor mucho mayor). Típicamente, el carbón parálico se encuentra en fajas largas (hasta >> 500 km). Otro tipo de carbón es el que se forma en depresiones intracontinentales, en ambientes lacustres y pantános relacionados. Este tipo se llama carbón lacustre. Normalmente, las capas de carbón de este tipo son de espesores mayores, pero tienen una extensión limitada (pocos kilómetros, no más de 20 o 30 km normalmente). Además, algunos yacimientos de carbón se formaron en cuencas intramontañosas. Son depósitos limitados en su extensión. Típicamente, depósitos del carbón parálico se formaron en la cuenca de antearco de una montaña plegada (de este tipo es el carbón del Carbonífero en Europa). Una parte del carbón lacustre se formó en las cuencas de trasarco. El plegamiento en las montañas plegadas afecta comunmente a los depósitos de molasa (son los depósitos que se acumulan en las cuencas de antearco y trasarco). Por eso, deformaciones y plegamiento son comunes en muchas secuencias que se formaron en estos ambientes.

Fig. 58. Ambientes en los cuales se dan plegamientos y deformaciones.

72

XIV ROCAS VOLCANOCLÁSTICAS Definición Son rocas clásticas compuestas totalmente o en su mayor parte por material de origen volcánico. Incluye las rocas piroclásticas, materiales piroclásticos retrabajados y materiales que provienen de la erosión de o retrabajamiento de rocas efusivas. Rocas piroclásticas Clasificación Se clasifican en base a su composición mineralógica y textural (tipos de partículas y su tamaño). Las partículas piroclásticas se llaman en general tefra (en inglés "tephra"). Composición

Fig.59. La naturaleza de los fragmentos y porcentaje de vidrio, mineral o roca de tephra y rocas piroclásticas son indicadores frecuentes para dar adjetivos en el triangulo. Tomado de Dietrich y Skinner (1979).

Tamaño de las partículas

Fig. 60. Clasificación de depósitos piroclásticos y rocas que tienen una distribución del tamaño de grano. Tomado de Dietrich y Skinner (1979).

73

Vídrio volcánico Se forma por una erupción en un volcán, por la erupción de un magma "ácido" (que contiene mucho sílice) como magma riolítico o andesítico o también de un magma "básico" como magma basáltico (magmas de alta visco- sidad). Normalmente los fragmentos de vídrio tienen un tamaño de arena fina a media. Se forman por la expansión del gas en el magma, cuando sube en la chimanea. Finalmente, durante la erupción, las burbujas de gas se juntan, rompiendo las "paredes" de magma y formando partículas. Pómez son partículas más grandes con huecos (el magma no se decompuso completamente por el contenido de gas).

Cristales Los cristales ya se formaron en la cámara magmática. Son de feldespato o cuarzo, también de biotita u otros minerales.

Fig. 61. Formación de vidrio volcánico.

Bombas y bloques Las bombas se forman de magma líquido y son más redondeadas, los bloques son angulosos. Los bloques provienen en una gran parte de depósitos anteriores. Se originan aglomerados y brechas. Tipos de depósitos piroclásticos - Depósitos lanzados por la erupción: ceniza, lapilli, bombas, bloques - Flujos piroclásticos: - ignimbritas - depósitos de base surge - lahares - Hialoclásticas: lava contraida y fragmentada al contacto con agua Las tobas de ceniza se reconocen facilmente por la presencia de fragmentos de vidrio volcánico, las tobas de lapilli por la presencia de fragmentos de tamaño mayor. Las ignimbritas se forman de flujos de gases muy calientes (nubes ardientes). Las partículas de lava, formadas por la decomposición del magma, están en suspensión en el flujo de gas. El flujo se mueve hacia abajo con altas velocidades, comunmente mayor de 100 km/h (Mont Pelée, en el año 1902: 180 km/h), sobre grandes distancias (hasta 100 km). Las partículas calientes se soldan parcialmente después de su depositación, formando una roca. El espesor del depósito un solo evento puede alcanzar 10 m. Se reconocen en una lámina delgada por la presencia de fragmentos de vidrio con forma alargada y aplastada. Además, en gran parte están soldadas. Los depósitos de base surge se forman de flujos piroclásticos que son una mezcla de vapor de agua, gases y partículas. Típicas son estructuras de estratificación, como estratificación paralela, también estratificación cruzada. El espesor del depósito de un solo evento es menor de un metro normalmente. Los lahares son depósitos de flujos de ceniza, lapilli con escombro. Hay lahares calientes y fríos. Los lahares calientes se forman durante la erupción, cuando el material volcánico se mezcla con agua. Los flujos fríos se forman por inestabilidades en los depósitos piroclásticos encontrados en las pendientes de un volcán, por ejemplo causadas por la lluvia. Las características texturales son muy parecidas a las de otros depósitos de flujos de granos en pendientes. Los lahares se forman especialmente en un clima húmedo (por ejemplo: Indonesia). Las hialoclastitas se forman de flujos de lava que se enfrían rapidamente por contacto con agua. El material rompe formando partículas angulosas por el movimiento en el flujo de lava. Retrabajamiento, transporte Después de su primera depositación los depósitos piroclásticos sufren retrabajamiento y transporte. Con el aumento en la distancia de transporte las partículas piroclásticas se descomponen (especialmente el vídrio volcánico), además los sedimentos se mezclan más y más con otros materiales. Se forman tobas retrabajadas o depósitos tobáceos (tuffitas) como areniscas tobáceas, fangolitas tobáceas o lahares fríos.

74

Depósitos volcanoclásticos formados por retrabajamiento El retrabajamiento de los depósitos piroclásticos o también de materiales efusivos por la gravedad, agua corriente o también el viento o hielo resulta en la formación de más depósitos volcanoclásticos (volcanosedimentarios), los cuales exhiben más y más características de rocas sedimentarias, como por ejemplo estratificación La característica principal de estos depósitos es que contienen un porcentaje considerable de material de origen volcánico, formando tobas retrabajadas, lahares fríos, areniscas y grauvacas tobáceas, areniscas volcanoclásticas, conglomerados volcanoclásticos etc. El material volcánico puede ser de origen piroclástico (partículas formadas durante una erupción) o epiclástico (partículas formadas por intemperismo y erosión de rocas volcánicas). Conforme al grado de retrabajmiento, pueden perderse las características volcanoclásticas y el material se transforma en un sedimento "normal". Diagénesis de depósitos piroclásticos y de sedimentos volcanoclásticos El vídrio volcánico es un material muy inestable. El primer paso de alteración puede ser la desvitrificación, lo que puede resultar en la formación de una textura microcristalina de feldespato y cuarzo. Una alteración más avanzada destruye el material original originando nuevos minerales. Típicas son las zeolitas (heulandita, phillipsita, celadonita) y algunos minerales de arcilla (smectitas: montmorillonita, caolinita, otras), a veces también minerales de sílice. Palagonita es el producto de alteración de vidrio máfico. También se observa la calcificación de partículas vítricas (por cristales grandes de calcita). Con el tiempo, el vídrio volcánico no calcificado puede descomponerse completamente, formando minerales de arcilla. La forma de las partículas originales desaparece. En esta manera puede formarse matriz secundaria en las areniscas tobáceas. La bentonita, una roca arcillosa, se forma por la alteración de tobas y contiene mucha montmorillonita. Desvitrificación

75

Zeolitas Diagénesis de vidrio volcánico

Calcita

Palagonita Arcilla

76

BIBLIOGRAFÍA

Adams, A.E., Mackenzie; W.S. y Guilford, C., 1984, Atlas of sedimentary Rocks under the Microscope, 104 pp., Nueva York (John Wiley & Sons). Adams,A.E., Mackenzie; W.S., 1998, A color atlas of carbonate sediments and rocks under the microscope, 180 pp., Nueva York (John Wiley). Blair, T.C. y McPherson, J. G., 1999, Grain-size and textural classification of coarse sedimentary particles. Journal of sedimentary Research, vol. 69, no. 1, p. 6-19. Blatt, H. y Tracy, R.J., 1996, Petrology. Igneous, Sedimentary and Metamorphic, Seg. Edición, 529 pp., Nueva York (W.H. Freeman). Boggs, S. Jr., 1992, Petrology of sedimentary rocks. 707 pp., Nueva York (Macmillan). Boggs, S. Jr., 1995, Principles of Sedimentology and Stratigraphy, 774 pp., Prentice Hall (Inglewood Cliffs). Boggs, S. Jr, 2003, Petrology of sedimentary rocks, 707 pp. New Jersey (The Blackburn Press). Busch, R.M. y Tasa, D., 1999, Laboratory Manual in Physical Geology, 256 pp. (Prentice Hall). Dietrich, R.V. y Skinner, B.J., 1979, Rocks and Rock minerals, 319 pp. Nueva York, (John Wiley & Sons). Fischer, R.V. y Schmincke, H.U., 1984, Pyroclastic rocks, 472 pp., Berlin (Springer). Flügel, E., 1985, Microfacies analysis of limestones, 633 pp., Berlin (Springer). Flügel, E., 2004, Microfacies of carbonate rocks, 976 pp., Berlin (Springer). Hamblin, W.K. y Howard, J.D., 1999, Exercices in Physical Geology, 256 pp. (Prentice Hall). Lewis, D.M., 1984, Practical sedimentology, 229 pp. New York (Van Nostrand Reinhold). Longwell, C.R., y Flint, R.F., 1974, Geología Física, 545 pp., Primera edición, México, D.F. (Editorial Limusa). Loren, A.R., 1995, Petrology: The study of Igneous, Sedimentary, Metamorphic rocks, 467 pp, E.U.A. (Wm. C. Brown Communications). Mackenzie, W.S. Y Guilford, C., 1980, Atlas of rock-forming minerals in thin section, 98 pp., Nueva York (John Wiley & Sons). Monreal, R., Montijo-González, A, Almazán-Vázquez, E., 1997, Guía para el estudio petrográfico de rocas carbonatadas, 99 pp., México, Hermosillo( Departamento de Geología Unison). Mora Castro, S., y Valverde Guillen, R., 1990, La Geología y sus procesos, 332 pp., Cartago (Editorial Tecnológica de Costa Rica). Mount, J., 1985, Mixed siliciclastic and carbonate sediments: a proposed first-order textural and compositional classification, Sedimentology, vol. 32, p. 435-442. Peryt, T.M., 1983, Coated grains, 655 pp., Berlin (Springer). Pettijohn, F.J., Potter, P.E., y Siever, R., 1973, Sand and Sandstone, 618 pp., Nueva York (Springer). Pettijohn, F.J., 1975, Sedimentary rocks, 628 pp., Nueva York (Harper & Row).

77

Prothero, D. R. y Schwab, F., 1999, Sedimentary Geology: An introduction to sedimentary Rocks and Stratigraphy , 575 pp. New York (W.H. Freeman and Company). Raymond, L.A., 1995, Petrology: The study of igneous rocks, Sedimentary and Metamorphic rocks, 727 pp., Dubuque ( Wm. C. Brown). Reading, H.G., ed., 1986, Sedimentary environments and facies, 557 pp.,Nueva York (Elsevier). Scholle, P.A., Bebout, D.G., Moore, C.H., eds., 1983, Carbonated depositional environments. AAPG Memoir, 33: 708 pp., Tulsa. Scholle, P.A. y Spearing, D.R., eds., 1982, Sandstone depositional environments, AAPG Memoir, 31:410 pp., Tulsa. Schwennicke, T., 1994, Deep and shallow water phosphorite-bearing strata of the Upper Oligocene of Baja California, México (San Juan Member, El Cien Formation),Zbl. Geol. Palaont, Teil 1, 1993 (1/2), Stuttgart, p. 567-580. Trappe, J., 1998, Phanerozoic phosphorite depositional system: A Dinamic Model for a Sedymentary Resurce System. Lecture notes in earth sciences, 76: 316 pp., Berlin, Heidelberg Nueva York (Springer). Tucker, M.E., 1981, Sedimentary petrology. An introduction, 252 pp., Londres (Blackwell). Tucker, M.E., 1988, Techniques in sedimentology, Blackwell Scientific publications, 394 pp., Oxford, London. Tucker, M.E. y Wright, V.P., 1990, Carbonate Sedimentology, 482 pp., Londres (Blackwell). Walker, R.G. y James, N.P., 1992, Facies models. Response to sea-level changes, 407 pp., Toronto (Geol. Ass. Canada). Zuffa, G.G., 1980, Hybrid arenites: their composition and classification, Journal of Sedimentary Petrology, vol. 50, p. 21 -29. Sitios Web: http://www.-odp.tamu.edu/publications/216-12/chap_02/c2-f2.htm (fecha de consulta: 6 de febrero de 2009). Además: los materiales del curso.