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Sedimentos y rocas sedimentarias clásticas terrígenas


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Los materiales clásticos terrígenos se forman por partículas o clastos derivados de rocas preexistentes. Los procesos de vulcanismo explosivo y descomposición de rocas a través de la meteorización, generan partículas tamaño grava a limo que constituyen granos minerales individuales o agregados de minerales. Los clastos, principalmente son detritos erosionados desde la roca madre y están comúnmente formados en su mayoría por minerales silicatados (los términos “sedimentos detríticos” y “sedimentos siliciclásticos” son también empleados para referirse a estos materiales). El rango de tamaño de los clastos es muy amplio, y abarca desde micrones hasta metros. Estos granos siliciclásticos, son los materiales que constituyen las rocas sedimentarias detríticas. Las areniscas y conglomerados constituyen el 20-25% de las rocas sedimentarias existentes en el registro estratigráfico, mientras que las lutitas representan aproximadamente el 60%.

Conglomerados y brechas: 

Se denomina conglomerado a una roca sedimentaria constituida por clastos redondeados. Por otro lado, el termino brecha es comúnmente empleado para denotar a una roca compuesta por clastos tamaño grava pero con forma angulosa. 

a) Composición de las gravas: Si el conglomerado contiene clastos de una sola composición se denomina “conclomerado monomíctico”. Si contiene clastos de dos o tres composiciones, se denomina “conglomerado oligomictico” y si posee clastos de más de tres composiciones se denomina “conglomerado polimíctico”. 

b) Textura de los conglomerados
  • Proporción de matriz: Comúnmente, los conglomerados se separan en conglomerados clasto soportado (Ortoconglomerado) o matriz soportado (paraconglomerado). 
c) Forma de los clastos: la forma de los clastos en las gravas y los conglomeradas, es determinada por las propiedades de fractura de la roca madre. Por otro lado, también se deriva de la historia de transporte a la que han sido expuestas las partículas. 

Las rocas conformadas por planos de fractura igualmente espaciados, forman bloques cúbicos que sometidos a transporte resultan en clastos esféricos. Rocas madres que se fracturan en una forma más bien “tableada” (como una caliza o arenisca bien estratificada), resultan en clastos con un eje más corto que los otros dos: a esto se denomina forma discoidal o “oblato”. Los clastos prolatos, son menos comunes y suelen estar relacionados mayoritariamente con rocas madres metamórficas con una fuerte fábrica lineal (Ver figura).
Imagen extraída de Nichols, 2009. 

Arenas y areníscas: 
Arena podria definirse como un sedimento compuesto principalmente por granos con tamaño entre 63 um a 2 mm. Consecuentemente, una arenisca corresponde a una roca sedimentaria compuesta por granos de este tamaño. Dichos granos, son formados producto de la desintegración de rocas preexistentes a través de procesos de erosión y meteorización, los cuales pueden pertenecer a dos categorías:

a) Granos minerales detríticos: existen en una gran variedad de composiciones minerales, los principales son:
  •  Cuarzo
  • Feldespato: es un mineral susceptible a la alteración química durante la meteorización y, siendo más blando que el cuarzo, tiende a sufrir abrasión y erosión durante el transporte. Los feldespatos son comunes solo en circunstancias donde la meteorización química de la roca madre no ha sido tan intensa y el recorrido de transporte hacia el sitio de depositación es relativamente corto. Dentro de los granos detríticos, los feldespatos potásicos son más comunes en relación a los ricos en Ca y Na, debido a que estos últimos son más inestables cuando son sometidos a meteorización. 
  • Mica: las dos micas más comunes son la biotita y la moscovita. Estos minerales tienden a ser concentrados en bandas dentro de planos de estratificación. Esto, debido a que sus granos tienden a estar más tiempo en suspensión que los granos de cuarzo, o feldespato de la misma masa. 
  • Minerales pesados: algunos minerales pesados comunes son el zircón, turmalina, rutilo, apatito, granate y otros minerales accesorios de origen metamórfico e ígneo. Se caracterizan por tener densidades mayores a 2,85 gr/cm3 y son comúnmente utilizados en estudios de proveniencia. 

La figura muestra los siete minerales pesados más comunes con sus propiedades ópticas (con el grado de meteorización y/o disolución aumentando hacia la derecha).
Imagen extraída de Tucker, 1991.

ab)      Otros componentes:
  • Fragmentos líticos: corresponden a los fragmentos tamaño arena resultantes de la desintegración de rocas ígneas, metamórficas o sedimentarias.
  • Es común hallar fragmentos de calizas en forma de fragmentos líticos, por lo que es bueno tener presente que por definición una roca formada mayoritariamente por granos calcáreos (>50%) podría ser clasificada directamente como una caliza.
  •  Partículas biogénicas: corresponden a pequeños fragmentos generalmente de carbonato cálcico encontrados en areniscas. Comúnmente son restos de conchas de moluscos y otros organismos que tienen partes duras carbonatadas. Estos fragmentos biogénicos son comunes en areniscas depositadas en ambientes marinos someros donde estos organismos son abundantes. Si estos fragmentos calcáreos superan el 50% de la roca, ésta podría considerarse directamente como una caliza.
  • Minerales autigénicos: corresponden a aquellos minerales que crecen como cristales en el ambiente deposicional. Muchos minerales de la clase de los carbonatos se forman de manera autigénica, y otros minerales son de gran importancia, como por ejemplo la glauconita: un filosilicato de color verdoso que se forma en ambientes marinos someros.
  • Matriz: es el material fino que se encuentra entre los granos de arena. En arenas y areniscas la matriz es tipicamente de tamaño limo y arcilla, y puede rellenar total o parcialmente los espacios entre los granos. La matriz, debe ser diferenciada del cemento, ya que este último corresponde al precipitado químico formado posterior a la depositación.

Nomenclatura y clasificación de areniscas:

Cuando se realiza un estudio petrográfico de una sección delgada bajo un microscopio, se requiere usar una nomenclatura formal. Para el caso de las areniscas, la más empleada es la clasificación propuesta por Pettijohn en el año 1975, la cual se realiza mediante el diagrama mostrado en la figura:
Imagen extraída de Pettijohn, 1975.


La clasificación de areniscas de pettijohn combina criterios texturales (la proporción de matriz limosa) con criterios composicionales (los porcentajes de los tres componentes principales: cuarzo, feldespato y fragmentos líticos. 



Para usar este esquema para clasificación de areniscas, las proporciones relativas de cuarzo, feldespato y fragmentos líticos deben primero ser estimados visualmente (ignorando otros componentes). La tercera dimensión del diagrama de clasificación es usada para mostrar la textura de la roca, es decir la proporción relativa de clastos y matriz. En una arenisca, la matriz es el material limoso y arcilloso que fue depositado junto con los granos de arena. La segunda etapa, corresponde a estimar la cantidad de matriz limosa: si la cantidad de matriz presente es menor a 15% la roca es llamada Arenita, entre 15%-75% es una Wacka, y si la mayoría de la roca es de grano fino se clasifica como una lutita. 

Si existen granos de composición distinta a los tres componentes usados en el diagrama, en un porcentaje abundante (al menos 5-10%) puede emplearse un sufijo como por ejemplo “cuarzo arenita micácea”.

Análisis descriptivo de rocas sedimentarias detríticas: 

a) Clastos y matriz: los fragmentos que conforman una roca sedimentaria son denominados clastos. Su tamaño puede variar desde limo a grava. Es por esto que es útil realizar una distinción entre los clastos y la matriz. Esta última, corresponde al material de grano más fino que se encuentra entre los clastos. No existe un tamaño absoluto para la matriz; por ejemplo la matriz de una arenisca, son las partículas tamaño limo o arcilla, mientras que la matriz de un conglomerado son las partículas tamaño arena, limo o arcilla existentes. El tamaño de los clastos se establece a través de la escala de Udden-Wentworth que se muestra en la figura de abajo. Es importante diferenciar los granos o clastos de la matriz, ya que con ello se determina si la roca corresponde a una clasto, o matriz soportada.
Imagen extraída de Boggs, 2009.



ab)      Grado de selección: corresponde a una descripción del tamaño de clastos presente en la roca o sedimento. Por ejemplo un sedimento bien seleccionado, se compone de clastos mayoritariamente asignados a una clase en la escala de Udden-Wentworth (por ejemplo arena media); un depósito pobremente seleccionado contiene un amplio rango de tamaños de clastos. La selección, se produce en función del origen y transporte de los detritos. A mayor distancia de transporte, o agitación repetida de las partículas, el material tiende a ser separado según diferente tamaño. Para determinar el grado de selección, generalmente se realiza mediante estimación visual, mediante una comparación con los esquemas mostrados abajo:




Imagen extraída de Boggs, 2009.


c) Redondeamiento de los clastos: el redondeamiento de lo clastos ocurre conforme las partículas son sometidas a agitación. Es por esto que el redondeamiento se produce en función de la historia de transporte del material. Generalmente, se estima en forma visual conforme lo establece la figura de abajo.


d) Esfericidad de los clastos: Es una característica inherente que depende de la forma que el fragmento adquiere durante la meteorización, y guarda relación con la cercanía que un clasto tiene con una esfera. Generalmente, se determina visualmente como se indica también en la figura.

 Imagen extraída de Boggs, 2009.


e) Fábrica: el término fábrica, aplica a los granos de una roca sedimentaria, en lo que respecta a su orientación, empaquetamiento y a la naturaleza de los contactos existentes entre ellos. Los principales tipos de contactos se muestran en la siguiente.
  • Orientación: a menudo en areniscas y conglmerados, los clastos se encuentran orientados con sus ejes más largos, en la misma dirección. Esta orientación preferencial, corresponde a una fábrica primaria de la roca (exceptuando una roca que ha sido tectónicamente deformada), y es producida por la interacción del flujo imperante durante la depositación. 
  • Empaquetamiento: corresponde a una característica muy importante, ya que influye directamente en la porosidad y permeabilidad de un sedimento. Depende principalmente de la forma, tamaño y grado de selección de los clastos. Las playas modernas y las arenas de duna, compuestas por granos bien seleccionados y redondeados, presentan porosidades de entre 25-65%. Cuando la porosidad es alta, el empaquetamiento es malo, y se acerca a lo que se denomina “empaquetamiento cúbico”; por otro lado una porosidad más baja resulta en lo que se denomina “empaquetamiento romboédrico”.
  • Tipos de contactos: corresponde a la manera en que los granos contactan o “se tocan” entre sí. En las figuras de abajo, se pueden apreciar los tipos de contactos más comunes, vale decir tipo “puntual”, “cóncavo-convexo”, “suturado”, y “largo-planar”. El contacto tipo “flotante” es exclusivo de una roca matriz soportado.

 Imagen extraída de Tucker, 1991.



 Imagen extraída de Boggs, 2009.


Diagénesis de areniscas:

La diagénesis se divide básicamente en dos etapas: 

  • Diagénesis temprana: procesos que tienen lugar durante la depositación, a profundidades de enterramiento relativamente someras. 

  • Diagénesis tardía: procesos que afectan a los sedimentos a profundidades más altas y producto de procesos de alzamiento.

Dos procesos diagenéticos dependientes de la profundidad de enterramiento, son la compactación y la disolución por presión. También son importantes los procesos químicos que incluyen la precipitación de minerales, conduciendo la cementación de los sedimentos, la disolución de granos inestables y al reemplazamiento de granos por otros minerales. Estas reacciones químicas toman lugar en medio acuoso, por lo que la salinidad, pH, Eh y la habilidad del agua para moverse a través del sedimento, resultan ser de crítica importancia durante la diagénesis. 

Hay muchos factores que influyen en la diagénesis de las areniscas. Algunos son el ambiente deposicional, el clima, la composición y textura del sedimento y la migración de fluidos a través de los poros. Los procesos principales son:

a) Compactación y disolución por presión: 
  • Compactación mecánica: Corresponde al proceso mediante el cual el volumen de un sedimento es reducido cuando los granos que lo conforman son comprimidos unos contra otros (reduciendo también la porosidad), sin implicar reacciones químicas en ello. Los factores que influyen en este proceso son la composición de los sedimentos, la presión vertical efectiva (dada por la profundidad de enterramiento), el tiempo, la temperatura, la composición química de los fluidos intersticiales y sobre todo las características texturales (principalmente la selección y el empaquetamiento).
  • Disolución por presión (compactación química): es el resultado de la disolución de los granos (principalmente de cuarzo) en sus puntos de contacto. Asociado generalmente con su re-precipitación sobre las superficies libres de los granos adyacentes. Al igual que la compactación mecánica está inducida por la carga litostática y produce en los granos contactos de tipo largo, cóncavo-convexo y suturados. 
b) Cementación: Junto con la compactación, es el proceso más importante que transforma un sedimento en roca sedimentaria. La consistencia de la roca, se debe en parte al intercrecimiento de cristales de cemento y también a las fuerzas atractivas entre las superficies de los mismos. 

Existen dos mecanismos generales para transferir por el sedimento grandes cantidades de sustancia mineral disuelta: a) mediante el movimiento de toda la masa del fluido a través de los poros bajo los gradientes de presión, y b) como resultado de la existencia de gradientes de difusión, con lo cual partículas cargadas de tamaño iónico se mueven sin que necesariamente lo haga el agua.

  • Cementación de Sílice: precipita alrededor de granos de cuarzo en continuidad óptica con ellos. La cementación por sílice está frecuentemente vinculada a disolución por presión, al ocurrir una sobresaturación de sílice en los fluidos intersticiales, produciendo la precipitación en forma de sobrecrecimientos. También puede deberse a la migración hacia arriba de fluidos enriquecidos en sílice provenientes de fuentes distantes. La cementación por sílice puede encontrarse también en forma de microcuarzo, megacuarzo, calcedonia (figura de abajo) y ópalo.

 Calcedonia con textura fibrosa-plumosa. Imagen extraída de Boggs, 2009. 




  • Cemento carbónático: el mineral principal es la calcita. Como resultado de la precipitación de calcita, es común el desplazamiento de los granos aparentando que estos “flotan” en el cemento. Además de la infiltración de poros, la calcita y otros carbonatos tienen la capacidad de reemplazar granos. Los granos de cuarzo cementados por carbonato, frecuentemente presentan una corrosión de sus bordes.


La precipitación temprana de calcita inhibe el sobrecrecimiento tardío de cuarzo y la alteración de feldespatos a arcillas y pudiera llegar a producir la pérdida total de la porosidad y permeabilidad. 


Las fuentes de carbonato pueden ser biogénicas, cementos marinos muy tempranos, silicatos (plagioclasas y zeolitas) o derivarse del carbono orgánico. 

Los procesos de precipitación y disolución de carbonatos están controlados por las concentraciones relativas de CO2 y de iones H+ en las aguas intersticiales. La reacción está dada por la reacción: 

CO2 + H2O = H2CO3 = H+ + HCO3
Ca2+ + HCO3- = CaCO3 + H+


Los principales tipos de texturas en cementos carbonáticos son dos: 1) los que “tapizan” la superficie de los poros (Circungranulares: pueden ser continuos o discontinuos) y 2) los que tienden a rellenar los poros (ocluyentes). Tales cementos, pueden presentarse en los hábitos mostrados en las siguientes figuras.


Imagen extraída de Arche, 2010.



 Imagen extraída de Arche, 2010.

  • Autigénesis de feldespato aunque generalmente en la mayoría de las areniscas los feldespatos son alterados a arcillas o reemplazados por carbonato, en algunos casos el feldespato sobrecrece a granos detríticos de feldespato. Para la autigénesis de feldespato, se requieren temperaturas moderadamente altas y aguas ricas en Na+ o K+, Si+4 y Al+3. Tales elementos, son mayoritariamente derivados de la hidrólisis y disolución de granos minerales inestables presentes en los sedimentos. 


Mediante el microscopio de luz transmitida, el feldespato autigénico se caracteriza por no presentar maclado, tener un aspecto anubarrado y presentar extinción en parches o tabular. 
Este proceso ocurre durante la eogénesis y algunas etapas de la mesogénesis.


  • Autigénesis de minerales arcillosos y zeolitas: las arcillas pueden infiltrarse a través de areniscas arrastradas por agua procedente de interlaminaciones fangosas. La infiltración extensiva altera la textura del sedimento y disminuye la madurez textural y composicional original. 



Las arcillas autigénicas más comunes en areniscas son la illita y la kaolinita. Para la autigénesis de illita, se requieren fluidos neutros a alcalinos junto con suficiente K+, Si+4 y Al+3. La kaolinita por su parte requiere aguas intersticiales más acidas y bajo K+.



Por otro lado, las zeolitas, juegan un rol muy importante en la reducción de la porosidad y permeabilidad de las rocas. Algunas rocas susceptibles a la neoformación de zeolitas son las areniscas vulcanoclásticas y las arcosas marinas. Pueden formarse en etapas muy tempranas de diagénesis como resultado de la transformación de vidrios volcánicos y feldespáticos. 
  • Cementación y pigmentación de hematites: la hematita ocurre típicamente como una cobertura muy delgada alrededor de los granos. También se desarrolla dentro de planos de clivaje en biotitas, y en algunos casos reemplaza la biotita. La hematita puede desarrollarse sobre el nivel de agua, o debajo siempre y cuando el ambiente sea oxidante y alcalino. Generalmente está asociada a ambientes deposicionales continentales.


Madurez de materiales clásticos terrígenos:

Guarda relación con la manera en que el material ha cambiado en comparación con el material inicial de la roca madre. Normalmente, un sedimento que es maduro desde el punto de vista composicional, también lo es desde el punto de vista textural; aunque existen excepciones. Por ejemplo una playa cercana a una isla volcánica, donde el material predominante es mineralógicamente inestable (rocas basálticas), y por ende inmaduro; la textura puede reflejar un ambiente donde ha ocurrido un movimiento intenso de material, y los granos han sido erosionados producto del oleaje, resultando en un sedimento texturalmente maduro. 

a) Madurez textural: los sedimentos texturalmente inmaduros son aquellos con mucha matriz, mal seleccionados compuestos por granos predominantemente angulosos; Por otro lado, los sedimentos maduros se caracterizan por tener poca matriz, y presentar una selección moderada a buena, compuestos por granos subredondeados o redondeados. La porosidad primaria y la permeabilidad aumentan conforme aumenta la madurez textural, ya que un sedimento maduro, tendrá poca matriz, y por ende mayor cantidad de poros. La figura de abajo resulta muy útil a la hora de determinar la madurez textural de un sedimento.



Imagen extraída de Nichols, 2009. 


Usando este esquema, una wacka corresponde a una roca texturalmente inmadura. Las areniscas por su parte pueden subdividirse en función del grado de selección y forma de los granos.

b) Madurez composicional (mineralógica): es una medida de la proporción de minerales estables en un sedimento. La proporción de clastos altamente resistentes, tales como cuarzo y/o fragmentos líticos silíceos en una arenisca, comparado con la cantidad de clastos menos resistentes presentes, tales como feldespato o líticos básicos. En el diagrama de Pettijohn, puede inferirse que un sedimento mineralógicamente inmaduro se encontraría en la parte inferior del triángulo.

Bibliografía:

Arche, A. (2010). Sedimentología. Del proceso físico a la cuenca sedimentaria. Madrid, España: CONSEJO SUPERIOR DE INVESTIGACIONES CIENTÍFICAS.

Boggs, S. (2009). Petrology of sedimentary rocks (Second ed.). New York, United States of America: Cambridge.

Nichols, G. (2009). Sedimentology and Stratigraphy (Second ed.). Oxford: Willey-Blackwell.

Pettijohn, F. (1975). Sedimentary Rocks (Third ed.). Harper and Row, New York. 

Tucker, M. (1991). Sedimentary Petrology: An introduction to the origin of sedimentary rocks (Second ed.). Oxford: Blackwell Cientific Publications.

 

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