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I.- Introducción

TEMA 1.- Contexto general, definiciones y metodología

La petrología es la ciencia que estudia las rocas sedimentarias, observando los minerales que las

componen, el tamaño de estos, etc.

La primera parte consiste en el análisis, descripción y caracterización de la roca, para su posterior

clasificación (petrografía) donde se intenta conocer la génesis y la evolución que han sufrido estas rocas.

(petrogénesis).

El objetivo principal de la petrología sedimentaria es la interpretación de los depósitos sedimentarios

que se encuentran en la superficie o a pocos metros de profundidad, en condiciones de baja presión y

baja temperatura. Podemos decir que estudia por tanto los depósitos sedimentarios que son:

Rocas: depósitos sedimentarios consolidados (dsc).

Sedimentos: depósitos sedimentarios inconsolidados (dsi).

El motor en el ciclo sedimentario es el agua, la cual transporta o incluso disuelve el sedimento para su

posterior precipitación, manteniendo un equilibrio en el intercambio de agua entre los océanos, la

atmósfera, la litosfera… que tiene un valor de 36x1015

kg al año. El paso más importante donde ocurre

el mayor número de procesos sedimentarios: continental → océanos

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Valor científico y económico de las rocas sedimentarias

El valor científico es lógico, y el valor económico es debido a que bastantes yacimientos son

explotados al 100% debido a sus propiedades, sobre todo las rocas clásticas, con su gran permeabilidad

y porosidad donde se alojan fluidos (petróleo).

Metodología

Método científico:

1. Formulación de la cuestión.

2. Planificación del trabajo.

3. Obtención de los datos.

4. Análisis de los datos

5. Construcción de una hipótesis.

6. Predicción y chequeo.

7. Aceptación o no de la hipótesis.

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TEMA 2.- Naturaleza y origen de las rocas sedimentarias

Origen de las rocas sedimentarias

El origen y la acumulación de las rocas sedimentarias pueden parecer a primera vista muy sencillos. Se

ve cómo se forman las arenas y los barros y cómo son transportados por los ríos. Sin embargo, no es tan

sencillo; no todos los procesos formativos pueden ser observados. En particular, las modificaciones

diagenéticas, la formación de concreciones, la cementación, etc no pueden observarse con facilidad.

Tampoco han podido observarse las corrientes de turbidez, responsables del transporte, de la deposición

y de la estructura de muchos sedimentos marinos. Y así, la historia debe reconstruirse a través del

registro geológico, mediante los efectos producidos por todos esos procesos que ya han dejado de actuar.

Los “efectos” son principalmente las texturas, las estructuras y los minerales del depósito en cuestión.

Desde la roca madre se pueden seguir diferentes caminos para llegar a las rocas sedimentarias:

1. Por medio de procesos físicos o mecánicos como la abrasión producida por el viento y las partículas

que lleva en suspensión. Esto da lugar a unas rocas muy fragmentadas y que pueden ser transportadas y

en este transporte ser “pulidas” hasta depositarlas y después sufrirán la diagénesis que genera la roca

sedimentaria.

2. La roca madre puede sufrir procesos químicos de descomposición y lavado que darán lugar al regolito

o detrito que contiene Si, Al y Fe en gran cantidad. Luego estos detritos serán transportados y generarán

sedimentos que se depositarán y sufren la diagénesis hasta dar lugar a las rocas sedimentarias.

3. La roca madre puede ser atacada químicamente por las aguas subterráneas y generar fragmentos de

roca con Ca Si que sufren la cementación al llegar a zonas tranquilas y luego sufren diagénesis.

4. Los sedimentos contenidos en las cuencas de sedimentación que tienen Na, K, Ca y Mg pueden llegar

a zonas en las que precipitan y se nutren de Ca, Si y C y den lugar a los sedimentos que después de sufrir

diagénesis darán lugar a la roca sedimentaria.

5. Los procesos químicos debidos a la contribución de la atmósfera puedan ser directos o indirectos. Si

son directos atacan las rocas superficiales con O2, CO2, H2O y dan lugar al regolito que recorre el

camino 2. Si se forma indirectamente, contribuyen suministrando agua y componentes químicos a las

cuencas de sedimentación y a las aguas subterráneas.

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6. Las aguas oceánicas pueden dar lugar a la restauración de estructuras cristalinas con K y Mg y

generar las rocas sedimentarias.

7. Las erupciones volcánicas (medios procesos físicos y químicos) dan lugar a materiales que son

transportados y depositados generando sedimentos que sufren la diagénesis.

8. La caída de materiales cósmicos (proceso físico) generan sedimentos en la zona de donde cae y estos

sedimentos sufren la diagénesis y dan lugar a las rocas sedimentarias.

En resumen, existen dos grandes vías para la formación de rocas sedimentarias a partir de la roca

madre; elementos en solución que pueden llegar a precipitar en cuencas (químico) y transporte sólido

que puede es el transporte íntegro de la roca madre. Por el contrario, la acción volcánica o cósmica no

están relacionados con la roca madre.

El transporte de los elementos disueltos también puede ocurrir en aguas subterráneas, llegando a

formar parte en la diagénesis para otras rocas sedimentarias.

El significado de fábrica

Fabrica: es la estructura interna de la roca. Existen tres tipos:

Clástica → los materiales que la componen (clastos) proceden de las rocas preexistentes y se acumulan conjuntamente. Los elementos que la integran tienen

distinta composición, ya que son minerales (o grupos de

minerales) que han sufrido mucho transporte desde sus

respectivas áreas fuentes. El contacto entre los distintos

elementos es muy puntual, muy escaso y por eso son muy

porosos, incluso puede fluir el agua.

Química → Los materiales que la conforman (cristales) son equivalentes. Son cristales que han crecido juntos en la cuenca (cristales de sal). Los individuos

están juntos generando mosaicos. Los contactos entre ellos no

son puntuales, existe una gran superficie de contacto; debido

a esto, en esta fábrica la porosidad es muy escasa. Estos

materiales han crecido donde los estás observando.

Organógena → Acumulación de restos orgánicos (bioclastos). Es prácticamente un tipo de fábrica clástica pero con

elementos orgánicos en posición

de vida (por ej. arrecifes de

coral).

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Composición de las rocas sedimentarias

En una fábrica química, la roca está compuesta por un tipo de mineral o varios minerales producidos

en diferentes fases. Sin embargo, en una fábrica clástica podemos distinguir diferentes componentes:

Esqueleto → constituido por clastos de distintas rocas

que sujetan la estructura. Pueden ser tanto minerales

como conjuntos de minerales. Está constituido por los

clastos más grandes.

Pasta → es el material situado entre los clastos. Puede

ser química (cemento) o clástica (matriz).

Matriz → son clastos más pequeños que se sitúan entre

los más grandes (esqueleto). Material clástico de

tamaño más pequeño que los componentes del

esqueleto. Ha sufrido transporte.

Cemento → son cristales químicos que han precipitado

entre los clastos formando una fábrica química. Fase

que precipita en los poros de la roca. No ha sufrido transporte.

Poros → en estas fábricas no todo se rellena, por lo que hay huecos por donde circula el agua o

cualquier otro fluido.

Para definir correctamente los componentes de los clastos es necesario completarlo con su origen.

Todos los materiales procedentes de fuera de la cuenca se denominan extracuencales y los que están

relacionados con la cuenca se denominan intracuencales. La autofagia se define como el proceso

mediante el cual la cuenca sedimentaria se nutre de materiales procedentes de su interior, para formar

nuevos depósitos. Se produce en los depósitos intracuencales. A los minerales que proceden de una roca

ya existente también se les llama alóctonos y a los que pertenecen a la misma cuenca autóctonos. Los

clastos que forman el esqueleto y la matriz pueden ser tanto alóctonos como autóctonos, pero el cemento

será necesariamente autóctono.

Cementos tempranos: los que

precipitan en la cuenca de

sedimentación.

Cementos tardíos: los que se

forman en la diagénesis.

Autigénicos → nos informan de

las condiciones reinantes durante

la diagénesis.

Alóctonos → nos informan de la

composición de las rocas

preexistentes, el tipo de transporte, el clima…

Autóctonos → nos informan

sobre los procesos que tienen

lugar en la cuenca de

sedimentación.

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Clasificación de las rocas sedimentarias

Se basa en tres principios a cumplir:

- Debe ser un criterio de clasificación útil (funcional).

- Deben estar clasificados mediante características fácilmente observables para un rápido

reconocimiento (descriptivos).

- Basados en criterios objetivos (objetivos).

Rocas detríticas → rocas sedimentarias cuyos elementos han sido transportados y sedimentados en la

cuenca de sedimentación por procesos físicos (mecánicos)

Los depósitos más finos son

un alto porcentaje de las

rocas sedimentarias, pero al

situarse en cuencas marinas

no les damos la importancia

que tienen ya que nosotros

sólo nos fijamos en series

estratigráficas continentales.

Las rocas sedimentarias desa-

parecen debido al metamor-

fismo o a subducciones pero

si nos fijamos en el registro,

podemos observar que las

rocas sedimentarias eran

mucho más escasas en la

antigüedad.

Las rocas también pueden

sufrir un proceso de reci-

clage, formando parte de otro ciclo de sedimentación. Con esto se puede conseguir una roca

sedimentaria, pero a cambio de otra. El 80% de las rocas han sufrido algo de reciclado. (Falta volumen

total de sedimentos y R. sedimentarias, abundancia relativa, registro sedimentario).

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Los métodos de sucesiones estratigráficas no tienen en cuenta los porcentajes de sedimentos en las

cuencas de sedimentación oceánicas profundas, lo que origina déficit en el porcentaje de depósitos

políticos.

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II.- Caracterización de los sedimentos y rocas detríticas

TEMA 4.- Las texturas de los sedimentos y rocas detríticas: El tamaño de los clastos

Texturas: conjunto de características geométricas de los elementos que integran el depósito así como las

relaciones entre ellos (definición válida para cualquier tipo de roca: ígnea, volcánica…) Ejemplo de

textura → el tamaño de los clastos. (escala microscópica).

Estructuras: también definen las rocas, pero es el conjunto de características geométricas entre los

grupos de elementos que integran las rocas. El depósito → escala macroscópica.

Texturas más importantes de las rocas detríticas

1. Tamaño de los clastos (clasificación)

2. Distribución clastométricas (selección)

3. Forma

4. Redondez

5. Características superficiales de los clastos Características texturales de las rocas detríticas

6. Relación esqueleto/pasta + poros

7. Color

8. Porosidad y permeabilidad

1.- Tamaño de los clastos

Tamaño según dimensión mayor

Concepto de tamaño y su medida: Tamaño real: dimensión máxima de un

canto.

Tamaño aparente: dimensión máxima de la

sección de un clasto.

En la lámina delgada veremos la sección del

clasto y podemos medir su tamaño, pero no

es el real; es el tamaño aparente (Da).

Tamaño de tamizado → Clasificación según el tamaño de los clastos al hacerlos pasar por un tamiz;

el tamaño en que quedan retenidos se puede clasificar en un intervalo de tamaño determinado.

Malla gruesa

No sabemos con exactitud cual es el tamaño del canto; se le suele dar el tamaño del tamiz. Mediante los

tamices obtenemos una cantidad en peso de la población de clastos (retenidos entre dos tamices).

Malla fina

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Tamaño hidráulico equivalente → es el tamaño de la esfera con el mismo comportamiento hidráulico del

clasto (misma densidad).

Es un método indirecto de medida. La balanza de sedimentación se basa en la Ley de Stockes

La velocidad de caída libre de un

sólido en un fluido es directamente

proporcional al cuadrado del diámetro

de su dimensión y también directamen-

te proporcional a la diferencia de

densidad entre la partícula (ρs) y el

fluido (ρw) e inversamente proporcional a la viscosidad (μ) del fluido.

La balanza de sedimentación nos da unos

registros según el peso (P) y el tamaño de los

clastos en función del tiempo (t); la gráfica es la representación acumulada del tamaño de los

cantos. Nos fijamos en la tendencia de la curva.

Aún así el tamaño será indirecto. Al principio

crece mucho porque en poco tiempo se depositan

los cantos más gruesos y pesados. Al final crece

menos ya que hay decantación de las partículas más finas.

Escalas clastométricas → son unas reglas que sirven para establecer una serie de límites en el tamaño de los clastos. Las escalas pueden ajustarse a diferentes sucesiones:

Entre el intervalo de las escalas entre tamiz y tamiz, cuando llega a

tamaños más grandes, los “brincos” que da la escala al pasar de un tamiz

a otro es insignificante (diferencia entre 20 y 22 mm es muy pequeña) y

a tamaños pequeños las escalas son muy grandes (2–4 mm) a penas hay

diferencia; por lo que las escalas aritméticas no sirven.

Es de las más importantes. La que

vamos a utilizar es la de Udden (mm);

partimos de 1 mm y vamos

multiplicando o dividiendo entre 2

(según sea mayor o menor tamaño).

1mm, 2mm, 4mm, 8mm… → conforme vamos a tamaños mayores, los intervalos son cada vez mayores;

y a medida que vamos a tamaños más pequeños, lo que hacemos es multiplicar por ½ (o dividir entre 2),

con lo que los intervalos se hacen también más pequeños.

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En la escala de Udden todos los límites en los intervalos son potencias de 2; así, a la hora de

representar los valores del tamizado de un estudio, en vez de ser una gráfica será un histograma.

A medida que aumenta el tamaño, las columnas del histograma se

van haciendo cada vez mayores; como cada valor es un apotencia de

2, si pasamos esos valores a intervalos (1→20; 2→21; 4→22;

8→23…) obtenemos una gráfica aritmética, más manejable física-

mente que el histograma.

Sin embargo, para no tener que estar trabajando siempre con papel

logarítmico, hacemos (“intervalos”) una escala basada en las

potencias de dos, y que denominamos escala funcional o Escala Φ (phi) o de Krumbein (Φ) → escala

logarítmica en base dos del diámetro en mm, pero cambiada de signo:

La escala de Wentworth-Lane nos sirve para definir las rocas con el % del mayor número de clastos

representados en un depósito consolidado. Se define estableciendo el 50%. P.ej: la arenisca es una roca

sedimentaria formada por clastos de 2 – 1/16 en un 50%.

2.- Distribución clastométrica. Representaciones y parámetros

Tamices de diversos tamaños:

1 mm – 0 Φ Indica la cantidad de sedimentos que han quedado retenidos

(0 – 1 Φ) entre los diferentes tamaños de los tamices.

0,5 mm – 1 Φ Representación de los tamaños de clastos que integran el

(1 – 2 Φ) depósito detrítico.

0,25 mm – 2 Φ

Los intervalos vienen dados en la escala Φ, dando una determinada

frecuencia, la cual puede tomarse también en porcentaje o como

frecuencia acumulada. Ambas dan lugar a dos tipos diferentes de

gráficas.

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Escala Φ → los cantos de mayor tamaño se reflejan a la izquierda de

las representaciones clastométricas (como en el histograma, por

ejemplo). Obtenemos una curva de frecuencias a partir del histograma,

uniendo los puntos más altos de cada barra, dando una distribución en

forma de campana Gaussiana. [Ojo → los valores del histograma no son

los de la frecuencia de la tabla, sino los de la freq% de la misma].

Si nos piden la clase modal tenemos que poner el intervalo

Escala de frecuencia acumulada

Se van sumando las potencias normales de cada intervalo, o lo que es lo mismo, a

cada valor de la freq% se le suma el valor anterior (12 + 4 = 16; 16 + 32 = 48; 48 +

44 = 92…) y así vamos acumulando frecuencias. Para definir la curva, la

dividimos en cuatro cuartiles:

Q → cuartiles de la gráfica; vienen dados en valor de Φ:

En hoja lineal Q25 → 2,4 Φ

ya que es una Q50 → 3,1 Φ Cuartiles de proporcionalidad

escala aritmética Q75 → 3,8 Φ

El diagrama sirve para determinar la cantidad en tanto por ciento (%) de clastos

que terminan o quedan atrapados en un tamiz de un tamaño determinado.

Escala de frecuencia probabilística

Las frecuencias se suman (igual que en la anterior) pero el resultado ya no es

tan parecido a una “S” → los intervalos son menores cuanto más nos acercamos

al 80%; se pueden distinguir subpoblaciones: Percentiles. Sirven para construir

fórmulas determinadas de distribución clastométrica, dando valores concretos en

la escala de tamaño.

Es una hoja probabilística ya que es una escala logarítmica.

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Traskt → mm; Inman, Folk and Ward → Φ (phi)

Media – Mediana: describen la población central de la curva; en sedimentología nos dan la energía

media del depósito al formarse; y el centil de cada una de ellas sería el momento de máxima energía.

Dispersión: para ver la distribución de los clastos a lo largo de la escala clastométrica. En la curva de

frecuencia acumulada tendrán más pendiente las distribuciones con menor número de clases

representadas que aquellas que tengan mayor número de clases, que serán más tendidas o cercanas a la

horizontalidad. Es una medida del grado de granoselección.

Índice de asimetría: “lo simétrica que es una curva de frecuencias” (no la acumulada) → Skemness

Asimetría (+): la energía alcanza valores más bajos de lo normal (se va hacia los finos).

Asimetría (–): la energía alcanza valores más altos de lo normal (se va hacia los gruesos).

Muchos depósitos fluviales son (+) ya que el canal fluvial tiene una distribución Gaussiana (simétrica)

pero si se produce la sedimentación del río y decantan los finos, se pasa a una curva asimétrica.

Los depósitos costeros tienen una ligera asimetría (–).

Kurtosis: mide la selección de la moda (mide la frecuencia de tamaño de la campana de Gauss). Mide

la “centralización”. Indica la zona central y la forma del máximo de una curva.

Leptokúrtica: > 1

Platicúrtica: < 1

Mesocúrtica: = 1

Análisis clastométricos. Interpretación sedimentológica

Análisis de distribución clastométrica; nos basamos en los trabajos de Visher. Clasifica depósitos

arenosos en diferentes ambientes de sedimentación encontrando “algo” común a todos ellos: sistemática-

mente aparecen 3 rectas, como subpoblaciones. A estas 3 subpoblaciones las relaciona con sedimentos

transportados en un medio acuoso, donde se dan tres formas de transporte (todo depende de la energía

del medio).

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Tracción → los clastos más grandes ruedan por el fondo (rólido)

Saltación → los medianos van dando pequeños saltos.

Suspensión → los más finos van en suspensión, sin tocar el fondo.

Son los que interpreta Visher que aparecen en una distribución

clastométrica. En la gráfica aparecen separados por eso mismo,

porque cada uno de ellos es característico de su forma de transporte,

aunque todos pertenezcan a la misma población.

La subpoblación menos gruesa es la suspensión.

La subpoblación más gruesa es la tracción.

La subpoblación de saltación es la de mejor selcción. Tienen unos

intervalos de tamaños muy reducidos.

c y b están mal seleccionados debido al modo de transporte; hay

dificultad en establecer el límite en el tamaño de grano.

a → la población por saltación es crítica, pues si ganan o pierden un poco de peso o energía pasan a

población por arrastre (c) o a población en suspensión (b) respectivamente.

Punto de truncación de gruesos: tamaño crítico de los clastos en el que pasamos de tracción a saltación.

Punto de truncación de finos: tamaño crítico de los clastos en el que pasan de saltación a suspensión.

En depósitos fluviales, las arenas suelen ir por saltación y suspensión.

En depósitos costeros, las arenas suelen ir por tracción y saltación. (No hay arcillas).

En corrientes de turbidez, las arenas suelen tener algo de saltación y mucha suspensión.

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Varía el tipo de curva en función del ambiente:

Playa → Depósitos muy bien seleccionados. El intervalo de tamaños es muy reducido. Dan curvas verticalizadas. Indican madurez textural.

Fluviales o glaciares → Depósitos muy mal seleccionados. El intervalo es muy amplio. Dan curvas tendidas. Son más inmaduros.

Curvas clastométricas de Riviere:

curva 2 y 2bis: facies parabólicas. Cóncavas hacia arriba. No

transporte; productos hipergénicos.

curva 3: facies logarítmicas. Una recta. Superan el tamaño o la

energía del medio, por eso se generan. Transporte y posterior

sedimentación. Exceso de carga.

curva 4: facies hiperbólicas. Ambiente de transición; las arcillas

precipitan por procesos de floculación (proceso por el cual los

minerales, generalmente arcillas, por el cambio de la hidroquímica, se unen por fuerzas electrostáticas y se decantan

posteriormente). Cóncavas hacia abajo.

Distribución de Rosin (pág 26 del guión)

Acumulación por caída. Apenas han sido transportados. Si

estudiamos su distribución en cuanto a tamaño, vemos que dan un

histograma en el que predomina una elevada importancia de los

tamaños grandes (barras del histograma, muy altas en la parte de la

izquierda). Los materiales que presentan frecuentemente esta

distribución: Piroclastos → procedentes de un volcán; procedentes

del impacto de meteoritos. Son materiales que se encuentran

próximos al área fuente. En estos ambientes no se encuentra una

distribución de estilo gaussiana.

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TEMA 5.- Las texturas de los sedimentos y rocas detríticas: forma, redondez,

características superficiales y fábrica

3.- La forma (depende de la composición)

La forma se define mediante 3 ejes ortogonales que no tienen que cortarse en el mismo punto.

a → tamaño máximo del clasto

b → tamaño máximo perpendicular a a

c → tamaño máximo del plano ab

El análisis de la forma según los ejes (pág 30) es muy

costoso y laborioso; otra forma más simple es la

división de los cantos en cuatro formas básicas con dos

índices simples:

El tamaño mínimo de los clastos es de 2 mm,

serían ya de canto.

Folk realiza un diagrama con tres formas más

extremas.

Las líneas hacen referencia a los diferentes

valores de esfericidad

Zingg para simplificar el diagrama utiliza dos

índices: M y N.

Este diagrama se representa en forma de esferas y

es el que menor volumen tiene.

Se estudia la aproximación a la esfera para analizar la forma con un solo índice: esfericidad (se

elige la esfera porque presenta menor superficie por unidad de volumen y porque “parece” que los

clastos tienden a aproximarse a una esfera).

Esfericidad

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De los factores que intervienen en la forma, cabe destacar la litología de partida: en los clastos

aplanados, las líneas de debilidad marcan la foliación (es una anisotropía del clasto); así, rocas con esa

anisotropía física presentan clastos alargados mientras que las rocas que no presentan esa anisotropía

poseen una orientación preferencial de los cristales; tienen una morfología más redondeada (las uniones

cristalinas están orientadas al azar).

La forma (depende de la fábrica y de la litología) en si del clasto, da poca información sobre el

ambiente de formación y la energía del proceso, pero si sobre el depósito detrítico; así por ejemplo, es

útil para caracterizar depósitos diferentes.

4.- La redondez

Mide el grado de rugosidad de la superficie que presenta el clasto en relación a su tamaño. Se estudia

mediante el diámetro o círculos dentro de la rugosidad respecto al círculo inscrito en el.

La redondez mide la relación entre

la curvatura de las esquinas del

clasto con el círculo máximo inscrito

en el canto.

El índice varía desde los valores

bajos de 1 a aproximadamente 1.

Esfera: redondez = 1

La esfera tiene un grado de redondez 1, pero el cilindro también.

Redondez ≠ Esfericidad

mide las mide la forma

irregularidades con los 3 ejes

de la superficie (en el espacio)

A mayor esfericidad mayor redondez

Krumbein hace un experimento con clastos introduciéndolos en una lavadora para determinar que

factores del desplazamiento afectan a la redondez (procesos que intervienen):

Abrasión mecánica

Krumbein introduce unos cantos con un

determinado peso y una redondez muy

pequeña en una lavadora. Al ponerla en

marcha, los clastos van chocando entre si

y contra el tambor de la lavadora y el

índice de redondez experimenta un

crecimiento: Abrasión Mecánica: explica la

ganancia de redondez porque las zonas

angulosas son zonas de debilidad. (gráfica

3.25 pág 34).

La forma no tiene nada que ver con la redondez (pág 31)

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Esta no actúa por igual en todos los clastos.

Otro factor importante es la herencia: granos reciclados que ya llevaban una redondez del ciclo anterior.

Clasificación (Selección Progresiva) Hay un cambio en el medio: a medida que desciende la energía, se produce una clasificación del

material. No conlleva a la abrasión. Además se puede explicar que los clastos esféricos circulan mejor.

A parte de la abrasión mecánica, hay otros

factores que influyen en la forma y en la

esfericidad, entre ellos la clasificación (ó

selección progresiva). En medios naturales

podemos encontrar en el área madre

clastos de muy diversos tamaños. Cuando

“esto se pone en marcha”, en ambientes

muy energéticos se transporta la mayor

parte; conforme avanzamos en el medio de

sedimentación, la carga va disminuyendo,

pues se va perdiendo energía, dejando en

el camino los bloques más grandes

(progresivamente se clasifican los bloques). Clasificación de tamaños, selección progresiva de los

clastos. También puede explicar porque los más esféricos pueden desplazarse a grandes distancias

(zonas más distales). Los depósitos rudáceos son los que más sufren la abrasión mecánica, ya que

presentan los mayores tamaños, pesos y volúmenes y por lo tanto se necesita menos tiempo y transporte

para empezar a abrasionarlos.

Índice de madurez textural

- Cantidad de matriz → indica la madurez:

Mayor cantidad de matriz: Inmaduro

Menor cantidad de matriz: Maduro

Cerca del área madre habrá una elevada cantidad de tamaños y por lo tanto, bastante matriz, con lo que

los sedimentos serán inmaduros.

Folk establece a partir de estos tres parámetros (los cuales evolucionan cada uno a su ritmo) unos

índices, dando lugar a cuatro estados diferentes: inmaduro, submaduro, maduro y supermaduro.

(*)→ Proceso totalmente completado

(**)→ Proceso altamente completado

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o Inmaduro: matriz abundante; sin redondez ni selección.

o Submaduro: poca matriz; granos ni bien seleccionados ni redondeados.

o Maduro: sin matriz; granos bien seleccionados pero no bien redondeados.

o Supermaduro: sin matriz; granos bien seleccionados y con un elevadísimo índice de redondez.

5.- Características superficiales de los clastos

Son aspectos relacionados con el microrelieve de su superficie, para lo cual son necesarias técnicas

específicas, ya que es difícil distinguirlas a simple vista: microscopio electrónico. Características

superficiales: algunas son específicas del ambiente de sedimentación en que se ha generado el clasto,

pero no son suficientes para clasificar a los mismos, ya que algunas de las características se pierden

enseguida y tampoco tienen mucha aplicabilidad en el registro fósil.

Características texturales de los clastos

Textura de un sedimento o roca sedimentaria es el conjunto de caracteres genéticos de cada uno de los

elementos que la integran (clastos + cristales), así como las relaciones entre ellas.

Fábrica: estructura interna de las rocas sedimentarias; se ve observando la orientación y la ordenación

de los clastos (empaquetamiento) del depósito. La orientación se presenta en los cantos no equidimen-

sionales; se mide según la orientación de un eje (respecto al N geográfico de inclinación).

Representación mediante propiedades estereográficas. Principal estructura de sedimentación → imbrica-

ción de cantos.

Estudio de la orientación de los cantos: secciones en planta y de lado de diferentes ambientes con

distintas pendientes, y los cantos

con distintas orientaciones (≠

pendientes, ≠ orientaciones). Por

ejemplo, en planta, la energía es

elevada, los cantos se orientan

según la dirección del flujo.

Con flujo regular y pendiente

media, siguen paralelos a la

dirección; si aumenta la pendien-

te, dejan de estar paralelos.

* Cantos imbricados: la disposi-

ción de esta manera de los

cantos, es para oponer la menor

resistencia al flujo; los clastos se

desplazan mediante saltación en el flujo que los transporta y es cuando se orientan perpendiculares al eje

a → “imbricados”.

Cuando disminuye la energía se desplazan mediante rodamiento, el cual es un movimiento paralelo al

eje a; así pues, la orientación de los clastos depende de la forma o modo en el que son transportados.

A partir de las 30 μ de tamaño de los clastos, estos cambian sobre todo su mineralogía; debido

básicamente a que a partir de de ese tamaño son menos estables y la mayor parte son minerales de la

arcilla, los cuales son sobre todo clastos aplanados, con lo que es fácil medir su orientación: Fábrica planar → orientación muy bien definida (se origina por decantación de los minerales de la

arcilla).

Fábrica química → minerales de la arcilla, decantaciones con los bordes y las caras de las “hojas” en

contacto. Fábricas de floculación en castillo de naipes; genera una gran porosidad.

Fábrica en panal → debidas también a procesos de floculación y de formación de los minerales de la

arcilla en ambientes sedimentarios.

21

Empaquetamiento

Empaquetamiento de esferas. Se muestran las seis

disposiciones posibles de empaquetamiento.

El caso 1 muestra el empaquetamiento “abierto” o

cúbico.

El caso 6 es el más “cerrado” o rómbico.

El empaquetamiento mide el volumen de los

clastos, es decir, densidad de los clastos por

unidad de roca.

- caso 1 → caso que da una menor densidad

de clastos por unidad de volumen. Mayor

porosidad (47%).

- Caso 6 → caso máximo de densidad de

clastos por unidad de volumen. Menor porosidad (27%).

Este planteamiento teórico sirve para darnos una idea de depósitos detríticos bien seleccionados (de su

densidad), así como también marcan el índice de porosidad que podemos encontrarnos, lo cual sirve

para saber si los poros que hay entre los clastos dejan el paso libre para clastos de tamaño determinado:

Nos sirve para saber la diferenciación de clastos más pequeños que el esqueleto:

matriz.

Nos permite saber matemáticamente el tamaño máximo de clasto que puede

pasar por el poro.

Esto determina dos tipos de matrices:

Cálculo del empaquetamiento

A.- Relación esqueleto/pasta + poros

B.- Densidad del empaquetamiento:

C.- Proximidad de empaquetamiento:

(gr: contactos clasto-clasto; n de contactos clasto-clasto)

D.- Índice de compactación:

(a: tangenciales; b: largos; c: c-c; d: suturados)

Infiltrada

incluida después de la

sedimentación del esqueleto

o en la misma sedimentación.

No infiltrada

no ha sido incluida posterior-

mente a la sedimentación Se

han sedimentado al mismo

tiempo que los clastos del

esqueleto

22

Los tipos de contacto entre clastos se deben a que estos son sometidos a presión, con lo que ganamos

empaquetamiento y podemos verlo en lámina delgada, observando en sección los tipos de contacto entre

clastos:

Tipos de contacto entre los clastos

- Puntual → en el espacio, una línea.

- Largo → contacto en una superficie generalmente plana (líneas en sección).

- Cóncavo-convexo → contacto en una superficie, ligeramente curva (debido a la disolución de uno ó de

los dos clastos).

- Suturado → superficies totalmente irregulares entre los clastos.

Estos contactos, son tipos que se van dando linealmente a mayor profundidad (↑↑ presión); de puntual a

largo.

Volumen intergranular: es el porcentaje de la roca que

corresponde a los cementos matriz y

poros de la roca

V. inter. alto V. inter. bajo

compactación compactación

escasa elevada

El volumen intergranular varía con el empaquetamiento (compactación escasa/elevada), debido a

procesos de compactación.

Porosidad

Es el porcentaje de espacios vacíos por unidad de volumen de roca (porosidad total). A parte de la

total, hay también otros tipos de porosidad:

Efectiva: volumen de espacios vacíos conectados al volumen total de la roca (deja circular fluidos por

los poros).

Original: porosidad del sedimento en el momento de su sedimentación. Primaria: restos de la original que quedan ó se han preservado en la roca.

Secundaria: se genera durante el enterramiento (la diagénesis). La disolución y por fracturación de la

roca genera porosidad secundaria.

23

Factores que influyen en la porosidad:

-Tamaño de los clastos → sobre todo, aumenta la porosidad a medida que el tamaño de los clastos

disminuye y sobre todo aumenta cuando pasamos la barrera de las 30 μ. Por debajo de estos, en

depósitos naturales ya no tenemos la imagen de los granos en forma delgada, sino que ha cambiado la

mineralogía y tenemos láminas:

por encima de 30 μ

porosidad muy alta 70 %

Selección: la selección del depósito también influye en la porosidad; diferentes tamaños de clastos: los

más pequeños pueden meterse en los espacios que deja el esqueleto (de mayor tamaño); cuanto peor

seleccionado el depósito, más disminuye la porosidad (menor selección, menor porosidad).

Un depósito muy maduro, texturalmente, en principio tiene elevada porosidad, mal seleccionado,

inmaduro; así pues la madurez-inmadurez viene condicionada por la mejor o peor selección del

depósito. Ambientes con mayor o menor sedimentación tendrán mayor o menor porosidad.

En depósitos inmaduros, en los espacios que quedan entre los clastos del esqueleto, se sitúan cantos

más pequeños rellenando los huecos y por lo tanto disminuye la porosidad.

Dunas (ambiente eólico): depósitos con mucha porosidad.

Morrenas glaciares: depósitos de baja porosidad.

Turbiditas: depósitos mal seleccionados de baja porosidad.

a) depósitos de plataforma

b) depósitos de canal

c) depósitos fluviales

d) depósitos turbidíticos

e) arena volcánica f) cuarzoarenita

g) arcosa

Las líneas de la gráfica son las curvas de

distribución de porosidades, según el

depósito.

Los granos son dúctiles, podemos

aplastarlos y reducir la porosidad; a una

presión progresiva a la que se somete a los

granos, la porosidad disminuye menos,

reduciendo más según la profundidad a la que se somete.

Composición: factor intínseco al depósito; varía cuando hay otros factores extrínsecos asociados, influye

sobre todo en la compactación.

La permeabilidad es la propiedad que tienen las rocas para

permitir el paso de fluidos a través de ellas. Asociadas a los poros.

Q: volumen transmitido por unidad de caudal

S: Sección atravesada

Δp: diferencia de presión

M: viscosidad del fluido

L: longitud atravesada

K: permeabilidad

24

A mayor viscosidad del fluido, más dificultad para el mismo atravesar el poro. Los factores intrínsecos

dependen de la madurez del depósito y todo ello está debido a la sedimentación: ↑ madurez textural ↑

porosidad. Factores extrínsecos: el depósito será enterrado y la diagénesis es el factor más principal del

que depende la porosidad.

Factores de los que depende la permeabilidad:

Tamaño del poro → a mayor tamaño del poro, mayor permeabilidad; tenemos mayor tamaño del poro,

cuanto mayores sean los clastos, por lo que la permeabilidad aumenta con el tamaño del clasto (a mayor

tamaño del clasto, mayor permeabilidad). Permeabilidad ≠ porosidad

Selección: la permeabilidad aumenta también con la selección, pues esta da regularidad al tamaño de los

clastos.

Agua que se encuentra dentro de los poros, y que se presenta

en tres estados:

Agua gravitacional: es la que se puede extraer del depósito

detrítico. Se mueve por incrementos de presión.

Agua capilar: ocupa un tamaño absoluto dentro del poro,

independientemente del tamaño del poro. Depende de la

tensión superficial y es difícil de extraer.

Agua de adsorción: unida a los clastos mediante puentes de

hidrógeno y fuerzas de Van der Waals

Tensión superficial: fuerza con la que se atraen las moléculas de un fluido.

La permeabilidad lo que mide es el agua libre que ocupa las zonas centrales de los poros, esto es, el agua

gravitacional. La permeabilidad depende del tamaño del poro, pero no sólo de esto, sino también de la

abertura del poro, llamada “garganta” del poro; estos pueden estar cementados, pero no son permeables.

La permeabilidad la medimos con un permeabilímetro.

Cuanto mayor esté seleccionado el depósito, mayor permeabilidad porque los poros son más grandes y

homogéneos.

Valor de la permeabilidad en relación con el tamaño de

grano de algunos sedimentos.

Los depósitos más impermeables: arcillas aluviales pero de

clastometría muy fina.

Los depósitos más permeables: gravas de playa, depósitos

bien seleccionados y clastos de gran tamaño. “Permeabilidad/impermeabilidad” influye el tamaño y la

selección de los depósitos.

Todo depósito poroso no tiene porque ser permeable. Por

ejemplo, la piedra pómez (que no es sedimentaria), es muy porosa, pero muy poco permeable, lo mismo

ocurre en algunos depósitos detríticos.

25

Color

Viene dado por pigmentos; suelen ser Fe2+

(ferroso: tonalidades verdosas, grisáceas), Fe3+

(férrico:

colores rojizos, marrones), materia orgánica (colores oscuros).

Diferencia entre los colores: heredado (adquirido de los clastos de la fuente) o propio (diagenético).

Existen unas tablas de colores para valorar la tonalidad de los depósitos. El color varía con:

el tamaño del depósito

el grado de saturación

FACTORES PERMEABILIDAD POROSIDAD Tamaño de grano (↑) ↑ ↓

Selección (↑) ↑ ↑

Madurez textural (↑) ↑ ↑

Empaquetamiento abierto

(cúbico)

↑ ↑

Empaquetamiento cerrado

(romboédrico)

↓ ↓

Ambientes costeros y eólicos ↑ ↑

Compactación y cementación

(diagénesis) (↑)

↓ ↓

Disolución (↑)

(diagénesis)

↑≈ ↑ (Porosidad 2ª)

Grado geotérmico ≈ ↓

Composición del esqueleto

(↑ cuarzo)

≈ ↑ (sólo la 2ª)

Profundidad ↑ Porosidad ↓

Porosidad 2ª ↑

26

TEMA 6.- Criterios de clasificación de sedimentos y rocas detríticas

Criterios fundamentales de clasificación → tamaños y texturas de los clastos.

Otros criterios secundarios:

- mediante la composición de los clastos

- mediante criterios genéticos: para ver cual ha sido la génesis de los clastos pero para ello

necesitamos ver tamaños, texturas…

Antes de llegar a una solución. Según origen:

Origen epiclástico: formación de clastos a partir de rocas ya existentes.

Origen piroclástico: los clastos son de origen volcánico.

Origen meteórico: impacto de un meteorito.

Origen cataclástico: clastos originados mediante la acción de fuerzas tectónicas.

27

TEMA 7.- Sedimentos y rocas rudáceas: introducción, texturas, estructuras y

composición

Introducción:

Depósitos rudáceos: depósitos donde los clastos tienen un tamaño superior a 2mm. Son importantes ya

que el tamaño condiciona los poros → tienen poros muy grandes y son muy permeables, lo que puede

favorecer la circulación de aguas, precipitando diferentes minerales. Buenos receptores de cementos.

Texturas y estructuras:

Son una serie de índices que describen aspectos

morfométricos de los clastos y que pueden ser usados

para clasificar un depósito rudáceo (forma → relación

directa con la litología del área fuente). Los índices

ayudan a describir y a agrupar las series. En depósitos

rudáceos, las texturas más importantes y las más

usadas son las texto estructuras → compendio de

cuatro texturas y estructuras que tienen una carga

genética importante:

1. Selección y distribución de tamaños → esqueleto soportado por los clastos, o más raro, soportado

por la matriz; es una diferencia

fundamental en relación a la

génesis: si está soportado por

los clastos, es que se ha

formado poco a poco con

flujos continuos y (más o

menos) permanentes de agua,

se va construyendo poco a poco; mientras que el soportado por la matriz, se ha formado de una

sola vez, todo transportado y sedimentado a la vez, en conjunto, producido por un único evento

muy energético (depósito catastrófico).

Las matrices infiltradas son típicas del primer caso (matriz infiltrada, es posterior a la sedimentación

de los clastos).

El último caso, el de la distribución polimodal, presenta una gran variedad de tamaños.

2. Fábrica textural → nos fijamos, sobre todo, en la orientación de los cantos: paralelos a la dirección del flujo (p): imbricados (i); transversal

(t); o sin dirección.

a) clastos transportados mediante saltación;

flujos bastante energéticos y si los clastos han

podido orientarse, quiere decir que no ha habido

mucha densidad de material (muchos clastos,

más difícil la orientación).

28

b) Clastos transportados mediante rodamiento (rólido)

c) Sin orientación. Si no han podido orientarse, indica una elevada cantidad de clastos y un flujo

instantáneo: no ha dado tiempo a que se orienten. Relacionados con situación de depósitos soportados

por la matriz.

3. Estratificación (estructural) → si presenta algún tipo de estratificación: horizontal o inclinada, indica

que no ha sido una deposición rápida, sino

que los clastos han tenido tiempo para

ordenarse. La ausencia de estratificación

indica todo lo contrario, transporte rápido, un

evento único que no ha “dejado” tiempo a los

clastos para ordenarse (avalanchas, coladas de barro…).

4. Gradación (estructural) → indica lo que ha pasado con la velocidad del flujo.

Normal: la gradación ha ido disminuyendo,

característica de una corriente que decelera.

Inversa: la corriente va acelerando, aunque no

lo hace a una velocidad continua.

Sin gradación o ausente: todo se ha depositado

a un tiempo.

El cuadro es una recopilación de todas las

características: indica el tipo de depósito

atendiendo a las textoestructuras:

a) Estratificación cruzada, agradación abun-

dante. resedimenta río.

b) Estratificación cruzada abundante, sin

gradación. Fluvial, costero.

c) Poca agradación y poca estratificación

cruzada.

Composición:

Depósitos conglomeráticos; nos interesa ver como podemos describir la composición del esqueleto

(generalmente compuesto por varios minerales: polimineral). Al analizar la composición:

Esqueleto: fragmentos de roca (> 2 mm). Los componentes fundamentales suelen representarse en

diagramas triangulares.

Los vértices son los componentes fundamentales. Cada punto del diagrama indica un porcentaje de la composición total (esta es la suma de los

vértices); refleja una evolución del material o lo largo del tiempo.

El registro de una roca sedimentaria es inverso a la

erosión.

29

La composición del esqueleto de un depósito rudáceo depende de:

Factores intrínsecos

Capacidad de generación de cantos → espaciados de los planos principales de debilidad (amplias o

reducidas) [Granito, no suele generar cantos; muy reducido. Rocas metamórficas, fracturas, planos

espaciados, generan cantos. Calizas, buena capacidad de generar cantos].

Resistencia a la abrasión mecánica → resistencia de la roca a la abrasión mecánica durante el

transporte; depende de la dureza de los materiales y el “grado de debilidad” de los planos

secundarios de debilidad. [Metacuarcitas, muy buena (resistentes al transporte). Pizarras, mala

resistencia]

Factores extrínsecos

Clima:

Árido → generación de cantos favorecida, pues no hay mucha agua que destruya la roca.

Húmedo → afecta a la generación de cantos dado que el aporte de agua es mayor; no favorece la

generación de cantos.

Relieve:

Fuerte → genera cantos importantes.

Suave → la acción de la erosión es poca (menor que en un relieve fuerte) por lo que no favorece la

generación de cantos tan importantes.

Intensidad y duración del transporte

Relacionado con la resistencia a la abrasión mecánica.

Madurez composicional

Relacionada también con la resistencia a la abrasión mecánica. Fijándonos en criterios composicionales

podemos saber si el depósito ha viajado mucho o poco.

Cantos grandes y pequeños → depósitos inmaduros

Cantos grandes → transporte prolongado en el camino se han quedado los cantos inestables.

- grandes → los más resistentes a la erosión y abrasión mecánica: familia del cuarzo

(metacuarcita…)

- pequeños → son los que se quedan por el camino: fragmentos de roca (inestables:

poliminerales, elevado grado de inestabilidad en los planos de debilidad)

Los clastos inestables son los que no pertenecen a la familia del cuarzo.

Todos los polimícticos son petromícticos (el 90% de los clastos son inestables).

30

TEMA 8.- Sedimentos y rocas rudáceas: clasificación, ambientes de sedimentación y

diagénesis

Criterios de clasificación

Criterio textural Tamaño: conglomerados (cantos 2-256mm).

aglomerados (bloques > 256mm).

Redondez: pudingas (> 0,5 según Powers).

brechas (< 0,5 según Powers).

Pasta: conglomerados densos (con pasta).

conglomerados colados (sin pasta).

Relación esqueleto/pasta + poros: ortoconglomerados (esqueleto soportado por los clastos, están en

contacto).

paraconglomerados (los cantos, separados por la matriz que

soporta la estructura).

Criterio genético

Epiclásticos: relacionados con procesos de erosión, transporte y sedimentación.

Cataclásticos: relacionados con procesos tectónicos.

Piroclásticos: relacionados con procesos volcánicos.

Meteóricos: relacionados con impactos meteoríticos (material extraterrestre).

Criterio composicional Oligomícticos: cantos de la misma composición; pueden ser o no petromícticos.

Polimícticos: cantos de composición variada; siempre petromícticas.

Criterio de estabilidad Petromícticos: cantos inestables.

Nomenclatura

Textura + matriz + cemento + composición del esqueleto

1 2 3 4

1.Términos que hagan referencia a la textura

2. Arenosa, arcillosa, micrítica

3. Referente sobre todo a la composición: silíceo, calcáreo…

4. Términos que hagan referencia a la composición del esqueleto: oligomíctico de cuarcitas…

Clasificación de Pettijohn (1975)

31

Epiclásticos → son los que poseen mayor división y son los más abundantes:

a) Extraformacionales: depósito nutrido de rocas preexistentes que estaban fuera de la cuenca de

sedimentación. Clastos alóctonos ó extracuencales.

Ortoconglomerados: cantos en contacto. Criterios composicionales: estables - cuarcitas;

inestables – ortopretomícticos.

Paraconglomerados: clasificación en cuanto al estado de la matriz:

- Laminada: argillita

- No laminadas: no glaciares (tilloide)

glaciares (tillitas)

b) Intraformacionales: constituidos por clastos intracuencales ó autóctonos (dentro de la propia cuenca)

Referencia a la clasificación de Pettijohn (extraformacionales):

1. Ortoconglomerados (clatosoportados; < 15% matriz)

Ortoconglomerados Cuarcíticos → han recorrido una larga distancia

Oligomícticos (> 90% clastos de cuarzo, metacuarcita, chert)

Maduros composicionalmente y también texturalmente (selección buena, escasa matriz)

Tamaño de los clastos entre 1-2cm; redondez buena.

Depósitos poco extensos y poco potentes con residuos de erosión

Producto reciclado

Asociados a bases de depósitos arenosos estructurales, fluviales o marino costeros (fondos de

canal, barras…)

Ortoconglomerados Petromícticos → inestables

Oligomícticos y polimícticos (>10% de los clastos inestables)

Inmaduros composicionalmente, pero maduros e inmaduros texturalmente

Tamaño de los clastos muy variable (cantos o bloques)

Redondez variable (brechas en proximidad al área fuente)

Depósitos extensos y muy potentes

Bordes activos de cuenca (próximos al área fuente)

Morfología en cuña, con estratificación cruzada y depósitos gradados

Abanicos aluviales y submarinos (facies proximales) (gráfica 1 pág. 44 )

Muy abundantes

2. Paraconglomerados (matriz soportados; >15% matriz)

Con matriz laminada → característica básica, su textura particular.

Matriz arcillosa y finamente laminada (varva)

Cantos y bloques dispersos

Laminación deformada en la base de los cantos

“Dropstones” (goteo de cantos)

Transporte glaciar (cuencas marinas y cuencas lacustres)

Sin matriz laminada → también asociados a glaciares: till y tillitas

A) Till y tillitas:

Masivos de selección muy mala, polimodal (clase modal <20%)

Redondez muy baja

Estrías

Ambiente glaciar (continental, marino)

32

B) Tiloides: (generados por “Debris Flow”)

Masivos de selección muy mala

Inmaduros texturalmente y composicionalmente (polimícticos)

Depósitos no gradados

Ambientes de sedimentación marinos y continentales:

- flujos gravitacionales subacuáticos

- coladas de barro

3. Conglomerados epiclásticos intraformacionales

Fragmentación sinsedimentaria

Poco potentes, de origen local

Brechas oligomícticas

Inmaduros texturalmente

Transporte escaso

Ambientes de sedimentación:

- continentales (desecaciones)

- marinas (talud arrecifal, turbiditas)

Dominan las componentes intracuencales (poca potencia, materiales de la cuenca sedimentaria, poco

resistentes, no han sufrido diagénesis…)

4. Conglomerados piroclásticos

Bombas y bloques, redondez mínima

Inmaduros texturalmente, aunque todos tienen la misma composición pues proceden de la misma

erupción volcánica

Brechas oligomícticas

Ambientes de sedimentación:

- Arcos islas

- Márgenes continentales

Erupciones volcánicas: acumulación de fragmentos que han solidificado por una erupción volcánica de

carácter explosivo. Genera una sucesión que puede estar gradada, apareciendo incluso estructuras que

pueden poseer una dinámica externa.

5. Conglomerados cataclásticos

A) Brechas de falla:

Planos de falla

Inmaduros texturalmente

Oligomícticos

B) Brechas de Slumps

Bordes de taludes

Inmaduros texturalmente

Oligomícticos

C) Brechas de colapso

Disolución de evaporitas

Inmaduros texturalmente

Oligomícticos

33

Se dan sobre todo en ambientes sedimentarios donde

tenemos una sedimentación rítmica (lacustres, marinos)

de depósitos carbonáticos y evaporíticos (sales).

Alternancia en la precipitación de carbonatos y sales; deposiciones cíclicas o rítmicas (se alternan unos y

otros, dando lugar a las brechas de colapso).

5. Conglomerados meteoríticos

Procesos de craterización

Cortina de emisión (eyecta)

Oligomícticos – polimícticos

Inmaduros texturalmente

Próximos al crater

Son depósitos generados por material extraterrestre.

Impacto → produce un cono que se va abriendo, generando un depósito por el barrido de la cortina de

emisión (eyecta) que se genera por

el impacto. La cortina de emisión

se caracteriza por una gradación

de tamaños: los más gruesos en la

parte baja, y los más finos en

comparación con los grandes,

hacen vuelos más largos y poseen

mayor inclinación, lo que hace

que aunque estos materiales son

de dimensiones menores, cuando

caen de nuevo al suelo, lo vuelven

a erosionar.

Esquema de la cortina de emisión:

34

El material de la cortina no corresponde sólo al meteorito que impacta, sino que también es parte del

sustrato sobre el que el meteorito cae, pudiendo generar cantos (clastos) desde tamaños enormes hasta

escala microscópica. También se produce la fusión de las rocas en el choque, lo que puede generar

“gotas” volcánicas de vidrio, al aumentar la temperatura por la colisión.

Ambientes de sedimentación

Lóbulos paraconglomerados donde podemos encon-

trar depósitos rudáceos más ordenados (ortoconglo-

merados).

En la zona proximal del abanico se forman lóbulos

de paraconglomerados producidos por coladas de

barro (depósitos de ortoconglomerados en forma

“braided”; son depósitos rudáceos).

Ambientes fluviales → depósitos meandriformes de

elevada clastometría. Submarinos: depósitos muy

maduros. Asociados también a depósitos piroclásticos

y meteóricos.

35

TEMA 9.- Sedimentos y rocas arenáceas: introducción, texturas, estructuras y

composición

Introducción

Arenas y areniscas constituidas por clastos de tamaño entre 2mm y 1/16 mm (Φ → 4 y -1). Se

denominan granos y el compuesto se denomina arena; cuando se consolida pasa a arenisca.

Arenita → depósito de areniscas limpias con poca matriz. Puede ser cualquier tipo de depósito; se

denomina arenisca cuando tienen cierto carácter silíceo.

Samita → equivalente al término arenisca.

Los depósitos arenosos constituyen la cuarta parte del registro estratigráfico. Desde el punto de vista

económico, es importante en la construcción de vidrios y en ambientes naturales se suelen encontrar

minerales más densos que el cuarzo, importantes también económicamente (depósitos, yacimientos de

placeres…).

Las areniscas son menos permeables que los conglomerados, pero generan depósitos volumétrica-

mente mayores que estos, lo que supone económicamente hablando, un “almacén” perfecto de fluidos,

por ejemplo, hidrocarburos. Así mismo, en las areniscas disminuye el tamaño de los clastos, por lo que

se usan técnicas complementarias; la básica es la petrografía microscópica óptica, además de

microscopio electrónico, difracción de rayos x, análisis mineralógico…

Texturas y estructuras

Todos los que hemos visto en el tema 5, aunque son difíciles de aplicar dado que el pequeño tamaño de

los clastos y sobre todo la de orientación de los clastos.

Análisis de la composición

Como consecuencia de la disminución de tamaño, tenemos que, mientras en los depósitos rudáceos, los

cantos grandes era muy probable que fueran poliminerales, en depósitos arenosos es más probable

encontrar cantos monominerales.

Cuarzo. Es el componente mineral que más abunda en todos los depósitos, debido a que es muy

resistente. Su origen puede ser muy variado: plutónico (común), volcánico, venas, esquistos

metamórficos, recristalización metamórfica, distensión metamórfica.

Clasificación genética del cuarzo (pág 47).

Tendencia a simplificar para poder hacer un estudio estadístico de la población, llegando a la

clasificación de cuarzo, según sean:

- Policristalinos:

2-3 individuos (origen incierto)

>3 individuos (chert) origen sedimentario

- Monocristalinos:

Origen volcánico

Origen incierto

El estudio de un solo grano de cuarzo, por ejemplo, un

cuarzo monocristalino con extinción recta u ondulante, no

nos va a indicar nada sobre su origen; esto nos lo dice el

estudio de la población total del depósito del que hemos

obtenido el grano.

36

Tucker 1991 → población de tipos de cuarzo

Estudiando las poblaciones de cuarzo podemos saber, o al

menos determinar el área de procedencia del cuarzo.

Estudiando los depósitos actuales, se vio que las arenas se

producían por la erosión de rocas plutónicas, en cuya

composición dominaban los cuarzos con extinción recta,

habiendo pocos cristalinos y pocos de extinción ondulante.

También se estudió en rocas con un alto grado de

metamorfismo en la que creció la población la población de

ondulantes y policristalinos de 2-3 individuos. En rocas

metamórficas de bajo grado, aumentaban los cuarzos de

extinción ondulante y los cuarzos de 2-3 individuos y

también con un gran aumento de los de >3 individuos,

disminuyendo la cantidad de cuarzos con extinción recta.

Otra forma de análisis es la catodoluminiscencia → luminiscencia de los minerales cuando son

bombardeados por electrones: se excitan y producen luminosidad.

- Q ígneos (plutónicas y volcánicas): tonalidades violetas Permite en una roca

- Q metamórficos: tonalidades marrones sedimentaria clasificar

- Q sedimentarios: no son luminiscentes (diagénesis; baja Tª) el origen del cuarzo

Feldespato. Se presentan en un porcentaje más bajo que el cuarzo (15-20%), como término medio

no llegan nunca al 50%, ya que es menos estable, mecánicamente (líneas y planos de exfoliación

por donde el feldespato tiende a romperse) y químicamente (tiende a alterarse a otros minerales,

sobre todo de la arcilla: illita, caolinita) que el cuarzo.

Los feldespatos son siempre de primer ciclo, no aguantan más transporte y erosión.

37

Carbohidrólisis de feldespatos

Los H+ se meten en la red

cristalina del Fto y sustituyen

al K.

Aumenta la velocidad de la reacción con:

- con el aumento de la acidez de la solución

- con el aumento de la temperatura

- con el aumento de la cantidad de agua

- con la extracción de los productos del sistema

Carbohidrólisis de feldespatos, se transforman a caolinita; se da en ambiente fundamentalmente

húmedos (tropicales) y tanto en superficie como también en diagénesis (profundidad).

La presencia de feldespatos puede usarse como un índice de paleoclima que existió durante la

formación de los sedimentos.

Clima árido → los

feldespatos no se alteran.

Clima húmedo → los

feldespatos se alteran.

Otra variable es la tectónica

relieve: tectónica elevada y

clima húmedo → mezcla de

feldespatos alterados.

El contenido de feldespatos en un depósito arenoso indica cierta inmadurez, ya que dada la inestabilidad

de los mismos no pueden ser transportados muy lejos; así que suponemos que están muy próximos al área fuente

Respeto al área fuente, los análisis químicos de feldespatos mediante microsonda da como resultado 3

campos diferentes con los cuales podemos establecer un diagrama diagnóstico. Podemos saber o conocer

más o menos su origen.

38

Fragmentos de roca. Hay fragmentos que corresponden a rocas que mantienen su polimineralidad

en ese intervalo; por ejemplo rocas volcánicas (vidrios), rocas metamórficas (pizarras), rocas

sedimentarias (carbonatos). Es difícil encontrar rocas plutónicas (fragmentos) ya que son rocas

granudas de constituyentes de gran tamaño; y es también difícil encontrar fragmentos de rocas

poliminerales.

Pueden llegar al 100% del depósito, aunque es muy raro, ya que son los componentes más

inestables, sobre todo mecánicamente, por lo que, si hay muchos, quiere decir que el depósito está

muy próximo al área fuente. Sirven para saber el grado de madurez (llevan el “sello” de

procedencia).

Micas y otros minerales detríticos. Las micas más estables son: Moscovita, Biotita, Clorita

(asociada a rocas metamórficas de grado bajo).

También pueden aparecer como productos de alteración. El tamaño que van a tener, comparado

con el cuarzo, es bastante grande debido al comportamiento hidráulico; al ser láminas, su

movilidad es mayor.

Granos laminares. Suelen formar parte de la matriz o aparecer como elementos accesorios, aunque a

veces forman parte del esqueleto.

Concentrados en niveles paralelos a la estratificación.

Las micas derivan:

- Rocas plutónicas y metamórficas de grado alto y medio → moscovitas y biotitas

- Rocas metamórficas de grado bajo → clorita

Otros componentes son los minerales pesados o densos; que tienen mayor densidad que el cuarzo (>

2,6). Aparecen en depósitos arenosos en porcentajes muy bajos (accesorios); y sirven para caracterizar al

área fuente: circón, turmalina, apatitos, esfenas, zircón… Son mucho más resistentes que el cuarzo y

aguantan mucho el transporte. Como tienen más densidad que el cuarzo, son de menor tamaño que el

cuarzo al que acompañan (al contrario que las micas). Se usan para el estudio de las áreas fuentes.

Índice ZTR: cuanto mayor es la cantidad o el índice de estos minerales, más maduro es el depósito

sedimentario.

39

Otros componentes son los intracuencales que proceden de la propia cuenca de sedimentación. Se

clasifican en:

a) Orgánicos → fragmentos de bioclastos

b) Inorgánicos:

b.1 → estructurados: oolitos (bolas de carbonatos)

b.2 → pegotes de carbonatos: Pelets (< 500µ)

Puede haber algunos componentes intracuencales que no son carbonatos; por ejemplo, cristales de yesos.

Componentes de la matriz. Matriz: es toda aquella fracción de tamaño inferior a 30 µ y de

cualquier origen.

Por debajo de las 30 µ, la cantidad de minerales de la arcilla es muy importante (salto composicional

muy importante). El origen de la matriz, así entendida puede ser:

Deposicional → concepto clásico de matriz, por sedimentación (protomatriz).

Diagenética → producida por procesos postdeposicionales:

≈ de recristalización de la matriz deposicional (ortomatriz).

≈ de transformación de los clastos del esqueleto:

- Mecánica: deformación y disgregación de los cantos blandos y fragmentos de roca

(pseudomatriz).

- Química: reemplazamiento de felpespatos por minerales de la arcilla (epimatriz).

≈ de neoformación: por precipitación química de minerales de la arcilla. Cementos filosilicáticos;

por un lado son cemento, pero como es una infracción inferior a las 30 µ, también es matriz.

Madurez mineralógica (composicional) de un depósito arenoso:

40

Dentro de un depósito arenoso están los componentes frecuentes: cuarzos, fragmentos de roca,

feldespatos… que tienen diferentes grados de estabilidad:

∙ Si hay un depósito con clastos muy inestables (fragmentos de roca), diremos que es muy inmaduro.

∙ Si tiene mucho cuarzo, diremos entonces que es muy maduro.

No solamente hay distinto grado de madurez entre cuarzos, feldespatos y fragmentos de roca, sino que

también dentro de ellos hay distintas tipologías de grano que representan distinta estabilidad:

o Qp → tienen menor estabilidad porque hay superficies de debilidad entre los distintos granos

(Qp = cuarzos policristalinos).

o Qm → los de extinción ondulante son más inestables porque tienen el eje mineralógico doblado.

Los Qm con extinción recto son los más estables de todos.

o Ftos –Frag Rocas → son más inestables porque tienen muchos individuos y los planos que los

unen son planos de debilidad.

De esta forma podemos comparar areniscas por el grado de madurez, pero hay que tener en cuenta que

han de compararse areniscas con el mismo tamaño de grano, ya que la composición varía con el tamaño

de los clastos.

41

TEMA 10.- Sedimentos y rocas arenáceas: clasificación, principales familias y

composición química

Clasificación y Nomenclatura

Mediante dos criterios:

Criterio composicional: componentes carbonáticos

componentes no carbonáticos

Criterio genético: extracuencales

intracuencales

Combinando estos dos criterios, con los cuatro tipos de clastos que generan, obtenemos:

NCE: arenitas extracuencales siliciclásticas (no

carbonáticos extracuencales)

NCI: arenitas intracuencales siliciclásticas (no

carbonáticos intracuencales)

CE: arenitas extracuencales carbonáticas

(carbonáticos intracuencales)

CI: arenitas intracuencales carbonáticos

(carbonáticos intracuencales)

AH: arenitas híbridas

Los más abundantes son los siliciclásticos (NCE).

Se clasifican más en detalle en un diagrama

triangular, en función de los componentes

principales del esqueleto; diferenciando dos grandes grupos; en función del contenido en matriz:

Arenitas → matriz limpia: < 15% en matriz.

Grauvacas → matriz sucia: > 15% en matriz, pudiendo llegar a tener hasta un 70% de matriz.

La clasificación mediante diagramas triangulares se basa en la relación entre los componentes más

inestables, (feldespatos y fragmentos de roca) y los componentes más estables de todos (cuarzos).

Diagrama adicional para las litoarenitas

Sedarenita es de origen sedimentario.

Filarenita es de origen metamórfico.

Volcarenita es de origen volcánico.

42

Principales familias

Arcosas

Arenita con > 25% de feldespatos y fragmentos de roca; colores rosados

Texturas: Grano grueso y selección moderada. Los cuarzos son subredondeados y subangulosos;

porcentaje de matriz variable y buena porosidad (> 10%).

Composición del esqueleto: Domina el cuarzo con Qm y Qp, así como feldespato potásico (ortosa y

microclina), biotita y moscovita.

Pasta: Matriz → illítica y caolinítica. Cementos → ferruginosos peliculares; sintaxiales de cuarzo y

feldespatos; mosaicos de carbonatos.

Origen: de primer ciclo → granitos y gneises; de reactivación tectónica (“exhuman” las rocas);

ambientes intracratónicos; clima árido (relieve fuerte conserva mejor los feldespatos, favoreciendo así el

origen de las arcosas).

Variedades asociadas: subarcosas (más maduras y contienen más cuarzo); “Arcosic wackes” (ó arcosas

arcillosas).

Son depósitos detríticos que provienen de una roca ígnea (ricas

en feldespatos, de tipo plutónico-ógneo), lo que implica que son

de primer ciclo. El cuarzo el mineral dominante en este tipo de

depósitos: monocristalinos, con extinción recta y algunos poli-

cristalinos de gran tamaño. Asociado al cuarzo, feldespato

potásico y también micas y biotitas, formando parte del

esqueleto. En la pasta podemos encontrar minerales de la arcilla

procedentes de feldespatos, formando illita y caolinita; cemento

ferruginoso, porque las arcosas suelen darse en ambientes

áridos, con poco agua, que no llega a alterar a los feldespatos y

también cementos carbonáticos. Las arcosas arcillosas pueden

ser grauvacas, procedentes de la diagénesis de feldespatos , y es

posible dado que en arenitas, la matriz es todo aquello inferior a 30 µ y de cualquier origen.

Evolución de las arcosas,

en clima húmedo como

en clima árido.

Árido: no hay practica-

mente matriz: la altera-

ción de los feldespatos

es muy lenta, tenemos al

final feldespatos subar-

cósicos. En este tipo de

clima no es frecuente

que los feldespatos se

alteren, suelen aguantar.

Húmedo: cerca del área

fuente; depósitos inma-

duros, con mucha

matriz; los feldespatos

no aguantan y se alteran.

43

Litoarenitas

Arenitas con > 25% de fragmentos de roca (más que feldespatos). Con colores grises, por la tonalidad de

los fragmentos de roca; con texturas variadas. Otros términos: subgrauvaca y protocuarcitas.

Composición:

Poseen una gran diversidad mineralógica, en función de los fragmentos de roca:

Sedarenitas (sedimentarias) → Cuarzos reciclados, Qm < 5º

(extinción recta); redondez buena (cuarzos “sacados” de un ciclo de

sedimentación y que volvemos a meter en otro. Mezcla de

redondeado y anguloso: reciclado).

Filarenitas (metamórficas) → Qm > 5% + Qp + Ftos + micas.

Procedentes de rocas metamórficas. Qm de extinción ondulante.

Volcarenitas (volcánico) → Qv, clorita, plagioclasas. La clorita

procedente de la alteración.

La pasta de las litoarenitas es variada, de cementos carbonáticos

(frecuente en sedarenitas) y matriz arcillosa (productos de alteración

de la roca original).

Origen: de 2º ciclo → erosión supracrustral (sed + metased); proce-

dencia local → depósitos muy inmaduros; litologías muy variadas

según su área de procedencia. Llegar a un depósito implica estar

muy cerca del área fuente, pues los fragmentos de roca son muy

frágiles; también se dan en el inicio de grandes ciclos de

sedimentación; en regiones tectónicamente activas, en ambientes de

sedimentación continental o marino.

Variedades asociadas: sublitoarenitas (más maduras); grauvacas.

Es muy difícil encontrar

feldespatos en sedaren-

tas, ya que son muy ines-

tables y generalmente no

aguantan un 2º ciclo de

sedimentación. En el ori-

gen de las litoarenitas: o

bien rocas de sedimen-

tación, metamórficas ó

rocas volcánicas (únicas

de primer ciclo). Zonas donde haya relie-

ve: rocas metamórficas y

sedimentarias.

44

Cuarzoarenitas

Arenita con < 5% de feldespatos y < 5% de fragmentos de roca; con colores blanquecinos ó rojizos.

Otros términos: ortocuarcitas.

Texturas: selección muy buena y cuarzos muy bien redondeados;

muy poca matriz y muy buena porosidad → los cuarzos aguantan

muy bien la compactación, por lo que los poros que quedan entre

medias suelen ser muy grandes.

Composición: Qm < 5% (extinción recta); algún feldespato o chert;

minerales pesados redondeados → estables y densos: zircón,

turmalina y rutilo.

Pasta: muy cementadas → carbonatos (Q, aguas diagenéticas),

ferruginoso, yeso. [Q] por presión-disolución → contacto cóncavo-

convexo: es una interpenetración de un clasto en otro, y el cuarzo

del clasto que se disuelve va a parar a las aguas diagenéticas.

Origen: madurez composicional máxima, elaboración reciclado de depósitos arcósicos o litoarenosos; en

bordes de cratones estables; costeros o eólicos.

Tipos:

*1er ciclo: redondez variable; Qp + Qm > 5%; minerales pesados variables.

*2º ciclo: redondez muy buena, Qm < 5%; minerales pesados estables. Es lo más maduro que podemos

encontrar en la superficie de la Tierra (tipografías de Qm < 5% son las más estables).

Las cuarzoarenitas son

muy maduras: proceden-

tes de la maduración de

arcosas y litoarenitas,

llegando a un depósito

cuarzo arenítico.

Hay sin embargo dife-rencias entre los tres tipos de cuarzoarenitas según su origen:

Áreas plutónicas (ígneas) → pueden conservar algún que otro feldespato que ha resistido el

proceso.

A partir de filoarenitas → cuarzos cristalinos con extinción ondulante y poliminerales.

A partir de sedimentos reciclados → cuarzoarenitas procedentes de sedarenitas; son cuarzos reciclados provenientes ya de un ciclo de sedimentación que vuelven a meterse en otro ciclo de

45

sedimentación, resistiendo los más maduros: cuarzos de extinción recta, e incluso algunos

fragmentos de rocas muy resistentes a la erosión.

Proceso de “viaje”: el contenido en cuarzo aumenta, a

medida que viaja; mientras que los fragmentos de roca y los

feldespatos se van “perdiendo” en el transporte.

Al ir bajando por

la costa, vemos que

los cratones tienen

poco desarrollo y

pasamos a una

franja climática más

fría, y por lo tanto, la alteración de los feldespatos es menor,

encontrando más cantidad de estos y fragmentos de roca junto al

cuarzo.

Esto mismo es lo que se dio en la Península Ibérica durante el

Cretácico: Béticas → depósito cuarzoarenítico muy importante;

turbiditas formadas antes que las Béticas; la zona era una gran

cuenca y el continente africano generaba grandes depósitos

turbidíticos que se situaban en la cuenca del Tethys, antes de

formarse las Béticas, que cerrarían la cuenca y acabarían las deposiciones.

Grauvacas

Areniscas con > 15% en matriz (fracción < 30: minerales de la arcilla → illita y caolinita). Término

orignal de campo: colores oscuros, verdes (mucha matriz clorítica); gragadas en niveles planoparalelos;

intercaladas con niveles lutíticos. Todo debido al elevado contenido en matriz, que las convierte en

depósitos muy inmaduros.

Texturas: selección muy pobre, cuarzos angulosos; mucha matriz;

texturalmente inmaduras y muy poco porosas.

Composición: esqueleto → Qm > 5%, Qm, chert, feldespato:

plagioclasa (las más inestables), fragmentos de rocas metamórficas y

volcánicas (sedimentarias no). Pasta → matriz muy poligénica: illita,

clorita, cuarzos, feldespatos, óxidos de hierro, etc. No hay cemento,

pues tiene muy poca porosidad y no hay “espacio” para que el

cemento crezca.

Tipos:

Grauvacas feldespáticas → feldespatos > fragmentos de roca

Grauvacas líticas → feldespatos < fragmentos de roca

Cuarzograuvacas → Feldespatos y fragmentos de roca < 5%

Origen: zonas geotectónicas activas; asociadas (o no) a vulcanismo; depósitos turbidíticos (no

exclusivos); asociados a volcarenitas y filarenitas (ocupando los mismos espacios ques estas

litoarenitas), aunque no a sedarenitas → al partirse y fragmentarse las sedarenitas no pueden generar una fracción < 30 µ; pueden genera, si acaso, cementos carbonáticos (sedarenitas → carbonatos); asociados

también a petrofacies diagenéticas →

el origen de las grauvacas hay que

buscarlo en la diagénesis: no existen

como depósitos sedimentarios

actuales; su génesis hay que asociarla

a la diagénesis que sufren otros

depósitos que antes del

enterramiento, eran depósitos

arenosos limpios (sin matriz):

46

Mediante precipitación a partir de la solución se genera matriz; serían cementos pero como los

filosilicatos (minerales de la arcilla) son una fracción

< 30 µ, se genera matriz.

Al producirse la compactación, los fragmentos de

roca pierden identidad, “liberando” su contenido;

algunas de las plagioclasas no están alteradas al haber

viajado en el interior del fragmento de roca. Se

produce el proceso de GRAUVAQUIZACIÓN → proceso por el cual se genera matriz durante la

diagénesis.

Areniscas híbridas

Areniscas con intracuencales > 25% aproximadamente. Híbrido se refiere a la mezcla de material

intracuencal y extracuencal → Híbrido = mezcla intra + extra.

La fábrica más importante de componentes intracuencales son las

plataformas marinas: es donde se encuentra la mayor fábrica de

material intracuencal sólido.

Glauconíticas: glaucomita como mineral dominante, con formas

arriñonadas, “granos verdes” ó “glauconia”. Origen → marino de

salinidad normal; ambientes reductores débiles, con baja tasa de

sedimentación: plataformas continentales cálidas (por la proximidad al

talud puede erosionarse y dar lugar a depósitos turbidíticos). Las

glauconíticas pueden usarse para datar, analizando su contenido en

potasio.

Fosfáticas: agregados (como chert) u oolitos; aportes orgánicos; en plataformas marinas y también

acumulaciones de huesos de vertebrados.

Calcarenitas: muy frecuentes, producción de carbonatos (orgánicos e inorgánicos); plataformas

marinas mixtas. Aporte de carbonatos intracuencales.

Composición química de las areniscas:

Elementos mayores: análisis

químico de una cuarzo arenita,

arcosa y grauvaca; en esta última, la

alúmina sube mucho y es posible

que sea el análisis de una grauvaca

con elevado contenido en plagiocla-

sas, dado también el elevado

porcentaje de Na (2,9).

Los análisis químicos sirven, en rocas ya transformadas y que han sufrido metamorfismo, para deducir

mediante el análisis, cuales eran las rocas originales.

47

Esquemas de composición química: parámetros que relacionan ambientes geotectónicos → cómo

podemos usar la geotectónica para saber el origen del depósito; mediante un análisis químico.

Depósitos con un contenido en Si medio variable, pero con un elevado contenido en K y Na. En márgenes pasivos

se acumulan depósitos que provienen de la erosión de

grandes cratones.

y Bajo contenido en Si. Depósitos poco evolucionados y diferenciados; la relación K, Na también

baja mucho.

[pág 59´. Fig 2] → se analiza la composición química como un análisis estadístico multivariable, a partir

de muchas muestras. Al hacer el análisis de la muestra, usando alguna de las cuantas funciones, aparece

en alguna de las cuatro áreas determinadas.

48

TEMA 11.- Sedimentos y rocas arenáceas: procedencia y ambientes de

sedimentación

[pág 61´.]

Procedencia: conceptos y definiciones

Procedencia → conjunto de factores ó aspectos que intervienen y condicionan el depósito detrítico; el

fundamental es el saber cuál es su roca madre (es lo más importante dentro de la procedencia); luego hay

otros aspectos que modifican ese factor: transporte, clima (árido, húmedo), relieve, transformaciones

diagenéticas

Los diferentes tipos de procedencia dan lugar a un diagrama en el que todos ellos están relacionados.

Los básicos son:

Plutonismo (granito, gneis)

Vulcanismo

Estos dos producen las arcosas y las litoarenitas (respectivamente) las cuales a su vez generan las

ortocuarcitas y las grauvacas.

A partir de rocas plutónicas: ácidas, bien diferenciadas y con mucho feldespato, que por desintregra-

ción dan lugar a las arcosas; si siguen evolucionando pasarán a las cuarzoarenitas.

Litoarenitas → Origen muy variado: vulcanismo, rocas metamórficas o sedimentarias. Si evolucionan

con el transporte, dan lugar a las sublitoarenitas y protocuarcitas, que si siguen evolucionando, generan

las cuarzoarenitas (u ortocuarcitas).

Grauvacas → llegamos tan sólo mediante la diagénesis; no hay transporte de una sola roca previa

determinada.

La procedencia viene implícita en el hecho de encontrar un tipo determinado de arenisca y para

especificar un poco más en la procedencia, se hace uso de los análisis de los componentes detríticos, a

partir del cuarzo (tipologías de grano, catodoluminiscencia…); de los feldespatos ([Na][K][Ca] y en

49

función de estos, ver donde quedan los diferentes feldespatos según su origen); de las asociaciones de

minerales pesados (asociaciones características de determinados tipos de rocas).

Tectónica y composición de las areniscas

Ya no sólo se incluyen aspectos físicos de la roca, sino que también se ven aspectos tectónicos:

transporte, relieve, clima… “controlados” por un ambiente más importante → ambiente geotectónico:

litología concreta en el área fuente.

Al hacer estudios en ambientes geotectónicos, en áreas fuentes de depósitos arenosos, se encontró que

se podían definir cuatro procedencias, condicionadas por dichos ambientes geotectónicos:

Cratones estables → interior del continente ó margen de plataforma pasivo. Son depósitos muy

maduros, zona llana arenosa. Relación feldespatos potásicos/plagioclasas alta. Depósitos

cuarzosos.

Basamentos elevados → borde de rift ó transformación por ruptura (fallas transformantes). Son

depósitos cuarzofeldespáticos: arcosas; depósitos con muy bajo contenido en fragmentos líticos.

Relación Qm/Ftos alta.

Arcos magmáticos → arcos de islas o arcos continentales. Fragmentos de roca con cuarzo

magmático. Depósitos feldespatolíticos.

Orógenos reciclados → erosión de cadenas orogénicas; cuencas asociadas a un orógeno, se

nutren de la erosión del mismo: rocas metamórficas y sedimentarias. Depósitos cuarzolíticos.

Dickinson discrimina los diferentes depósitos

mediante diagramas diagnósticos del ambiente

donde se ha formado la arenita; con una

elevadísima carga energética.

Lt → fragmentos de roca característicos,

constituídos por individuos cristalinos muy

grandes. Dickinson no los considera

fragmentos de roca, sino como individuos en

si; lo único que considera son aquellos cuyo

tamaño es inferior a a1/16 mm. Los líticos

(pizarras y algunos esquistos, también algo de

fragmentos de roca volcánicos). Son los que

agrupa en el término Lt.

Petrofacies cuarzofeldespaticas (bloque continental) Petrofacies feldespatolíticas (arcos magmáticos)

Petrofacies cuarzolíticas (orógenos reciclados)

Depósitos sedimentarios:

Los ambientes fluviales son los que mejor generan los depósitos arenosos por acción del viento →

depósitos eólicos. Composició y texturas.

Ambientes costeros generan depósitos muy bien seleccionados, pero también aportan materiales

intracuencales. Son depósitos híbridos.

Plataformas marinas y abanicos submarinos → turbidíticos

50

- Upper fan

- Muddle fan

- Lower fan

TEMA 12.- Sedimentos y rocas arenáceas: diagénesis

Diagénesis: modificaciones que afectan el depósito sedimentario que se dan desde el momento de la

deposición de materiales hasta el metamorfismo. Conjunto de procesos que sufre un sedimento al llegar

a una cuenca de sedimentación. No hay límites claros. Durante este proceso se genera porosidad

(aspecto positivo), pero también se produce modificación del depósito original (aspecto negativo).

Los principales factores que intervienen son:

- Temperatura

- Presión

- Ph (factor geoquímico)

- Eh (índice oxidación reducción)

- Actividad iónica

- Salinidad de las aguas diagenéticas

- Tiempo

Anatexia: fusión total de la roca

Etapas de la diagénesis:

Existen tres etapas:

Eodiagénesis: primera etapa. Se caracteriza porque los sedimentos están empapados en agua con el

mismo quimismo del ambiente de sedimentación. Poca profundidad. Es una etapa corta en el tiempo.

Pero se pueden dar una serie de procesos que pueden ser muy intensos. Termodinámicamente es un

sistema abierto, lo cual nos indica que se van a producir muchas reacciones. Un ambiente oxidante.

Carácter ácido.

Mesodiagénesis: segunda etapa. Etapa de enterramiento profundo. Se caracteriza porque las aguas

diagenéticas quedan desligadas del quimismo del ambiente de sedimentación. Es un sistema cerrado con

movimientos muy lentos. Son etapas largas. Tienen lugar procesos diagenéticos más o menos intensos.

Hay poca movilidad, pero aumenta la concentración de iones, lo que produce que se eleve la alcalinidad.

Un ambiente reductor. Carácter básico.

Telodiagénesis: tercera etapa. Materiales en proceso de ascenso por procesos tectónicos. Se pasa de un

sistema cerrado a uno abierto. Las aguas freáticas continentales entran en el material. Esta agua

51

meteóricas generalmente tienen un carácter ácido, lo que supone una reducción de la alcalinidad

producida en la mesodiagénesis. Un ambiente oxidante.

(Diagénesis de rocas siliciclásticas. pág 65´)

Principales procesos diagenéticos:

1.- Compactación

2.- Cementación

3.- Generación de matriz diagenética

4.- Transformación de minerales

5.- Formación de porosidad secundaria

1.- Compactación

Todos aquellos procesos que sufre el sedimento debido a la acción de la presión litostática.

a) Mecánica: compactación mecánica (es uno de los primeros procesos que ocurren a poca

profundidad).

b) Química: compactación química: (ocurre más tarde).

Compactación mecánica → hay rotura de clastos (feldespatos) y deformación de micas, fragmentos de

roca y arcillas. Hay una disminución de la porosidad desde un 40% hasta un 20%. En los poros había

agua que fluye hacia donde hay menos presión, es decir, hacia arriba; flujo acuoso ascendente.

Compactación química → hay disolución por presión. Puede llegar a destruir totalmente la porosidad.

Esta compactación se da a mucha mayor profundidad. Se necesita mayor presión litostática (la sílice que

se disuelve es poco soluble y puede precipitar rellenando los poros).

52

La consecuencia: sedimento empapado en agua y los poros que están cargados de agua dejan de salir el

líquido (como una esponja). El agua sale hacia el exterior (flujo ascendente de agua) debido a la menor

presión de la atmósfera. Se pierde potencia por el empaquetamiento

Sondeos profundos. Podemos elaborar unas curvas de pérdida de porosidad [gráfico pág 67]

Se ve como por compactación, por enterramiento, la porosidad baja de un 40% hasta un 10% a una

profundidad de más de 5km. Cuanto menos rígido es el esqueleto, más porosidad se pierde. Cementos

tempranos, presencia de sobrepresión (inhibe la pérdida de porosidad → consiste en que se da un brinco

y el fluido no sale fuera ya que la profundidad se conserva porosidad importante con agua, se puede

deber a niveles porosos en niveles impermeables). La compactación mecánica suele ser la primera en

actuar y después la compactación química (en la mesodiagénesis).

2.- Cementación

Es la precipitación en los huecos de una roca de nuevos minerales que provienen de aguas

diagenéticas.

La mezcla de aguas → proceso en el cual puede precipitar un determinado mineral.

Consecuencias de la cementación:

- Perdida de porosidad primaria

- Litificación del sedimento

- Corrosión de granos (agua sobresaturada)

Tipologías:

Cemento de cuarzo - Cementos sintaxiales. Raro en mosaicos

- Visibles por:

C pelicular previo

Uniones triples a 120º

Densidad de contactos largos

Catodoluminiscencia - Origen de la sílice:

a) Autóctona: del mismo estrato

- Presión – disolución

- Transformaciones minerales:

feldK → caolín + K2O + SiO2

- Contactos de presión

b) Alóctona: de fuera del estrato

- Fluidos freáticos (hipergé. silicatos)

- Fluidos lutitas intercaladas

- Sin contactos de presión

- En eodiagénesis: ópalo y calcedonia (evaporizas)

- En mesodiagénesis: sintaxiales

Cemento de feldespato - Cementos de feld K y Ab: no An

- Muy tempranos (eodiagénesis)

53

- Ambiente alcalino: marino

- Mezcla de aguas:

marinas (Na + K) + freáticas conti. (SiO2 + Al2O3)

Cemento de carbonatos - Muy frecuentes en areniscas

- Amplia variedad textural y mineralógica:

* Minerales

- Calcita (Ca)

- Dolomita (Ca, Mg)

- Anquerita (Ca, Mg, Fe)

* Texturas

- Mosaicos (elevada nucleación)

- Poiquilotópicos (baja nucleación)

- Sintaxiales

- Eodiagénesis

Mosaicos

Inhiben efectos de compactación

- Mesodiagénesis

Parches reemplazativos

- Telodiagénesis

Rellenan poros secundarios

- Origen del CO3

Don carbonatos esqueletos

Aguas alcalinas amb. Sedim

3.- Matriz diagenética

Pore filling → por cementación o neoformación → relleno de poros

Pore living → por cementación o neoformación → crecer alrededor de los granos (minerales de la

arcilla)

4.- Transformación de minerales

Un mineral reemplaza a otro mineral se el nuevo mineral no tiene lugar para crecer se “come” a otro

más débil. Se tienen que dar procesos de disolución y cementación. Estos dos procesos tienen que ser

casi simultáneos, ya que no podemos dejar un poro grande. Se tienen que dar a una escala muy pequeña

y en una interfase acuosa. Los oolitos son de carbonatos, así que si encontramos oolitos cuarcíticos se

debería a los fenómenos de disolución y cementación.

- Reemplazamiento: un mineral crece a expensas de otro y en su lugar

- Alteración: se conserva casi toda la estructura

- Disolución incongruente: lo único que se hace es extraer del mineral precursor unos cationes o aniones

para generar un nuevo mineral.

Ejemplos:

Silicatos por carbonatos → cuarzo corroído por cementos de carbonato y es un reemplazamiento.

También en los feldespatos y minerales de la arcilla por carbonatos.

Reacciones entre minerales de la arcilla → De esmectitas a illitas. Es una alteración, se mantiene la

estructura cristalina.

Transformaciones de feldespatos a caolinita → Si se le quita el K de los feldespatos se pasa a caolinita.

En ambiente ácido o subsaturado. En eodiagénesis y telodiagénesis.

Sirven para reconstruir el ambiente diagenético en que se generó la roca en el que dan estos

reemplazamientos.

54

5.- Generación de porosidad secundaria

Mediante reacciones químicas se pueden producir disoluciones y así clastos, matrices o cementos se

disuelven y generan la porosidad secundaria.

La disolución de sales y carbonatos (son de ambiente alcalino) es lo más fácil. Se pueden someter a un

ambiente ácido y se llega a este ambiente de dos formas:

- La maduración de la materia orgánica diagenética → acidificación del medio . En la Mesodiagénesis

también podría darse aunque se de en ambientes alcalinos. Disolverá cementos carbonáticos.

- Paso de Mesodiagénesis a telodiagénesis. Las aguas meteóricas ácidas generan disoluciones por el

lavado de los productos alcalinos. La porosidad secundaria se estudia al microscopio.