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Sedimentos y rocas carbonatadas


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Las rocas carbonatadas ocupan entre el 25-35% del registro estratigráfico (Folk, 1980). 

Los sedimentos carbonáticos son formados por partículas que pueden ser resultado de precipitación directa del agua marina, precipitación inducida por organismos o formadas como resultado de la desintegración de los armazones esqueléticos (Mas et al, 2010). 

Aunque la mayoría de las sucesiones carbonatadas en el registro geológico son de origen marino somero (supratidal a subtidal somero), las calizas también son depositadas en aguas más profundas en forma de estratos pelágicos, de origen turbidítico y en lagos. Por otro lado, también son importantes las calizas nodulares, laminadas y peloidales que se pueden desarrollar en suelos, recibiendo el nombre de “Calcretas” o “caliches” (Tucker, 2003). 

Poseen una gran importancia en la geología histórica, ya que contienen la mayoría del registro fósil de las formas de vida pasadas así como también estructuras y texturas que proveen información sobre las condiciones ambientales existentes en la antigüedad. Además de esto, poseen una gran importancia económica ya que son usadas en la agricultura e industria (fabricación de cal, cemento, etc) y hospedan cerca de un tercio de las reservas de petróleo del mundo así como ciertos tipos de depósitos minerales epigenéticos de plomo y zinc del tipo Mississippi valley (Boggs, 2009; Tucker, 1991). 

Estos sedimentos presentan diferencias importantes con los depósitos siliciclásticos, las cuales son resumidas en la tabla 1.
Tabla 1 extraída de Mas et al, 2010.

Mas et al, 2010 señala que existen algunas estructuras sedimentarias características de sedimentos carbonatados. Estos corresponden concretamente a algunos tipos de planos de estratificación y cavidades. 

Al igual que en las rocas y sedimentos siliciclásticos los planos de estratificación representan cambios en las condiciones de sedimentación, pero existen dos tipos que son característicos de rocas CARBONATADAS:

  • Hardgrounds: corresponden a horizontes de cementación sinsedimentaria subacuática justo por debajo de la superficie del sedimento y previas al enterramiento por la siguiente llegada de material. Representan ceses en la sedimentación (diastema). Generalmente están incrustados por lamelibranquios, foraminíferos, crinoides, etc. y perforados por anélidos, ciertos bivalvos, esponjas, etc. Frecuentemente también presentan una precipitación de fosfatos, óxidos e hidróxidos de Fe, glauconita, etc. 
Existen dos tipos de hardgrounds: 

ü  Con superficies de abrasión: lisas, comúnmente formadas en ambientes someros, donde la energía del medio erosiona la parte superior por movimiento de las partículas carbonáticas sobre su superficie.

ü  Con superficies de disolución: rugosas, más frecuentes en sedimentos pelágicos, donde los periodos de no sedimentación permiten la disolución del fondo marino previamente cementado.

  • Paleokarsts: responden a procesos de disolución de las superficies de los materiales por acción de las aguas meteóricas. Dan lugar a superficies irregulares y agujereadas. Se diferencian los siguientes tipos:
ü  Geopetales (geotrópicos): son rellenos parciales de cavidades generalmente intraesqueléticos. Estos rellenos ocupan la parte inferior de la cavidad. Estas estructuras son de gran importancia en tafonomía ya que la distribución del relleno sedimentario, así como de las cavidades permite inferir en muchos casos cuál era la posición de un elemento conservado cuando fue rellenado. Dicho relleno suele presentar diferencias granulométricas y texturales respecto a los materiales que constituyen la matriz (Fernández, 2000).
ü  Fenestrales.
ü  Stromatactis.
ü  Diques neptúnicos y gritas planas. (para más información sobre estas tres consulte Mas et al, 2010).

1)     Mineralogía de sedimentos carbonatados:

En sedimentos recientes, predominan dos especies minerales de carbonato cálcico: aragonito (ortorrómbico) y calcita (hexagonal). Por otro lado, se distinguen dos tipos de calcita dependiendo de su contenido de Mg: calcita de bajo magnesio “LMC” (<4% MgCO3) y calcita de alto magnesio “HMC” (>4% MgCO3). 

La mineralogía de un sedimento carbonatado moderno depende mayoritariamente de la composición de los granos esqueléticos y no esqueléticos presentes. 

EL aragonito es inestable en condiciones de presión y temperatura superficiales, y con el tiempo la calcita de alto Mg pierde parte de su Mg. Es por esto que todos los sedimentos carbonatados con mineralogía original mezclada son convertidos a calcita de bajo Mg durante la diagénesis. En el caso del aragonito, generalmente es reemplazado por calcita con retención parcial de su estructura original (calcitización) o disuelto completamente dejando un molde, el cual más tarde será rellenado con cemento calcítico. 

Las calizas pueden también ser dolomitizadas, presentando un contenido importante de dolomita: CaMg(CO3)2 (Tucker, 1991), o silicificadas durante la diagénesis (Tucker, 2003). 

Otros minerales no carbonatados son cuarzo terrígeno, óxidos e hidróxidos principalmente de aluminio (hidrargillita o gibbsita), de hierro (limonita, goethita) y de silicio (calcedonia, ópalo, sílex). También fosfatos diagenéticos (principalmente de calcio y hierro), sales halógenas (principalmente cloruro de sodio y potasio), silicatos (sobre todo de origen detrítico y a veces de neoformación: arcilla, feldespatos), sulfatos (principalmente yeso y anhidrita) y sulfuros (principalmente pirita y marcasita) (Mas et al, 2010).

2)     Componentes petrográficos:

La composición de las calizas es muy variable, pero la mayoría de sus componentes pueden ser asignados a los siguientes cuatro grupos:
a    a)      Granos no esqueléticos
b    b)      Granos esqueléticos (bioclásticos)
c    c)       Micrita
d   d)      Cemento 

a)      Granos no esqueléticos:

  • Pellets: son partículas redondeadas tamaño arena, que generalmente presentan una estructura interna característica relacionada con su origen fecal. Están formados por fango aragonítico. Son muy abundantes en sedimentos actuales, mientras que en los sedimentos antiguos son mucho menos frecuentes debido a procesos diagenéticos, quedando generalmente preservados en formas de micrita (Mas et al, 2010). Son producidos en gran manera por gastrópodos y crustáceos y presentan un contenido importante de materia orgánica (Tucker, 1991).
  • Peloides: corresponden a granos esféricos, elipsoidales o angulares con un tamaño generalmente de entre 0,1-0,5 mm compuestos de micrita, sin estructura interna (Tucker, 1991). Su origen puede ser variable, algunos corresponden efectivamente a pellets, otros provienen de la desecación y fracturación de lodos calcáreos, con posterior redondeamiento de clastos generados (intraclastos). Por ultimo pueden ser también fragmentos esqueléticos y ooides micritizados (Mas et al, 2010). (Ver figura 2)
  • Ooides: corresponden a granos (sub) esféricos, generalmente de tamaño entre 0,2-0,5 mm. Corresponden a una seria de esferas concéntricas desarrolladas alrededor de un núcleo, usualmente de carbonato (bioclasto, peloide u otro ooide) o cuarzo lítico (Tucker, 2003). Cuando el tamaño de estas partículas supera los 2 mm, se denominan “pisoides” (Tucker, 1991). (Ver figuras 3 y 4).
  • Agregados (lumps o grapestones): son agrupaciones de partículas carbonáticas (esqueléticos, ooides, peloides) aglutinadas por un carbonato microcristalino. Se forman en zonas submareales relativamente protegidas y se supone que se forman por alternancia de unos momentos cortos de agitación seguidos por periodos de calma durante los cuales precipita cemento (Mas et al, 2010).
  • Intraclastos: corresponden a fragmentos de sedimento litificado o semilitificado arrancados de la propia cuenca de sedimentación o de cerca de ella (Mas et al, 2010).
  • Extraclastos: corresponden a litoclastos (esqueléticos o no esqueléticos) generados por la erosión de rocas carbonatadas más antiguas procedentes de fuera de la cuenca deposicional en que los clastos fueron finalmente acumulados. Algunas características que permiten identificar un extraclasto son (extraída de Boggs, 2009):
La figura 1 muestra los principales fragmentos no esqueléticos vistos en calizas: 
Figura 1, extraída de Mas et al, 2010. 

Figura 2, mostrando peloides cementados por calcita esparítica (Extraída de Boggs, 2009)

Figura 3, mostrando ooide concéntrico (extraído de Boggs, 2009).

Figura 4 mostrando ooides radiales (extraído de Boggs, 2009).

b)      Granos esqueléticos:

Corresponden a las partículas provenientes de las partes duras de organismos vivos existentes en el medio, los cuales al morir sufren una serie de transformaciones, por lo que dichos restos pueden estar completos o fragmentados.

Los principales factores que controlan la distribución y desarrollo de organismos en los distintos sub ambientes carbonatados son la profundidad, temperatura, salinidad y la turbulencia del medio (Tucker, 1991).

Los granos esqueléticos (bioclastos) son los componentes predominantes en la mayoría de las calizas del fanerozoico. La mayoría de los organismos que contribuyen a la acumulación de material esquelético son los moluscos (bivalvos y gastrópodos), braquiópodos, corales, equinodermos (especialmente crinoideos), briozoos, algas calcáreas y foraminíferos. Otros de menor importancia (o importancia local) son las esponjas, crustáceos (especialmente ostrácodos), anélidos, etc.

Los esqueletos carbonatados poseen distinta mineralogía original, y la preservación de los bioclastos en las calizas depende de esto. Por ejemplo, granos originalmente de calcita de bajo Mg, tales como braquiópodos y algunos bivalvos, están generalmente muy bien preservados. Por otro lado, aquellos esqueletos originalmente de calcita de alto Mg (por ejemplo crinoideos, briozoos, alga calcárea roja, corales rugosos) se encuentran también muy bien preservados.

Con respecto a los bioclastos de aragonito (por ejemplo la mayoría de los bivalvos, gastrópodos, corales escleractinios, etc), su preservación es más pobre; esto debido a que el aragonito puede ser completamente disuelto, siendo posible su preservación solo en forma de moldes, o conformados por cristales de calcita esparítica (Tucker, 2003).

La siguiente tabla, muestra las principales mineralogías asociadas a la estructura original de los respectivos organismos.
Figura 5 extraída de Nichols, 2009. 

c)      Micrita (matriz):

Las partículas de carbonato de calcio de grano fino de tamaño menor a 4 micrones, son conocidas como fango calcáreo, fango carbonatado o micrita. La fuente de este material fino puede: ser precipitación química a partir de agua sobresaturada en carbonato cálcico(Nichols, 2009), bioerosión de granos carbonáticos y sustratos por parte de esponjas y/o algas, rotura mecánica de granos debido a la agitación de las olas y corrientes, precipitación bioquímica producto de fotosíntesis y descomposición de algas, “lluvia” de nannofósiles (coccolitos) en zonas oceánicas profundas y precipitación inorgánica provocada por evaporación del agua de mar (Mas et al, 2010).

La micrita puede estar presente en muchos de los ambientes formadores de carbonatos y puede ser el constituyente dominante de las calizas (Nichols, 2009).

Desde el punto de vista óptico, la micrita presenta un comportamiento sub-traslúcido a casi opaco en secciones delgadas (Folk, 1980) por lo que posee un típico aspecto masivo de coloración marronosa-grisácea (Boggs, 2009).

d)      Cemento:

En general, está conformado por calcita cristalina denominada esparita (Mas et al, 2010), la cual se caracteriza por estar conformada por cristales de diámetro mayor a 10 micrones (Folk, 1980).También puede estar conformado por calcita microcristalina de alto Mg en forma de cemento micrítico o micrítico peloidal (en ambientes marinos- diagénesis temprana) o por aragonito (cemento botroidal, fibroso o acicular) (Mas et al, 2010).

El cemento suele presentar una gran variedad de hábitos y morfologías, las cuales serán descritas más adelante.

El término esparita (cemento esparítico) debe emplearse solo en casos en que exista un crecimiento de cristales de carbonato en un espacio poroso intergranular o cavidades originales. Para recristalizaciones a partir de carbonatos preexistentes se emplea el término microesparita neomórfica (cristales entre 4-10 micrones) o “pseudoesparita” (10-50 micrones) (Tucker, 1991; Mas et al, 2010).

3)     Procesos diagenéticos:

La diagénesis de los carbonatos envuelve muchos procesos diferentes que toman lugar en distintos ambientes tales como ambientes marinos, meteóricos y en zonas de enterramiento profundo. Los seis procesos principales que se pueden distinguir son: cementación, micritización microbial, neomorfismo, disolución, compactación y dolomitización (Tucker, 1991).

a)      Cementación:

Es el proceso diagenético principal que afecta a los sedimentos carbonatados. Toma lugar particularmente donde hay presencia importante de un fluido intersticial sobresaturado con respecto a la fase de cemento. La mineralogía del cemento depende de la química del agua, particularmente la PCO2 , la razón de Mg/Ca, y la tasa de aporte de carbonato (Tucker, 1991). La sobresaturación requerida para la precipitación de cementos carbonaticos puede estar causada por varios mecanismos físico-químicos, estos pueden ser: ascenso del pH, aumento de concentración por evaporación, aumento de la temperatura, descenso de presión, mezcla de aguas, etc. (Rossi, 2010).

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 figuras 6 y 7.
Figura 6 extraída de Rossi, 2010. 


Figura 7 extraída de Rossi, 2010.  

 Figura 8

Figura 8 Continuación. (Extraída de Fluggel, 2004)

a    a.1) Descripción de cementos (Fluggel, 2004).

Los criterios usados para describir tipos de cementos son:

-Forma (aciculares, columnares, microcristalino, cristales muy pequeños alrededor de un centro micrítico, etc).

-Terminación (puntuada, aguda, forma de cincel, piramidal, aplanado)

-Apariencia (claro, nebulosa, con inclusiones)

-Asociaciones

-Forma del cristal (escalenoedral, romboedral, anhedral, subhedral, sobrecrecimiento sintaxial).

-Relación de crecimiento de los cristales con respecto al sustrato (normal, subnormal, oblicuo, sin orientación preferencial).

-Tipo de extinción (recta, ondulada)

-Tamaño (equidimensional, no equidimensional, cambio de tamaño hacia el centro del poro) y relación ancho/largo de los cristales.

Los cementos que aparecen en la figura 8, comprenden cinco grupos:

Cementos conformados por cristales creciendo dentro de poros a partir de un sustrato (Acicular, fibroso, botroidal, fibroso radiaxial, “diente de perro”, empalizada <bladed>).

Cementos colgantes (dripstone): cementos que conectan granos (meniscos) y/o están debajo de ellos. Dripstone, corresponde a un término general que incluye tanto estalactitas, estalagmitas como también estructuras de espeleotema “tipo ramita” finamente curvadas conocidas como “Helictitas”.

Cementos que se infiltran en poros formando mosaicos de calcita: caracterizados por cristales de tamaño creciente hacia el centro del poro (drusy), cristales equidimensionales sin control de sustrato (granular) o cristales sin una orientación preferencial (Blocky).

Cementos de sobrecrecimiento en continuidad óptica con un cristal o grano (sobrecrecimiento de calcita sintaxial).

Cementos micríticos con peloides muy pequeños dentro de una matriz microcristalina (cemento peloidal microcristalino) o coonformados por cristales de calcita de tamaño micrométrico formando mosaicos de grano fino, rims o estructuras de menisco.


Friedman (1965) aportó términos para la descripción de texturas y fábricas de mosaicos cristalinos en rocas sedimentarias a partir de terminología empleada en petrología ígnea y metamórfica, os cuales pueden ser aplicables a los cementos cristalinos. Estos son:

Forma de cristales
Anhedral- forma pobremente desarrollada
Subhedral- forma de cristal intermedia
     Euhedral- cristal con forma bien desarrollada


Para mosaicos equigranulares
   Xenotópico- la mayoría de los cristales anhedrales
      Hipidiotópico- la mayoría de los cristales subhedrales
 Idiotópico- la mayoría de los cristales euhedrales


Para mosaicos inequigranulares
       Porfirotópico- cristales más grandes (porfirotopos) están encerrados en una matriz de grano más fino
     Poiquilotópico- donde cristales más grandes (poiquilotopos) encierran cristales más pequeños

a     a.2) Tipos de cementos y ambientes diagenéticos:

Los tipos de cementos pueden ser diagnósticos de ambientes diagenéticos particulares, aunque debe tenerse precaución ya que algunos tipos de cementos pueden formarse en más de un ambiente diagenético. La figura 9 resume muy bien las texturas asociadas a cada ambiente diagenético (Fluggel, 2004):

Figura 9 extraída de Fluggel, 2004. 

Con respecto a las mineralogías cabe señalar que los cementos marinos, son principalmente de calcita magnesiana (contenido de magnesio variable dependiendo de condiciones ambientales) y aragonito (Rossi, 2010). Los cementos meteóricos por su parte, presentan una mineralogía comúnmente de calcita de bajo magnesio (Fluggel, 2004).

b)      Micritización microbial:

Consiste en un relleno de micro-perforaciones generadas por microbios y/o algas endolíticas, el cual es llevado a cabo con cemento de micrita compuesta por calcita magnesiana o aragonito, el cual da lugar a envueltas micríticas o incluso en caso extremos a la micritización total, formando peloides. La figura 10 muestra el proceso de micritización.

Figura 10 Extraída de Rossi, 2010. 

Figura 11 Muestra envuelta de micrita desarrollada en equinodermos y otros fragmentos fosiles (Extraída de Boggs, 2009).

c)      Neomorfismo:

Corresponde a la sustitución de componentes minerales de igual composición química por cambio textural (recristalización) o por cambio polimórfico (inversión).
  •    Recristalización: cambio en la forma, tamaño u orientación de los cristales. Por ejemplo, en los restos de equinoermos es común la ocurrencia de crecimiento sintaxial, en continuidad cristalográfica, y cada placa del caparazón pasa a ser un cristal compacto de calcita esparítica (Fernández, 2000).
  •    Inversión: sustitución de un componente mineral por otro polimorfo de su misma clase, de igual composición química pero de distinta estructura cristalina y termodinámicamente más estable. Comúnmente ocurre en el caso de los restos esqueléticos de composición aragonítica, la cual se invierte a calcita: su polimorfo más estable (Fernández, 2000).
      La figura 12 muestra la apariencia típica en lámina delgada de granos esqueléticos correspondientes a bivalvos (evidenciando neomorfismo en caso de composición original aragonítica), gasterópodos, braquiópodos, equinodermos y foraminíferos.
Figura 12 extraída de Mas et al, 2010.

d)      Disolución:

Muchas calizas sufren disolución como resultado del paso de un fluido intersticial subsaturado con respecto a la fase carbonatada presente. Este es el proceso principal en ambientes cercanos a la superficie, meteóricos y diagenéticos; y podría conducir a la formación de karst. La porosidad secundaria creada por la disolución de carbonato, es muy importante en algunos depósitos de hidrocarburos (Tucker, 1991).

e)      Compactación:

   El incremento en la presión confinante conduce a la compactación de los sedimentos, siendo reconocidos dos tipos: compactación mecánica y química.
  •    Compactación mecánica: da lugar a un empaquetado más cercano de los granos, y a un aplastamiento de los bioclastos elongados a través del plano de estratificación. Como se incrementa la presión confinante, se produce fracturamiento de los bioclastos y deformación y aplastamiento de granos micríticos. 
    Si ha habido una fase de disolución temprana de bioclastos aragoníticos, la compactación mecánica puede conducir al colapso de una envoltura micrítica.
  •       La compactación química, es el resultado del incremento en la solubilidad entre los contactos de granos bajo la aplicación de un esfuerzo. Esta es mayoritariamente el resultado del enterramiento, pero los esfuerzos tectónicos también dan lugar a efectos de disolución por presión. La compactación química da lugar a tres texturas comunes: fábricas “fitted”, estilolitos y disolución por presión. 
Los (micro)-estilolitos son superficies “Suturadas” que cortan indiscriminadamente los granos, el cemento y la matriz. En ellos, se produce usualmente la concentración de material insoluble de la caliza, tal como arcillas, óxidos de hierro y materia orgánica en forma similar a un sismograma o electrocardiograma (Figura 13) (Tucker, 1991).

Figura 13 Extraída de Boggs, 2009.

f)      Dolomitización, desdolomitización y silicificación:

Dolomitización corresponde al reemplazamiento de calcita por dolomita. Existen distintos modelos para explicar el proceso de dolomitización, pero esto aún es materia de debate.

No es poco común encontrar que antiguas calizas han sido parcial o completamente dolomitizadas. Por otro lado, la dolomita también puede ser reemplazada por calcita mediante un proceso de desdolomitización. Las calizas también pueden ser silicificadas en distintos grados.

     Nomenclatura y clasificación de calizas:

Por lo general, son utilizados dos sistemas de clasificación, los cuales hacen hincapié en aspectos diferentes:

a)      Clasificación de Folk (1959,1962):

Está basado en la composición de la roca, distinguiendo tres componentes:

- Aloquímicos (Granos esqueléticos, no esqueléticos)

- La matriz (fundamentalmente micrita)

- El cemento (esparita)


La roca se nombra considerando cual sea el aloquímico dominante en la roca, asignándole una abreviatura como prefijo, el cual va seguido por los términos esparita o micrita, según cual sea el elemento que une a los fragmentos. Los prefijos empleados son:

      Aloquímico dominante
Prefijo
     Granos esqueléticos
Bio
     Ooides
Oo
     Peloides
Pel
      Intrasclastos
Intra

En casos en que exista abundancia de dos tipos de aloquímicos, se utilizan prefijos compuestos, como por ejemplo “Biopel”, “Oobio”, etc.

Si se quiere indicar un tamaño de grano grueso (mayor a 1 mm), puede incorporarse el sufijo “rudita”. Por ejemplo: “Bioesparrudita” (bioesparita) o “biomicrudita” (biomicrita).

Folk, también hace mención del término “biolitita”, para referirse a estructuras orgánicas de crecimiento “in situ” (por ejemplo estromatolitos, caliza arrecifal). En estos casos, es conveniente indicar cuál es el organismo que conforme esta roca, nombrándola por ejemplo “biolitita de coral”, etc. Finalmente, Folk también considera el término “dismicrita” para referirse a una micrita con cavidades rellenas de esparita.
Figura 14 Extraída de Rossi, 2010. Clasificación de calzas de Folk, (1958,1962) basada en la composición. 

b)      Clasificación de Dunham (1962).

Basada en la textura deposicional. Divide las calizas en:

- Mudstone: micrita con pocos granos.

- Wackestone: granos flotando en una matriz.

- Packstone: granos en contacto con matriz.

- Grainstone: granos sin matriz. Boundstone: los componentes originales estaban unidos durante la sedimentación.
 Figura 15. Extraída de Rossi, 2010. Clasificación de Dunham (1962) basada en la textura deposicional.

        Nomenclatura y clasificación dolomías:

      Descripción textural:

Las dolomías pueden estar compuestas por cristales equi o inequigranulares. La dolomita puede ocurrir como cristales euhedrales de forma rómbica a subhedral, o como cristales no rómbicos comúnmente anhedrales.

La nomenclatura indicada por Friedman (1965) puede ser utilizada en el caso de las dolomías:

Forma de cristales
   Anhedral- forma pobremente desarrollada
Subhedral- forma de cristal intermedia
      Euhedral- cristal con forma bien desarrollada


Para mosaicos equigranulares
  Xenotópico- la mayoría de los cristales anhedrales
     Hipidiotópico- la mayoría de los cristales subhedrales
  Idiotópico- la mayoría de los cristales euhedrales


Para mosaicos inequigranulares
   Porfirotópico- cristales más grandes (porfirotopos) están encerrados en una matriz de grano más fino
     Poiquilotópico- donde cristales más grandes (poiquilotopos) encierran cristales más pequeños

Por otro lado, Gregg & Sibley (1984) y Sibley & Gregg (1987) incorporaron otras terminologías. Para el caso de rocas equigranulares, utiliza la expresión “distribución de tamaño unimodal”, mientras que en el caso de rocas inequigranulares “distribución de tamaño polimodal”.

En el caso de los cristales de dolomita rombohedrales, (límites de cristales rectos), se trata de una “dolomita planar” (idiotópica o hipidiotópica). Esta puede ser “planar-e” (euhedral) o “planar-s” (subhedral).

Una dolomita conformada por cristales anhedrales corresponde a una “dolomita no planar” (xenotópica). En este último caso, los límites entre cristales son mayoritariamente curvados, lobulados o serrados.

La dolomita planar “Void filling”, consiste en cristales de dolomita euhedrales con terminaciones proyectadas dentro de espacios abiertos. Tal dolomita, podría ser un cemento, pero también podría formarse por reemplazamiento de los márgenes de un grano carbonatado con subsecuente disolución del centro del grano. Alternativamente, esto podría formarse por reemplazamiento de un cemento precursor. Algunos rombos de dolomita, podrían aparentar flotar en una matriz de caliza (micrita), a esto se le llamaría “planar-porfirotópico”. En caso que estos cristales sean anhedrales, correspondería a una fábrica “no planar-porfirotópico” (Figura 16).

Las dolomitas formadas por reemplazamiento, podrían preservar las texturas originales en distintos grados. Los granos carbonatados pueden no ser reemplazados, ser disueltos dejando moldes, o podrían ser reemplazados a distintos grados. Si los granos de carbonato son completamente reemplazados, esto podría presentarse “mímicamente” (preservando la forma y estructura interna) o “no mímicamente” (destruyendo la estructura interna). El reemplazamiento mímico, se caracteriza por presentar cristales de dolomita pequeños.

En muchas dolomías, es posible percibir la presencia de estructuras lineales difusas correspondientes a relictos del grano carbonatado original: a esto se le llama “fantasmas”.

La figura 17 muestra cómo puede ocurrir este reemplazamiento:
Figura 16. Extraída de Boggs, 2009.


Figura 17, extraída de Sibley y Gregg, 1987. A’, presenta un fragmento mímicamente reemplazado (crinoideo) y dos no mímicamente reemplazados (fragmentos de braquiópodo y trilobite). B’ tiene moldes aloquímicos. C’ presenta dolomita, unimodal, planar-e con fantasmas de aloquímico. D’ es unimodal planar-s con fantasmas de aloquímico.

Para la clasificación textural de dolomías, Sibley & Gregg (1987) realizaron este diagrama de flujo muy útil:

Figura 18 extraída de Sibbley y Gregg, 1984. 

         Clasificación de dolomías:

    Tucker (1991) señala que las rocas carbonatadas son divididas en base a su contenido en dolomita en:
                  Caliza

          0-10% de dolomita
                  Caliza dolomítica

         10-50% de dolomita
                  Dolomía calcítica  

         50-90% de dolomita
                  Dolomía 

         90-100% de dolomita

         En muchos casos, si la estructura original no ha sido completamente destruída, las dolomías pueden describirse en términos de la clasificación de Dunham o Folk, usando el sufijo “dolomítico” o el prefijo “dolo” (ej: dolo-bioesparita; dolo-wackestone).

          Referencias:

Boggs, S. (2009). Carbonate sedimentary rocks . En Petrology of sedimentary rocks (Second ed., págs. 311-457). Cambridge: Cambridge university press.


Dunham, R. (1962). Classification of carbonate rocks. En W.E. Ham (ed), Classification of carbonate     rocks; A symposium: American Association of Petroleoum Geologists Memoir, 1, 108-121.

Fernández, S. (2000). Temas de Tafonomía. Madrid, España: Departamento de paleontología. Universidad complutense de Madrid.

Fluggel, E. (2004). Diagenesis, porosity and dolomitization. En Microfacies of carbonate rocks. Analysis, Interpretation and application (págs. 267-334). Erlangen, Alemania: Springer.

Folk, R. (1980). Petrology of sedimentary rocks. Austin, Texas: Hemphill publishing company.

Friedman, G. (1965). Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. Journal of sedimentary petrology, 35(3), 643-655.

Gregg, J., & Sibley, D. (1984). Epigenetic dolomitization and the origin of xenotopic dolomite texture. Journal of sedimentary petrology, 54(3), 908-931.

Mas, R., Benito, M., & Alonso, A. (2010). La sedimentación carbonática en mares someros: las plataformas carbonáticas. En A. Arche, Sedimentología del proceso físico a la cuenca sedimentaria (págs. 839-917). Madrid: Consejo superior de investigaciones científicas.

Nichols, G. (2009). Biogenic, Chemical and volcanogenic sediments. En Sedimentology and stratigraphy (second ed., págs. 28-36). Oxford: Wiley-blackwell.

Rossi, C. (2010). Introducción a la diagénesis de rocas carbonáticas. En Arche, Sedimentología. Del proceso físico a la cuenca sedimentaria (págs. 1105-1182). Madrid: Consejo superior de investigaciones científicas.

Sibley, D., & Gregg, J. (1987). Classification of dolomite rocks textures. Journal of sedimentary petrology, 57(6), 967-975.

Tucker, M. (1991). Limestones. En Sedimentary petrology. An introduction to the origin of sedimentary rocks (págs. 107-166). Oxford: Blackwell scientific publications.

Tucker, M. (2003). Sedimentary rocks in the field (Third ed.). John Wiley & sons ltd.

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