Petrologia sedimentaria

1Petrología sedimentaria II Tema 1: Introducción al estudio de sedimentos y rocas carbonáticas INTRODUCCIÓN: La mayoría de las rocas carbonáticas tienen un origen poligénico. Es decir, se pueden formar por diferentes procesos de los cuales están originados por los seres vivos 3:  Bioquímicos: como por ejemplo las conchas.  Biogénicos: la precipitación de carbonato cálcico se produce porque los seres vivos inducen un ambiente que favorece esta decantación.  Acumulación de restos esqueléticos También se pueden formar por otros procesos como son:  Precipitación inorgánica  Acumulación de fragmentos de rocas carbonáticas Roca carbonática: es una roca sedimentaria formada por más de un 50% de minerales carbonaticos (calcita, dolomita y aragonito). Se diferencian dos tipos:  Intracuencales: autóctonas. Se forman dentro de la cuenca (esta engloban la mayoría de las rocas carbonáticas). Como por ejemplo un lagoon, o un arrecife de coral. En estas la cuenca es la fábrica de los carbonatos.  Extracuencal: alóctonas. Se forman fuera de la cuenca. Se consideran como rocas detríticas. En ellas se produce erosión, transporte y sedimentación. La cuenca es la receptora de sedimentos. Un ejemplo de estas rocas es la Serranía de Cuenca. Roca carbonatada: es una roca que ha sufrido procesos de carbonatación. No confundir con roca carbonática. La mayoría de las rocas carbonáticas tienen un origen marino. Debido a que estas rocas se forman en gran medida a partir de la actividad orgánica es importante que se formen en ambientes favorables. Son depósitos muy porosos ya que son propensas a sufrir procesos de disolución, Por lo que muy buenos depósitos almacén, sobre todo para petróleo que contiene el 50% de los depósitos. Abundancia y distribución de los depósitos carbonaticos actuales Hay una franja que coincide con la banda tropical-ecuatorial, donde hay altas temperaturas. De ellas destacan:  Bahamas, Florida, Golfo de México y Caribe  Golfo Pérsico  Australia Por lo que sabemos la producción de carbonatos tiene cierta ciclicidad, siendo inferior la actual a la que tuvo lugar en el pasado. En el paleozoico-mesozoico se dan los movimientos de mayor producción de carbonatos, por lo que también se da la mayor formación de plataformas marinas que coincide con momentos de subida del mar. Gracias a este proceso se dan mares extensos y muy someros, donde se produce la formación de carbonatos. Actualmente el nivel del mar es bajo debido a las últimas glaciaciones paleozoicas. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA: Un carbonato es un deposito con más del 50% de minerales carbonaticos, por lo que podemos tener hasta un 50% de otros minerales (como por ejemplo minerales de la arcilla, pirita,…). Estos minerales se denominan minerales insolubles). 2 Petrología sedimentaria II Minerales carbonaticos: a) Con Ca: Calcita, aragonito, dolomita, ankherita, vaterita y monohidrocalcita. a. Calcita: Cristaliza en el sistema romboédrico y es un mineral muy frecuente. Forma parte de partículas sedimentarias y de cementos (forma mosaicos asociados a procesos diagenéticos, como la recristalización, reemplazamientos,…). Siempre se encuentra Mg en su composición, que dependiendo de su proporción se diferencian dos tipos:  LMC: Bajo contenido en MG, menos de un 4% de moles de MgCO₃.  HMC: Alto contenido en magnesio, mas de 4% de moles de MgCO₃. Esta es metaestable por lo que se transforma en LMC durante la diagénesis. La calcita tiene estructura en capas de octaedros, por lo que tiene alta estabilidad. Los enlaces de CO₃ coinciden con los ejes ópticos b. Dolomita: CaMg (CO₃)₂ Se llama dolomía estequiométrica a la que tiene una relación Ca/Mg próxima a 1. No se encuentra asociado a restos esqueléticos, si hay alguno es debido a un proceso de dolomitización. Se encuentra en forma de mosaicos, procedente de procesos de remplazamiento (durante la diagénesis principalmente) y cementos. Aunque es muy raro se puede encontrar también en precipitados primarios, pero bajo unas condiciones muy específicas. Es isoestructural con la calcita pero con la diferencia de que las capas de octaedros se alternan en láminas de CaCO₃ y MgCO₃. Lo que la da una estructura más ordenada y se reduce la simetría. En algunas ocasiones el Mg se sustituye el Mg de la estructura por Fe, esto se da en ambientes reductores (donde el hierro no se oxide). A este mineral se le llama Ankherita. Habito Birrefringencia Gravedad Especifica Soluble en acido Alteración Meteórica Tinción Selectiva c. Aragonito: Calcita Anhedral (romboédrico) 0,172 2,71 Mucho Sin coloración Se tiñe Dolomita Romboédrico 0179 2,87 Poco Tono rosado (óxidos) No se tiñe 3 Petrología sedimentaria II Cristaliza en el sistema ortorrómbico: lo encontramos formando partículas sedimentarias actuales ya que es un mineral muy metaestable. Frecuentemente se encuentra en e los ambientes marinos ya que muchos organismos biomineralizan en aragonito. También se puede encontrar como cementos muy tempranos, asociados a aguas marinas del medio(es un precipitado primario). Tiene una estructura muy simple, lo que le da la gran inestabilidad, pero también le permite una fácil formación. El proceso mediante el cual se transforma el aragonito a calcita se llama calcitización. Otro proceso que sufre el aragonito es la disolución creando gran porosidad en el estrato. d. Vaterita/Monohidrocalcita: La vaterita corresponde a un polimorfo de la calcita, que cristaliza en el sistema hexagonal. Al igual que el aragonito es muy metaestable. La monohidrocalcita CaCO₃ · H₂O Es metaestable y es el principal componente en muchos esqueletos actuales. b) Sin Ca: Magnesita, siderita, rodocrosita, cerusita, estroncianita, natrón y trona. Magnesita/Natron y Trona son minerales evaporíticos Completar Componentes no carbonaticos: el residuo insoluble. Completar 4 Petrología sedimentaria II Composición mineralógica y ambientes de sedimentación: Dependiendo de los diferentes ambientes (con diferentes condiciones) se forman unos minerales u otros lo que permite estudiar los ambientes en los que se crearon. Los minerales primarios son los que se forman en la cuenca y los secundarios los que se forman por los procesos diagenéticos a partir de los primarios.  Marino: principalmente sedimentos aragoníticos y calcita HMC, la dolomía se puede encontrar como un precipitado secundario. En la costa se favorecen los procesos de cementación ya que al ser un ambiente de alta energía remueve los sedimentos pequeños, dejando muchos poros en los que se depositan luego estos cementos.  Lagoon/evaporítico: Se depositan aragonito, calcita HMC e hidromagnesita.  Continental: Precipita sobre todo calcita LMC como mineral primario. Si son ambientes con altas tasas de evaporación se pueden encontrar también aragonito y calcita HMC. La dolomía se puede encontrar como precipitado secundario. Composición mineralógica a través del tiempo: La teoría del uniformismo no se puede aplicar para la composición de los restos carbonaticos ya que cambia mucho la hidroquímica del agua a lo largo de la historia geológica. Los organismos pueden cristalizar en los 3 polimorfos del carbonato, pero los componentes inorgánicos son siempre de LMC. La composición de mineralógica se rige por unas variaciones seculares que dependen sobre todo de periodos de crecida del mar y periodos de bajada. Se dividen en dos episodios climáticos diferentes: 5 Petrología sedimentaria II  Mares calcíticos – Greenhouse mode: Corresponden a episodios de subida del nivel del mar, lo que produce mares extensos con una gran producción de carbonatos. Son episodios tectónicamente activos, con gran vulcanismo que expulsa a la atmosfera gran cantidad de CO₂. La proporción de Mg/Ca es baja ya que se producen reacciones hidrotermales que extraen de las aguas Mg.  Mares aragoníticos – Icehouse mode: Se produce una bajada del nivel del mar, lo que produce mares restringidos con poca producción de carbonatos. La atmosfera tiene poco CO₂ debido a procesos fotosintéticos. La relación de Ca/Mg es muy alta. Ya que corresponde a yacimientos evaporíticos con alta concentración de cationes. COMPOSICIÓN QUÍMICA: PRINCIPIOS BÁSICOS – EL SISTEMA CO₂-H₂O-CACO₃ La solubilidad de CaCO₃ en agua destilada es muy baja, con la presencia de CO₂ la solubilidad aumenta, por lo que se puede decir que el CO₂ controla los procesos de precipitación-disolución. Ecuaciones del sistema: (1) Se hidrata el CO₂ formando acido carbónico (2) Y (3) se disocia el acido carbónico acidificando el medio (disminuye el pH) (4) Se hidrata el anión CO₃ (Efecto Buffer) subiendo el pH por el aumento de OH (5) Se une a los cationes Ca disponibles en el medio. Mediante estas reacciones se regula la precipitación o disolución de carbonatos. Hay un momento de equilibrio con el agua en el que no se producen reacciones, de este momento se obtiene una constante de equilibrio que sirve para caracterizar el quimismo del agua. ya que estos actúan como catalizadores positivos. PROBLEMA ARAGONITO-CALCITA: Completar FACTORES QUE AFECTAN AL EQUILIBRIO DEL SISTEMA: CO₂+H₂O+CaCO₃↔ Ca(2+)+2HCO₃(-)  o o Químicos: pH: completar Presión parcial de CO₂: Depende del intercambio que se produzca con la atmosfera. También se llama efecto lavavajillas porque se produce el mismo proceso que para eliminar la cal. La presencia de electrolitos fuertes inhiben e incluso disuelven el CaCO₃. Los procesos que regulan la presión son la fotosíntesis. la descomposición bacteriana que aporta grandes cantidades de CO₂ lo que favorece la solubilidad de los carbonatos y la temperatura que ayuda a escapar al CO₂ del sistema cuando esta sea muy alta. A partir de 1500m el pH y el CO₂ se estabilizan. por esto es donde más producción de carbonatos hay. o o  o Efecto ion común: las aguas tanto marinas como continentales. En superficie tenemos pH básico y altas temperaturas. Estos cationes se unen a las moléculas de agua dificultando el proceso de precipitación. pero realmente no es así. A medida que descendemos aumenta la acidez y la presión de CO₂. La temperatura desciende con la profundidad. Efecto inhibidor del Mg: se produce en muchos cationes pero el Mg es el más abundante junto con el Sr. esto se produce por la descomposición bacteriana. cuanta más proporción de cationes tengan.6 Petrología sedimentaria II Supuestamente a partir de agua de mar tendría que precipitar calcita y dolomita. si no que precipita aragonito. Efecto salino: Influye negativamente en la decantación. mas se va a favorecer la precipitación. Físicos: o Temperatura: regula la presión parcial de CO₂. o Presión hidrostática: al aumentar esta presión. aumenta la presión parcial de CO₂ . En las zonas ecuatoriales y subtropicales es donde más se produce y acumula el carbonato. En las zonas de latitudes bajas el CCD y ACD aumenta su profundidad y al revés en altas. A esta zona se le llama lisoclina y aquí se produce una compensación entre lo que procede de la superficie y lo que se disuelve. Aquí se encuentran los bioelementos ricos en SiO₂ (diatomitas y radiolaritas). la fertilidad y la solubilidad de los minerales. la precipitación de carbonato cálcico se interrumpe debido a que las aguas están subsaturadas y no se permite la precipitación. La actividad biológica afecta al sistema CO₂+H₂O+CaCO₃↔Ca(2+)+2HCO(-) mediante varios procesos. Actividad metabólica: algunos organismos invertebrados originan la biomineralización de sus esqueletos. Aun así hay un punto en el que no se compensa y no se encuentran carbonatos. Según la profundidad se encuentran diferentes zonas:  0-200 m: es donde se da la mayor precipitación de carbonatos porque hay una gran actividad orgánica  200-4000 m: Se empieza a disolver los carbonatos ligeramente hasta los 4000 metros. o o o Fotosíntesis: en este proceso se retira CO₂ del medio. bajando su presión parcial y favoreciendo la precipitación de carbonato cálcico. El principal factor que regula el nivel de compensación es el aporte de sedimentos carbonaticos de la plataforma somera. Empieza en la lisoclina del aragonito y termina en la lisoclina de la calcita (4000m). GEOQUÍMICA DE CARBONATOS: . También sucede por la liberación de CO₂ del agua con el aumento de la temperatura. También son responsables los organismos fotosintéticos de bioconstrucciones de carbonato cálcico como los estromatolitos. Descomposición bacteriana: se oxida la materia orgánica liberando gran cantidad de CO₂. Se produce precipitación y disolución de calcita y el aragonito empieza a desaparecer. a partir de este punto se incrementa drásticamente aunque sigue habiendo precipitación de carbonatos. 4. Este es el CCD que no es lo mismo que la lisoclina en la que se siguen decantando carbonatos. Precipitación activa. El nivel de compensación del aragonito (ACD) se encuentra más próximo a la superficie ya que este es más soluble. Se encuentra por debajo del CCD. Empieza debajo de la lisoclina de la calcita. Esto se relaciona sobretodo con la producción de carbonatos (orgánica). Se diferencian cuatro zonas a partir de los ACD y CCD: 1. 3. aumentando la disolución de los carbonatos. Se produce una disolución activa con algo de aporte de carbonatos. esto hace que la presión parcial aumente. Aproximadamente desde los 1500m. Se disuelve todo el carbonato y solo se puede encontrar dolomita y en muy pequeña proporción. Cada organismo biomineraliza en un tipo especifico de carbonato. pero esta es muy pequeña. Otros factores también importantes son el grado de saturación de las aguas. aguas subsaturadas en carbonatos 2.  Biológicos.7 Petrología sedimentaria II o Nivel de compensación de carbonatos (CCD): a partir de una profundidad. estos organismos no biomineralizan los esqueletos si no que inducen la precipitación. 10-5 o Mineralogía original: Los restos esqueléticos de calcita son relativamente estables (más cuanto más se acerca a LMC). Se analizan los elementos mayores y los menores o traza. absorbidos por esta o en inclusiones de fluido. Se pueden encontrar como defectos en la red.1%. CO₂ y MgO o de carbonatos XCO₃. proceden casi siempre de aguas marinas (compactación de zonas carbonáticas marinas) Por lo que tiene una concentración de cationes mucho mayor (mucho más densas) y sobre todo tienen mayor concentración de Fe en estado ferroso (+2) y de Mn. en estos se producen procesos de disolución y reemplazamineto durante la diagénesis. Los más comunes son Ca. o Continentales: son aguas poco densas. Son aguas muy diluidas (poco concentradas) y con muy poco Mn o Diagenéticas: composición muy compleja. Según el tipo de agua se forman carbonatos con composiciones diferentes: o Con agua marina: concentraciones muy altas de Mg y poco Fe y Mn: por lo que forman calcitas HMC. Se obtiene calcita LMC. esto se debe a que tienen un radio iónico parecido. Los restos de aragonito son metaestables por lo que no preservan la estructura. Fe y Mn. o Con agua diagenética: se favorece la reducción de Fe (3+) por lo que se favorece la deposición de Fe (2+). Los cationes más importantes son Mg. Los principales grupos se verán en el tema 3  Elementos menores o traza: Se presentan en una proporción menor a 0. Mn. esto permite la preservación de estructuras esqueléticas y el reconocimiento y caracterización de estos. Por lo que es importante su estudio para averiguar la génesis.1 %. Esto se hace mediante análisis químicos normativos. Fe y Sr. Esto dará calcita LMC con alta proporción de Fe (Ankherita). Tienen una composición con mayor concentración de Ca y Mg y poca concentración de Sr.  Elementos mayores: Se presentan en una proporción mayor a 0. La distribución de estos cationes está directamente relacionada con la hidroquímica del medo (la composición química de las aguas).8 Petrología sedimentaria II Se estudia la composición química como complemento a la composición mineralógica. Normalmente sustituyen al Ca. La composición de los cuerpos esqueléticos es un indicativo de la composición de la roca: Completar fig. C y Mg en forma de óxidos CaO. Hay varios tipos de aguas: o Marinas: tiene gran proporción de Mg y Ca. . en menor medida también tiene Sr y Fe en estado oxidado (+3). o Con agua meteórica: baja la proporción de Mg y aumenta el Mn y el Fe en función de si es ambiente oxidante o reductor. El aragonito tiende a disolverse. Lo normal es que se produzca por la pérdida de Mg o incluso puede disolverse y recristalizar con menos Mg en su estructura. ??? Valor negativo: se da un enriquecimiento en el isotopo ligero ??? . La composición isotópica depende de la hidroquímica del medio. Se puede calcitizar a LMC. Geoquímica diagenética o postdeposicional: o Aguas Diagenéticas: darán precipitados de calcita LMC y dolomita. por lo que tienden a equilibrarse hacia LMC. aquí es frecuente encontrar retenido en la estructura algo de Sr. ??? . Se da en ambiente reductor. Composición isotópica del agua: . Diagénesis de ambiente meteórico. Forman precipitados de calcita LMC. permanecerán señales que nos indiquen los procesos que han sufrido:    La calcita LMC no sufre cambios. Con las proporciones de cationes menores se puede saber el origen del mineral. El resto de cationes se encuentran en proporciones bajas. La calcita HMC se recristaliza en LMC. Tiene baja proporción de Mn y Fe altas (Mn>10000 ppm y Fe>2000 ppm). A pesar de estos cambios drásticos. Se usan diferentes patrones para clasificar las rocas a partir de su composición isotópica:   PDB: Oxigeno y carbono SNOW: solo oxigeno. Debido a estos procesos tendremos cambios muy grandes como la desaparición de la mineralogía original que provoca cambios composicionales (normalmente calcitización). La calcita LMC presentara gran abundancia de Fe (2+) (>10000 ppm) y de Mn también (>1000). que es la composición isotópica de la parte acuosa y de la temperatura. Mg: Diagénesis profunda (aguas connatas). El tipo de precipitados son aragonitos con altas proporciones de Sr (entre 8000-10000 ppm) También precipita calcita HMC con mucho Mg (19% de moles≈10000 ppm). Modificaciones Diagenéticas de elementos menores: o Estabilización de carbonatos: se produce durante la diagénesis. %>Fe(2+). Asociado a diagénesis submarina.9 Petrología sedimentaria II Con la composición del agua en la que se realizan la sedimentación se podrá saber el tipo de precipitados que se obtendrán:    Geoquímica original o deposicional: o Aguas marinas: muy densas/ con altas concentraciones. %>Mg precursor calcítico HMC. Muchos de los carbonatos que precipitan primariamente son metaestables. %<Sr: Precursor calcítico LMC. Con estos procesos se destruyen las microestructuras y se altera la composición química. o Aguas continentales: aguas diluidas. Diagénesis submarina.      %>Sr: Precursor de aragonito. Son aguas de composición muy compleja. con procesos como la disolución y la recristalización posterior a una composición o estructura más estable (Aragonito – Calcita). Composición isotópica: ???? ‰ ?? ???⁄ − ? ⁄ ?? ??? ??????? ??????? = ????? ??? ⁄??? ????ó? ???? ‰ = ?? ???⁄ − ? ⁄ ?? ?? ???????? ?????ó? ??? ⁄??? ????ó? ????? Valor positivo: se da un enriquecimiento en el isotopo pesado ??? . 10 Petrología sedimentaria II ???? ‰: Marinas: aproximadamente 0 Hipersalinas y Diagenéticas: valores positivos Meteóricas: valores negativos. Meteóricas: valores negativos . ???? ‰: Marinas y Diagenéticas: valores positivos. Gasterópodos siempre cristalizan en aragonito. en latitudes más altas no se encuentran corales pero si bioclastos. El barro calcáreo se forma por acumulación de codiáceas. a altas los organismos que más se desarrollan son (Halimedas) y corales. briozoos. etc. etc. presentar como biomineralizadores de calcita. Por esto Por ejemplo que se podrán en calcita. por lo descubrir procesos de recristalización si se encuentran selectivo y calcita). la temperatura. Esta zona se divide en 2 diferentes de latitudes medias está formada por complejos mezclados intermitentemente con organismos briozoos. y que pertenecen a organismos que biomineralizan su esqueleto segregando CaCO₃. moluscos. según la bajas) se dan aumenta la corresponden la primera y coralinos como la zona de todo tipo de Otro factor importante son los ambientes de sedimentación. arenas y bioclastos en general.11 Petrología sedimentaria II Tema 3: Componentes Esqueléticos INTRODUCCIÓN: Los componentes esqueléticos son los restos de esqueleto que encontramos.  Bioinductores: . Según latitud se encuentran más superficies arenosas que a seres calcíticos. que nos dan características paleobiologicas como la salinidad. que tienen esqueleto de medida que la temperatura desciende se da una abundancia de braquiópodos. tanto enteros como fragmentados. arenas. temperaturas algas verdes aragonito. Procesos de biomineralización: cada organismo es biomineraliza en diferentes minerales (aragonito – se estudia la mineralogía original de cada organismo. algas. barro calcáreo (micrita) y mud pelágico. Estas biomineralizaciones dependen de la hidroquímica del agua y del efecto del ion común. acumulaciones de conchas. la turbidez. cargadas de Mg y Ca se favorece los organismos aragonítico y en aguas con poca proporción de se organismos de calcita. la En aguas con esqueleto suele encontrar La temperatura también es determinante.… FUNCIONES DE LOS DIFERENTES ORGANISMOS EN LA GÉNESIS CARBONATOS:  DE Productores de sedimento carbonatico: Muchos organismos forman gravas. temperatura. El mud pelágico tiene la misma estructura pero constituida mayoritariamente por conchas de cocolitos. Estas se forman por erosión de esqueletos como por ejemplo con la desarticulación de corales. A mayor que se suelen Utilizando estos factores se sitúan distintas facies latitud: En zonas con alta temperatura (a latitudes sobre todo bioconstrucciones de corales. se encuentran desde el paleozoico a la actualidad. por lo que se preserva la estructura esquelética. sobre todo en zonas tropicales donde hay mucha incidencia de la luz. la mineralogía original y otros rasgos como las diferentes secciones de los grupos.  Bioconstructores: Forman edificios biohermales rígidos. Su función es cementar los biohermos fijando la estructura. Son de tipo muy diverso. Tienen amplia difusión temporal. Son de ambientes tropicales o subárticos. braquiópodos. como son los bivalvos. briozoos. Su composición mineralogía es de HMC.…  Degradantes: Estos se encargan de taladrar los sustratos carbonaticos consolidados (borings) o de rasparlo. Hay muchos bioconstructores. No constituyen elementos esqueléticos si no que forman estructuras órgano-sedimentarias. Estos procesos suelen formar barro micrítico. o Algas verdes. Cuando mueren se fragmentan.…  Incrustantes: No son bioconstructores. Son importantes desde el punto de vista sedimentológico ya que la presencia de diferentes tipos indica diferentes tipos de ambiente. clorofíceas: . gasterópodos. algas rojas. esto se debe a que son organismos muy sensibles a los cambios de temperatura. bacterias. rodofíceas: Son las algas coralinas. normalmente en colonias laminares. Aunque no sean componentes esqueléticos también forman sedimentos carbonaticos. dependiendo del ambiente (de la tasa de sedimentación) ya que son organismos incrustantes. Fundamentalmente cristalizan en aragonito. Por ejemplo los estromatolitos. Los organismos bioconstructores y fijadores forman fabricas organogénicas mientras que los formadores de sedimento tienen fabricas clásticas. foraminíferos. lo que genera granos y otros componentes como rodolitos (pequeños nódulos que se forman al envolverse una partícula en movimiento de estas algas. RECONOCIMIENTO PETROGRÁFICO: Se estudia la forma y el tamaño de los clastos. Se clasifican en:   Bentónicas:  Rodofíceas  Clorofíceas Planctónicas:  Crisófitas o Algas rojas. lo que indica ambientes energéticamente variables. tienen un color oscuro debido a su esqueleto microcristalino.12 Petrología sedimentaria II Son organismos (algas. PRINCIPALES GRANOS ESQUELÉTICOS:  Algas calcáreas: Son las principales productoras de sedimento. formando un oncolito) que pueden tener organismos fijados (incrustantes). no solo corales. si no que se fijan al sustrato. microbios) que a partir de procesos químicos favorecen la precipitación de carbonatos. entre los tranquilos en los que se fija el organismo y los activos en los que se forma el oncolito. así como las microestructuras. esponjas. Tienen morfologías ramificadas o laminares.   Dasycladaceas: son características de ambientes marinos someros (lagoon). Tienen mineralogía original de HMC. Calcitizan los oogonios y tallos en LMC. La pared tiene una microestructura fibrosa radial (en los tallos). Se encuentran en el cretácico. mientras que las globigerinas son planctónicas. no se produce calcitización. Su mineralogía original es de aragonito que normalmente se disuelve formando porosidad móldica que generalmente está formada por cemento esparítico. moluscos y a barro micrítico (ambientes de baja energía). Son Paleozoicos. Se asocian a mud pelágico. Son todos marinos y con un diámetro muy variado (entre micro y macro). Corresponden a zonas tropicales o subtropicales (como las codiáceas). Están asociadas a barro micrítico que es típico de ambientes de lagoon. Tienen una concha única y microestructura variada. Tienen amplia distribución cronoestratigráfica. Están segmentadas y ramificadas en pequeñas capsulas. Tienen mineralogía original de LMC pero están asociados a organismos de concha silícea en nódulos de chert.13 Petrología sedimentaria II  Marinas:  Codiáceas: Son de medios someros y arrecifes. esto da como resultado granos oscuros. Se clasifican según el tipo de concha: o o o o  Aglutinados: los más característicos son las orbitolinas. formando el mud pelágico. Tienen pequeño diámetro. Hialinos: son de ambientes marinos y salobres. Sus granos tiene morfología circular. otras veces sufre procesos de calcitización. Los miliólidos tienen secciones en roseta. Son importantes productores de sedimento y algunos bioconstructores (vermétidos). Los nummulítidos (secciones ojivales) y los orbitoididos son bentónicos. Microgranulares: los más característicos son las fusulinas. Importantes productores de sedimento. La microestructutra característica es de filamentos tabulares. formando arenas los organismos densos (Halimedas) o mud pelágico en las formas frágiles (penicillus). la roca se llama cocolito y los restos esqueléticos son de tamaño tan pequeños (entre 10 y 100 µm) que no se aprecian ni siquiera al microscopio. alargadas. Son importantes productores de sedimento. Las facies que forman se llaman Chalk. por lo que se conserva la microestructura. Tienen concha microcristalina que a su vez incrusta partículas terrígenas. Los más característicos son los cocolitofóridos por su gran actividad en el cretácico superior. Se ven como granos claros al no estar formada por calcita microcristalina. También se encuentran en ambientes salobres. . Algas Crisófitas: Son algas marinas planctónicas. Forman pequeños granos micríticos cementados por calcita. La concha no tiene perforaciones pero si cámaras aisladas que forman alveolos. son macroforaminiferos bentónicos con mineralogía original de HMC. por lo que no se suelen conservar y es normal encontrar los granos micritizados. Moluscos: o Gasterópodos: Son marinos y continentales (acuáticos y terrestres). Continentales:  o Caráceas: son de medios continentales y salobres. Tiene mineralogía original de LMC. Se asocian a ostrácodos. Todos tienen mineralogía original de calcita. Están próximos al CCD y dan un sedimento muy poroso debido a que no se deposita cemento entre sus clastos.  Foraminíferos: Son protozoos provistos de un caparazón calcáreo. En visu son blancos. sus granos tienen morfologías esféricas-elípticas o tubos espiralados. Su mineralogía original es de aragonito pero se conservan mejor que las codiáceas. cuando muere se forman granos. Son muy importantes productores de carbonato o pueden tener papel incrustante debido a su papel cementante en bioconstrucciones. Son importantes porque tienen amplia distribución cronoestratigráfica. con concha fusiforme y mineralogía original de LMC Aporcelanados: los más característicos son las alveolinas y miliólidos. Se desarrollan en ambientes marinos profundos. Se obtienen granos de color claro ya que las conchas están formadas por calcita fibroso-radial. Se presentan en secciones axiales con forma de sombrero de segador. La pared tiene diminutas perforaciones. Forman conchas de calcita microcristalina. ovaladas. Tienen mineralogía original de aragonito. Su FGC es la de formar mucho sedimento carbonatico y fijarlo en las formas incrustantes. algunos son degradantes como las clionas (borers). Se diagnostican por su estructura celular calcificada y visible. o Briozoos: Son marinos bentónicos. Esto hace que los paleozoicos conserven su estructura lo que hace que se formen rellenos intrapartícula en la porosidad. o Ostrácodos: . o o Cefalópodos: Braquiópodos: Organismos marinos bentónicos. la presencia de espinas acompañando y por la capa externa prismática que presenta. Su mineralogía original es de HMC. una capa externa fina (prismática) y una capa interna gruesa con microestructura lamelar. a veces microcristalina. El esqueleto está formado por espículas unidas por materia orgánica.14 Petrología sedimentaria II o Bivalvos: Tienen las mismas características que los gasterópodos pero su esqueleto está formado por dos conchas alargadas. o Corales: Son marinos pero con unas condiciones especificas. a veces desarrollan procesos de micritización en los bordes. Se encuentran en formas solitarias o coloniales. bentónicos. Tienen mineralogía original de calcita. por lo que al morir se disgregan en placas de un solo cristal. Generan grandes bioconstrucciones que al morir de desgranan formando grandes cantidades de sedimento. por lo que se suelen usar como indicadores paleobiológicos. La pared está formada por calcita fibrosa. por lo que sufre los mismos procesos que la de los gasterópodos. por lo que cuando muere se fragmenta y se acumula formando espiculitas. Se encuentran en el registro del Paleozoico a la actualidad. Puede presentar porosidad en las conchas asociadas con espinas que se pueden encontrar en el sedimento junto con las conchas. o Esponjas: Son organismos marinos bentónicos muy simples. Se diferencian de los bivalvos en el espesor irregular de estos. Están formadas por placas monocristalinas de calcita unidas por materia orgánica. las calcáreas están formadas por LMC o aragonito. Tienen microestructura variada:  Foliada (ostreidos): laminas paralelas entre si  Prismática (rudistas): cristales perpendiculares a la concha  Homogénea: sin orden definido  Lamelar: cristales paralelos a la concha  Compleja Su mineralogía original es de aragonito. por lo que es común la porosidad móldica. Son de ambiente profundos (sobre todo las silíceas) por lo que están asociadas con globigerinas y radiolitas. La concha se compone de dos valvas con diferente microestructura interna. Se encuentran asociados a espinas. Tienen una amplia distribución cronoestratigráfica. Normalmente son productores de sedimento aunque también se pueden encontrar bioconstructores (ostreidos y rudistas). A partir de estos granos se crean cementos sintaxiales (se diferencian porque se extinguen a la vez que el grano). Su FGC (función en la génesis de carbonatos) es de grandes productores de sedimento aunque también hay algunos bioconstructores (en biohermos). Se encuentran en el registro del Paleozoico a la actualidad. Son tanto productores de sedimento como bioconstructores. del Paleozoico a la actualidad. o Equinodermos: Marinos salobres. estos cristales tienen microporosidad normalmente ocupada por micrita o por óxidos de hierro. sobre todo con morfología incrustante y alguna ramificada. principalmente de LMC. Las formas paleozoicas de de LMC (tabulados y rugosos) mientras que las actuales son de aragonito (escleractinios). Los escleractinios se asocian en agregados radiales y es muy difícil que se preserven. . pero sobre todo en ambientes continentales. Su esqueleto tiene mineralogía original de LMC y una cubierta quitinosa que no se conserva. Su microestructura de la concha es fibroso radial (prismática) y da granos con forma de media luna. salobres y dulceacuícolas. Se encuentran en el registro del Paleozoico a la actualidad.15 Petrología sedimentaria II Son invertebrados bentónicos. de ambientes marinos. Son grandes productores de sedimento. Tienen un esqueleto bivalvo de tamaño pequeño (entre 1 y 6 mm). 16 Petrología sedimentaria II Tema 4: Componentes no esqueléticos Son los componentes que derivan de material carbonatico intracuencal no esquelético. es decir se da en climas áridos y subáridos. En rocas oolíticas se diferencian estructuras sedimentarias según su ambiente de formación. La precipitación de carbonatos puede estar inducida en parte por organismos (como las raíces de plantas). un componente esquelético o incluso otros coated grains. lo que indica ambientes tranquilos como lagoon o tangencialmente. Tienen morfología esférica o subesférica. La clasificación de Tucker recoge: o o o o Coated grains Peloides y pellets Intraclastos Granos compuestos COATED GRAINS: Los oolitos se forman por precipitación fisco-química de carbonatos en envueltas regulares alrededor de un núcleo que puede ser un clasto. Los que presentan microestructura aleatoria indican fenómenos de micritización. Se forman por la acumulación de envueltas concéntricas irregulares (se pueden cortar unas con otras). Los procesos de formación son muy diversos.…) o a carbonato bioinducido por bacterias (oncolitos o cianolitos) . se denominan pisolitos y se forman en ambientes marinos y en algunos lagos continentales y generalmente tienen composición aragonítica. pero en el registro se encuentran de calcita o mixtos. briozoos.  Ooides: Tienen microestructura laminar concéntrica. además también se producen en ambientes cálidos ya que favorece la precipitación. como por ejemplo organismos incrustantes (rodolitos→ algas rojas. desde mecánicos. Los que conservan la fábrica radial corresponden a oolitos con mineralogía original de LMC. también hay excéntricos (un oolito o varios que actúan como núcleo para otro más grande). Los oolitos fósiles sufren procesos de disolución (ya que el Ar es muy inestable) y sufren re cristalizaciones. los actuales son de aragonito. Los oncolitos se forman por carbonato bioinducido y se producen envueltas irregulares alrededor del núcleo. Se producen en ambientes marinos y continentales con alta energía y saturados en carbonatos. Estas envueltas corresponden a esqueletos de organismos. tienen también morfologías esféricas y subesféricas y corresponden a procesos edáficos (en suelos calcimorfos).  Oncoides: Suelen tener un tamaño superior a 2 mm. tanto orgánica (oncolitos) como inorgánica (oolitos). pudiendo ser líneas de costa o ambientes pelágicos en los que se forma por resedimentación de oolitos. en los que los cristales se disponen paralelos al núcleo. Si los oolitos superan los 2 mm se denominan pisolitos. rodofíceas. micritizados. transporte y sedimentación de partículas semiconsolidadas. pero no presenta estructuras biogénicas. si lo supera. se pueden encontrar calcitizados. tienen un tamaño inferior a 2 mm. erosión. hasta precipitación.  Microfábrica de oolitos: se diferencian oolitos actuales y fósiles. Generalmente generan en los estratos mucha porosidad móldica al disolverse. esto indica ambientes energéticos y se suelen encontrar fracturados. Tienen diferentes mineralogías originales. Los actuales tienen microfábrica radial. etc. Si el enterramiento se produce con mucha luminosidad las cianobacterias quedan enterradas en posición de vida. fondos de lagos o lagoons someros. Se pueden conectar lateralmente. Se dan en zonas supramareales. se necesita algo de energía A mayor energía se producen domos columnares y a medida que disminuye a ambientes intermedios.  Clasificación:  Estromatolitos laminares: necesitan bajas tasas de energia. zonas de exposición subaérea. Ambientes de alta energía. protegidos (lagoon). que producen laminación plano-paralela. bioinducen carbonato microcristalino que es atrapado y fijado alrededor de las cianobacterias (a esto se le denomina naturaleza mucilaginosa). Algunas cianobacterias son borers y están asociados a procesos posteriores de micritización de los mismos oncolitos. Están formados por cianobacterias. En el pasado tenían una distribución muy amplia. Tienen estructura microbial (laminada). Se producen desde el precámbrico hasta la actualidad. se dan morfologías dómicas . Estos últimos se producen por la inducción de CaCO₃ por parte de las cianobacterias. mientras que las bandas oscuras corresponden a micrita atrapada con poca porosidad.  Características estromatolitos Se forman dos tipos de estructuras organosedimentarias. los oncolitos y estromatolitos.17 Petrología sedimentaria II Se diferencian de los oolitos en su microfábrica irregular. calcifican alrededor de una partícula en movimiento. Pueden llegar a metros de altura en épocas de crisis de sus organismos depredadores. Las laminas de color claro muestran la estructura filamentosa de las bacterias. pero con la aparición de organismos herbívoros han quedado restringidos a ambientes extremos ya que aguantan una amplia gama de condiciones ambientales. Se forman en varias etapas: 1. que se disuelven y se producen fenómenos de porosidad y cementación. 4. 2. hemiesféricos unidos verticalmente.  Columnares: SH. 3. Se produce colonización de las cianobacterias Bioinducen el carbonato o atrapan el que está en suspensión y lo fijan en su mucilago Cuando quedan enterrados por el carbonato fijado vuelven a colonizar dando capas sucesivas Tras un largo apilamiento de capas se generan estructuras desde centimétricas hasta métricas. zonas intermareales  Oncolitos: estromatolitos esféricos.  Domos estromatolíticos: se da en zonas supramareales pero mas energéticas  Hemiesferoides unidos lateralmente: LLH. son eubacterias que favorecen la deposición de carbonatos por sus procesos fotosintéticos (retiran CO₂ del medio). No constituyen restos esqueléticos de bacterias si no que favorecen su precipitación. gasterópodos. concretamente a restos fecales de organismos como crustáceas.  Playas cementadas (beackrocks) que sufren cementación temprana por el oleaje. en los canales fluviales Las características que tienen estos componentes son una morfología y tamaños variables.  Fondos marinos mediante la acción del oleaje y las tormentas. Tienen morfología ovoidal o irregular y con un tamaño inferior a 500 µm. Es un término solamente descriptivo ya que no define el origen del clasto.  Paleosuelos en llanuras aluviales. en fondos marinos y paleosuelos de llanuras aluviales. El tamaño es mayor que los componentes extracuencales y tienen la misma composición que el resto de los clastos.  Actividad degradante (micritización): se produce una selección moderada y tienen morfología irregular  Erosión de intraclastos. Tienen microestructura filamentosa que se observa solo a lámina delgada y tamaños variables. microfábrica homogénea (no se diferencia al sufrir micritización).18 Petrología sedimentaria II  Características de los oncolitos: Son láminas irregulares de micríticas o esparíticas (asociadas al relleno de poros). todos estos procesos se producen dentro de la cuenca. Pellets: Están asociados a organismos. Pueden estar asociados a burrows o bioturbaciones. para su formación se necesita sustrato semiconsolidado de CaCO₃ y alta energía para erosionarlo. rellenando las cavidades. Tienen selección buena y forma ovoidal. Pueden tener varios orígenes:  Inorgánicos: se producen por:  Abrasión de granos (intraclastos): tienen selección moderada y morfologías irregulares. Generalmente son micríticos. GRANOS COMPUESTOS: . Se da en diferentes ambientes:  Llanuras supramareales con canales mareales. PELOIDES: Son componentes no esqueléticos con textura micrítica y sin estructura interna visible. playas con cementación temprana (ayuda a su conservación) como las beachrocks. INTRACLASTOS: Son fragmentos de sedimento carbonatico débilmente consolidado con cementación temprana sinsedimentaria y resedimentados. Estos ambientes son llanuras supramareales.  Orgánicos. Se da en los ambientes someros donde viven estos organismos. Las características diagenéticas pueden ser diferentes a las de la roca. Se da en ambientes tranquilos donde se potencia la actividad bacteriana como en un lagoon. Se diferencian de los granos compuestos (IC) porque los clastos internos sufren truncaciones en la periferia. Puede encontrarse variedad en los tipos texturales (diferentes microfabricas).… . glauconita. cementados por micrita generalmente bioinducida y materia orgánica. radiolarios.  Granos intracuencales no carbonaticos (INC): Corresponde a diatomeas. una microfábrica clástica. Las características principales son: morfología irregular. sufren micritización y están unidos generalmente por cemento aragonítico. Ambos tipos se denominan litoclastos.19 Petrología sedimentaria II Son granos no esqueléticos formados por varias partículas de carbonato. feldespatos y fragmentos de roca  Granos extracuencales (EC): Son fragmentos de rocas carbonáticas de origen extracuencal. OTROS GRANOS NO ESQUELÉTICOS  Terrígenos (ENC): Son granos no carbonaticos de origen extracuencal como cuarzos. fragmentos de huesos. Son granos que se preservan muy mal ya que se descomponen en sedimentos arenosos. El contenido fosilífero de estos granos es más antiguo que la matriz. por lo que se le considera un componente deposicional. Tiene una serie de efectos sobre los estratos: cierra la porosidad y contribuye en la litificación del sedimento. Son productos diagenéticos. Se puede encontrar en la roca entre granos o dentro de ellos rellenando porosidad intrapartícula. Después de la diagénesis. Estos cementos son el resultado de los ambientes por lo que ha pasado. sufre un cambio composicional y textural. Como por ejemplo la acumulación de cocolitos en ambientes profundos. Acumulación de microorganismos calcáreos. como las tidal flats (llanuras afectadas por las mareas) La micrita constituye la matriz tanto en sedimentos carbonaticos como en rocas carbonáticas. es decir. la morfología de los cristales y las relaciones espaciales con el resto de los componentes. por lo que es importante su estudio. Aparece también como sedimento interno rellenando cavidades. Desintegración de restos esqueléticos Desintegración de granos no esqueléticos Bioerosión Precipitación química/bioquímica. La micrita es carbonato de textura micro-criptocristalino constituido por Ar. Erosión.  Origen del barro micrítico El origen del barro micrítico es difícil de averiguar debido al tamaño cristalino y por los procesos que sufre que destruyen la estructura y la cambian la composición inicial. Se suelen generar de muchas formas:        Desintegración de algas calcáreas. Este es el principal proceso de formación.20 Petrología sedimentaria II Tema 5: La Matriz y el Cemento LA MATRIZ: Está formada por carbonato microcristalino llamado micrita. en algunos casos incluso nos da índices de polaridad de los estratos. En la diagénesis sufre muchas transformaciones como recristalización. neomorfismo.… Mediante estos procesos se forma calcita HMC de tamaño cristalino algo mayor. Dependerá de la hidroquímica del agua. tanto de la composición química. Este barro es transportado dentro de la cuenca. básicamente será: . Los cementos se forman cuando el agua del medio se encuentra sobresaturada en un mineral. como Dasycladaceas y codiáceas (algas verdes). como la textura cristalina.  Tipos de texturas: Micrita: componente de origen deposicional con granos menores que 4 µ.  Mineralogía de los cementos: La composición química no es exclusiva de carbonatos (pero si son los más frecuentes). Los whitings son precipitación química espontanea generada por bacterias. Microesparita: transformación de la matriz en la diagénesis mediante neomorfismo formando granos de tamaño superior a 4 µ e inferior a 16 µ. LMC y HMC. EL CEMENTO: Es un precipitado que crece libremente en los espacios de una roca (poros) sellándola. la micrita pasa a microesparita mediante procesos de recristalización. Se acumula en ambientes de baja energía (lagoon profundo o lagos tranquilos). Con alta saturación se produce una alta nucleación y un crecimiento rápido.  Morfología de los cristales: Los carbonatos presentan una serie de hábitos. aunque se producen en fases de la diagénesis temprana.  Relaciones espaciales. si disminuye la saturación en el mismo ambiente se precipitara calcita acicular y si se reduce aun mas equant. por lo que se les puede relacionar con el ambiente de sedimentación.21 Petrología sedimentaria II Aguas marinas: HMC-Ar Aguas meteóricas: LMC Aguas profundas: LMC-Dolomita  Textura cristalina: Se refiere al tamaño de los cristales. Son tempranos.  Cementos de 1ª generación: tapizan los granos. que a su vez está relacionada con el grado de saturación del agua. típicos de la calcita HMC. de unas pocas micras a metros. Ocupan porosidad 1ª que . Con aguas ricas en Mg se obtienen hábitos columnares y aciculares. Otro aspecto es la sobresaturación de las aguas. En cambio con poca saturación hay pocos núcleos y cristalizara más lento. fibroso/acicular que es típico del aragonito y del HMC… Esta morfología está controlada por la presencia de Mg en el agua del medio diagenético. tipos texturales: Se estudia la relación con los demás granos/cristales. Pueden ser equidimensionales (a≈b≈c) y se denominan mosaicos de tipo equant. columnares (a≈b<c). Se pueden encontrar dos generaciones. En aguas con alta saturación (como por ejemplo ambientes kársticos) se formaría aragonito acicular. En agua dulce hay poca proporción de Mg por lo que precipitara LMC que tiene como habito cristales equidimensionales. Esto depende de la velocidad de cristalización.  Peloidal.  Poiquilotópico: puede ser de ambas generaciones. También se pueden formar en aguas someras o profundas como cementos tardíos ocluyentes  Sintaxial: pueden ser tempranos o tardíos. Se produce una continuidad óptica con el grano. micrítico: se da en ambiente marinos profundos.22 Petrología sedimentaria II normalmente es interparticula intrapartícula en bioclastos. Tardíos. Es muy típico en las placas de equinodermos  Esparítico: son equant de 2ª generación pero con un tamaño mayor de cristales. Indica un ambiente vadoso. Corresponde a beachrocks sumergidos. Los circungranulares se da en medios diagenéticos continentales de tipo freático. El peloidal es irregular y está formado por organismos  Cementos 2ª generación: son cementos ocluyentes de la porosidad. Se forman películas continuas de cementos aciculares. se forma por el agua capilar que se retiene entre varios clastos. Está relacionado con relleno de fracturas.  Poiquilotópico: el de 2ª generación se produce en ambientes telodiagenéticos. Tipos de cementos de 2ª generación:  Equant: se compone de LMC. Se suele dar en beachrocks vadosos. Forman mosaicos gruesos de LMC y dolomita. Tienen una morfología muy variada y se diferencian en dos tipos: Cementos continuos: se producen en ambientes diagenéticos freáticos (solo presencia de agua).  Pendant: se forma por goteo en los puntos inferiores de los granos. Tipos de cementos 1ª generación:  Needle: no es muy importante ya que no se conserva. se dan a partir de las aguas de diagénesis profundas. Indica polaridad del estrato  Menisco: cementos vadosos. se compone de grandes cristales que engloban a otros más pequeños. todos los poros esta llenos de agua Cementos discontinuos: se forman en ambientes diagenéticos vadosos (interacción agua y aire).  Acicular: ambiente freático marino. . rodea al clasto. algunos poros están cubiertos de agua y otros de aire. Pueden ocupar tanto porosidad 1ª (residual) como 2ª. Se producen de 1ª generación en ambientes profundos. se precipitan sobre los anteriores. Se expresa en porcentaje de espacios vacios en el volumen total de la roca. Debido a la actividad orgánica se expulsan gases que quedan atrapados paralelos a la estratificación. Porosidad no efectiva: no conectadas Según el tiempo de formación: Primaria: se da en la fase predeposicional y deposicional Secundaria: producto de la diagénesis.   Primaria:  Interpartícula: condicionada por los granos. .  Porosidad selectiva de fabrica: Los poros están ligados a elementos de la fábrica. Puede llegar al 40% y al 805 en los Chalk. no disuelven ni se forman truncando clastos. Se llaman predeposicionales si se produce antes de la sedimentación. mesoporos (1/16-1/2mm). Se diferencian entre la selectiva de fábrica y la no selectiva.… Conexión entre poros: Porosidad efectiva: los poros están conectados.  Fenestral: característica de carbonatos supramareales (asociada al desarrollo de estromatolitos). Tienen gran importancia económica ya que en los poros se pueden almacenar gas. varía entre un 40-80 %. megaporos (>4mm). esto se debe a los procesos negativos que sufre la roca durante la diagénesis. En cambio en rocas ya litificadas solo se conserva un 5% de la porosidad. da permeabilidad a la roca.23 Petrología sedimentaria II Tema 6: La porosidad Representa los huecos vacios dentro de una roca. como por ejemplo compactación. Tienen gran importancia en los Chalk. se enmarca dentro de procesos geológicos (sedimentación y diagénesis). como en restos esqueléticos. Es una porosidad predeposicional. dependiendo de la textura deposicional. agua. litificación. Shelter: formada por la caída de restos esqueléticos cóncavos. El tiempo de formación está definido por procesos geológicos (primaria. es postdeposicional CLASIFICACIÓN: Se basa en la clasificación de Choquette y Pray. En sedimentos carbonaticos. da lugar a poros aislados. puede producirse también durante la sedimentación o durante la diagénesis que se denomina postdeposicional. petróleo.  Intrapartícula: Solo se da en determinadas partículas carbonáticas. se rellenan poros entre los granos. Puede haber precipitación de evaporitas que si se disuelven aumentan la porosidad total. Tienen un origen complejo. Se diferencian tres tamaños: microporos (<1/16mm).… también pueden precipitar minerales de interés (las rocas carbonáticas tienen gran porosidad). secundaria). clastos. La porosidad tipo channel es equivalente a esta pero a menos escala. Vug: poros equidimensionales. Es porosidad que se produce en el crecimiento del organismo. Se produce una importante porosidad 2ª no selectiva de fábrica. también se asocia a burbujas de gas que quedan atrapadas aleatoriamente en el sustrato. La sedimentación interna disminuye la porosidad. Secundaria:  Intercristalina: se produce en la diagénesis. Los componentes metaestables (aragonito y HMC) se disuelven creando porosidad secundaria. por lo que se genera antes de la diagénesis La porosidad secundaria: a) Etapa eodiagenética: diagénesis temprana tanto marina como continental. Gran proporción es móldica (conchas de organismos). PROCESOS MODIFICADORES DE LA POROSIDAD: La disolución aumenta la porosidad. Se da por procesos tectónicos o por descompresión.… que se disuelven completamente dando poros. Brechificación: se da cuando en la sedimentación carbonática se intercalan rocas evaporíticas. el disolverse la evaporita colapsa la estructura dejando porosidad.24 Petrología sedimentaria II    Growth-framework: se desarrolla a partir de bioconstrucciones. Shrinkage: se produce por desecación. Vug. Postdata la compactación química. restos esqueléticos. Cavern y cannel son procesos típicos del karst. La dolomitización aumenta la porosidad La cementación/compactación disminuye la porosidad. Es porosidad muy efectiva. Los componentes estables preservan la porosidad primaria y se produce cementación que la cierra. Se reduce la porosidad primaria por compactación y cementación (hasta no haber nada aproximadamente a 6km). está asociada a dolomitización.   Otros:     Estilolítica: desarrollado por abertura de superficies estilolíticas. Cavern: son grandes cavidades que se forman en ambientes meteóricos por disoluciones grandes. con contornos irregulares. disolución selectiva.    Fracturas: postdata todos los procesos de la roca hasta la fracturación. . se puede encontrar a macro y a microescala y se da en casi todas las rocas almacén. Todas se desarrollan en la diagénesis (porosidad 2ª).  Origen y tiempo de formación: La porosidad primaria es predeposicional y deposicional. Boring: realizada por organismos tanto en suelos como en conchas. c) Etapa telodiagenética: exposición subaérea después del enterramiento.…  Móldica: cristales. se encuentra en el techo. Porosidad no selectiva de fabrica: La porosidad no respeta el esqueleto ni la matriz. b) Etapa mesodiagenética: enterramiento profundo. la disolución trunca los componentes si es necesario. Se producen efectos de meteorización (karstificación). Está relacionada con disolución característica en ambientes diagenéticos meteóricos. Burrow: realizada por organismos en sedimento blando. Se crea la porosidad secundaria por disolución pero en poca cantidad. 25 Petrología sedimentaria II Tema 7: . Interactúan en la eodiagenesis y en la telodiagenesis. Interactúan en la eodiagenesis. Interactúan con la mesodiagenesis . Abarca desde la mesodiagenesis hasta que de nuevo se produce interacción con la superficie. Es una etapa corta en el tiempo. Se producen pocos cambios al ser un sistema cerrado y es una etapa muy prolongada en el tiempo  Telodiagenesis: se produce cuando los carbonatos alcanzan la superficie. ambiente marino freático o vadoso. Se separa en: Ambiente continental: aguas dulces. O hasta que es expuesto de nuevo a la meteorización. Ambiente profundo: aguas connatas. ambientes continentales freáticos o vadosos. Durante la diagénesis se dan procesos que producen la perdida de las texturas deposicionales. esto convierte a las rocas sedimentarias e importantes rocas almacén de sustancias de interés económico (como los hidrocarburos).26 Petrología sedimentaria II Tema 8: Diagénesis de rocas carbonáticas (1) INTRODUCCIÓN: La diagénesis es el conjunto de modificaciones fisicoquímicas que sufre un sedimento durante su sedimentación hasta alcanzar las condiciones de presión y temperatura previas al metamorfismo. Se produce con aguas con una composición química determinada ya que corresponde a aguas meteóricas. Corresponde al enterramiento del sedimento hasta la pérdida de contacto con las aguas del medio de sedimentación.  Mesodiagenesis: abarca desde el fin de la eodiagenesis hasta que comienza el metamorfismo. Sobre estos sedimentos actúan aguas connatas. El proceso más importante que se da durante la diagénesis es la formación de porosidad 2ª. Se puede producir hasta los 10 km. AMBIENTES DIAGENÉTICOS: Cuando hablamos de ambientes diagenéticos nos referimos a las aguas que interactúan con el sedimento. Se dan importantes cambios en el sedimento. este es un proceso negativo porque dificulta el estudio para determinar sus ambientes de formación Hay tres etapas diagenéticas: Eogenesis o diagénesis temprana Mesodiagenesis o diagénesis de enterramiento Telodiagenesis o diagénesis profunda  Eodiagenesis: se da en los primeros 100 metros de profundidad. Ambiente marino: aguas saladas. 27 Petrología sedimentaria II  Factores de control: La mineralogía original indica que minerales reaccionaran y sufrirán transformaciones. estas estructuras se llaman estructuras paramórficas. recristalización…  Potencial diagenético: Es la capacidad de un carbonato. sedimento o roca a sufrir cambios tanto minerales como estructurales. no existe una fase media de porosidad. mayor potencial diagenético  Consecuencias de la estabilización de carbonatos: Se produce: Porosidad 2ª (mediante disolución) Precipitación química (mediante cementación) Cambios mineralógicos (mediante reemplazamientos) Cambios texto-estructurales (mediante recristalización) NEOMORFISMO: Son transformaciones que se dan entre un mineral y el mismo o su polimorfo Transformación mineral: reemplazamiento mineral Ar→LMC (calcitización) Transformación textural → Recristalización. Estos efectos se producen debido a que los carbonatos al entrar en contacto con aguas composicionalmente distintas tienden a reequilibrarse y buscar un equilibrio químico. Otro factor importante es la hidroquímica del agua. Esto conlleva cambios importantes como disolución. Se da en la eodiagenesis . durante la diagénesis principalmente. y siempre en función de su composición original. A veces se conservan relictos de la textura deposicional que dan una tonalidad marrón a la calcita. Se da en un sistema cerrado en el que interactúa el sustrato con aguas diagenéticas saturadas en aragonito y LMC. También se produce un cambio textural que transforma el aragonito en calcita neomórfica (LMC) llamada pseudoesparita. Por esto a mayor metaestabilidad. cementación. cambio de tamaño de los cristales  Calcitización: Se forma un proceso de disolución y casi simultáneamente la precipitación del nuevo mineral. Se dan dos tipos: o Agradante: se favorece al producirse un lavado de Mg. Es muy raro y está asociada a deformaciones tectónicas.            Clasificación de Friedman: en esta clasificación se considera la textura cristalina y la fabrica (dimensión y relaciones mutuas entre los cristales).28 Petrología sedimentaria II  Recristalización: Reestructuración cristalina sin cambio mineral. o Neomorfismo-recristalización: La caliza esparítica. En la pseudoesparita se reconoce la microfábrica deposicional. por lo que tiene un color claro. cambia el tamaño y la forma de los cristales. no presenta restos de la microfábrica. El autor propone los siguientes términos: o Equigranular (textura cristalina)  Xenotópica (A): Cristales anhedrales  Hipidiotópica (B): cristales subeuhedrales  Idiotópica (C): cristales euhedrales o Inequigranular (textura inequicristalina)  Xenotópica    Poiquilotópica Hipidiotópica   Porfirotópica Porfirotópica  Poiquilotópico Idiotópica . o Degradante: se restringe al sufrir aportes de Mg. Esto produce un aumento de las unidades cristalinas Micrita (<4µ) → microesparita (4-10µ) → pseudoesparita (>10µ). además presenta colores más oscuros por la presencia de materia orgánica. 1. hongos) que producen taladros seguidos de relleno de carbonatos microgranulares.3-0. cementos isopacos. se dan costras que recubren el grano completamente. Se produce por microorganismos eneolíticos (algas. en general los que no producen envueltas completas.  Cementos continuos: ambiente diagenético freático. muy bajo).  Consecuencias: Se desarrollan envueltas micríticas densas alrededor del grano. esponjas. CEMENTACIÓN: Se refiere a la formación de cementos.29 Petrología sedimentaria II  Porfirotópica  Poiquilotópico MICRITIZACIÓN: Se da en diagénesis temprana tanto en ambiente marino como continentales. Este estudio de la morfología permite clasificar los cementos temporalmente y se puede obtener el proceso diagenético. Se estudian porque permiten identificar diferentes ambientes de formación en base a la textura y la composición de los cristales. cementos poiquilotópicos.  Cementos discontinuos: ambiente diagenético vadoso.… En otros casos se forman peloides. La micritización puede seguir afectando al grano hasta transformarlo completamente. Se forman mosaicos cristalinos. son los responsables del cierre de la porosidad y de la litificación de estrato. esto deja estructuras fantasma de oolitos. Se da en la zona fótica. gravitacionales. Se produce alrededor de granos estables.… .  Ambientes diagenéticos: o Ambiente diagenético meteórico: se da en la eodiagenesis y en la telodiagenesis (karst) ya que son los procesos que interactúan con aguas meteóricas (Mg/Ca=0. se dan cementos en menisco. los cementos que se forman son de LMC. el boring (perforación) y el filling (relleno). intervienen dos procesos. Por ejemplo en ambientes oxidantes el Fe²⁺ →Fe⁺³ y el Mn²⁺→Mn⁴⁺ por lo que se presentara negro. se amoldan a la porosidad Estilolítica. Criterios cronológicos: o o o o  Los cementos que tapizan los granos son los primeros en precipitar. Si el carbonato se ve negro. submareales) o vadosos (discontinuos. al interaccionar con aguas diagenéticas muy densas (salmueras connatas). Los cementos posteriores se amoldan a los anteriores Un cemento que corroe a otro es posterior a este Los cementos en venas o fracturas que cortan otros cementos son posteriores a estos. La fractura postdata la 1ª cementación (temprana) y compactación. Nos dará la historia diagenética de la roca. a veces sin orden y en agregados botroidales (propio de corales) Ambiente diagenético profundo: se forman durante la mesodiagenesis. es el elemento activador Si tiene Fe²⁺. A medida que aumenta la profundidad y disminuye el oxigeno se va pasando a un ambiente más reductor e irá cambiando de colores gradualmente.  Criterios de identificación de cementos: 1. Cemento dolomítico que postdata procesos estilolíticos. poiquilotópicos y mosaicos dolomíticos gruesos. Mosaicos equant de calcita gruesa: postdata compactación química. intermareales). Precipita en LMC y Dolomita (si hay alta concentración n de Mg). Los cementos que se forman son mosaicos esparíticos muy gruesos. Cemento sellando granos fracturados por compactación: la fractura genera porosidad que posteriormente se rellena de cemento. Catodoluminiscencia: Corresponde al comportamiento de los carbonatos al aplicarle luz y como se excitan. Se producen precipitados de aragonito y HMC (Mg/Ca>5).30 Petrología sedimentaria II o o  Ambiente diagenético marino: se forma a partir de aguas saladas (ricas en mg). Estos cambios están asociados con la cantidad de Fe y Mn de la muestra. Luego el cemento precipita en la fractura dando una cementación tardía profunda. 2. . 3. Los cementos según la composición tienen diferentes texturas:  HMC: micríticos peloidales y cristales columnares y en ocasiones aciculares  Aragonito: cemento acicular. Poiquilotópicos en fábricas compactadas y dolomitizadas: los granos rotos indican compactación. Estratigrafía de cementos: Consiste en caracterizar y posicionar en el tiempo todas las generaciones de cemento. no presenta ni Fe ni Mn Si tiene Mn²⁺ dará colores amarillos. dará colores naranjas-marrones ya que inhibe la catodoluminiscencia. Mosaicos esparíticos gruesos: rellenan fracturas. 4. 5. Los cementos que se forman suelen ser de 1ª generación pudiendo ser freáticos (continuos. enriquecidas en Na por la disolución en diagénesis de restos.  Factores o Intrínsecos: factores que dependen de la mineralogía original como el potencial diagenético. estos a su vez. POROSIDAD SECUNDARIA: Es un proceso que se produce como consecuencia del reequilibrio de las aguas diagenéticas y los minerales inestables. o  Extrínsecos: son la presión y la temperatura a la que es sometido el estrato. Se diferencian entre dos tipos: La física contempla las modificaciones por deformación y fracturas La química contempla procesos de presión-disolución. hidrostática y la de esfuerzos tectónicos. En la telodiagenesis está relacionada con porosidad no selectiva de fábrica que se produce por aguas meteóricas. En la eodiagenesis es importante la disolución de componentes no esqueléticos y esqueléticos que forman sobretodo porosidad móldica.  Factores: Influyen la metaestabilidad de los minerales (su mineralogía original) y la presencia de porosidad que permite la entrada de fluidos. produciéndose una disolución congruente. lo que disminuye la porosidad. cuando son grandes ofrecen mayor resistencia. cuando son pequeños los cristales hay mayor compactación y al contrario. Con el aumento de la temperatura. Comienza en la eodiagenesis (con pocos metros ya hay presión litostática) pero la importancia real se da en la mesodiagenesis. COMPACTACIÓN: Recoge todos los efectos físico-químicos que tienen lugar en el estrato por la presión litostática. La porosidad se produce a lo largo de toda la diagénesis. Se produce expulsión del agua. LA hidroquímica de las aguas tiene que ser subsaturada de los minerales que se van a disolver. En la mesodiagenesis produce la descomposición de la materia orgánica. Sucede lo mismo con los cementos tempranos. esto aporta al sistema gran cantidad de CO₂ lo que favorece la disolución de carbonatos y aumenta el tamaño de los ya presentes. Procesos y resultados de la compactación mecánica: Es la primera compactación que se produce. ya que inhiben la porosidad. La textura influye en la compactación también. La presencia de hidrocarburos amortigua la compactación. lo que aumenta el empaquetamiento. le afecta a los clastos de HMC y aragonito.  Consecuencias: Las más importantes son la creación de porosidad secundaria y la destrucción de las texturas deposicionales. La presión de enterramiento se compone de la presión litostática. a mayor potencial diagenético se producen más modificaciones sobre todo en HMC y aragonito. están condicionados por el gradiente geotérmico. En este proceso se pierde porosidad primaria y potencia de la unidad. . se da en la eodiagenesis. se favorece la cristalización de LMC.31 Petrología sedimentaria II Tema 9: Diagénesis de rocas carbonáticas (2): DISOLUCIÓN: ESTABILIDAD MINERAL. Engloba aspectos como la reordenación de los granos y los componentes sedimentarios. por tanto. mudcracks. REEMPLAZAMIENTOS: Proceso por el cual un mineral (carbonatico en este caso) se disuelve gradualmente y al mismo tiempo precipita un nuevo mineral sin desarrollo de una fase intermedia de porosidad. químicamente se justifica esta inhibición por el alto orden que estructura la Dolomita ( capas de octaedros con el catión Mg y Ca alternativamente en cada una de ellas) que necesita una baja entropía y. Se da a partir de la mesodiagenesis y mediante procesos de presión-disolución. Implica procesos de recristalización (cambios en la estructura cristalina). Termodinámicamente se explica ya que el agua debe estar sobresaturada en iones Mg y además tiene que esta sueltos en el fluido. se destruyen las texturas deposicionales. se da en salmueras principalmente).  Ejemplos: Mineral carbonatico → Mineral carbonatico: Calcita-dolomita (dolomitización) Dolomita-calcita (dedolomitización) Aragonito-calcita (calcitización) Mineral carbonatico → Mineral no carbonatico Calcita-yeso (Yesificación) Calcita-sílice (silicificación) DOLOMITIZACIÓN: Reemplazamientos de calcita y aragonito por Dolomita debido a la entrada de aguas cargadas en cationes Mg. Se crea un frente de avance donde se va disolviendo el mineral y creándose el nuevo. Como factor positivo. El problema tiene relación con unos factores termodinámicos y critalquímicos que inhiben la decantación a pesar de estar el agua de mar sobresaturada de Ca y Mg. Se rompen las láminas de litificación. decir que se forma porosidad secundaria. Al producirse variaciones en el tamaño de los cristales (disminución). se da mediante vías húmedas (aguas). No se considera cementación. Como todo lo que se disuelve tiene que volver a precipitarse. lo que las convierte en importantes rocas almacén de hidrocarburos y minerales de interés económico. . empieza a actuar la disolución química. que aplana los componentes como burrows. envueltas micríticas). Se produce como un reequilibrio al entrar aguas diagenéticas con un componente inestable (el H₂O tiene que estar subsaturado en ese mineral y saturado en el nuevo).32 Petrología sedimentaria II En las rocas matriz-soportadas. Se pasa a un empaquetamiento denso. oolitos. se produce una importante compactación. que aun así se dificulta por el “Problema de la Dolomita”. genera cementos. A medida que aumenta la profundidad. se modifica la textura deposicional (no confundir con un packstone wackestone). Los mas resistentes se fracturan (bioclastos. Por esta última razón es importante su estudio. Se pueden dar contactos cristalinos entre granos. Un 30-40% de los carbonatos sufren procesos de dolomitización. En las rocas grano-soportadas se deforman los granos dúctiles (por ejemplo algas verdes). dificulta la cristalización al haber predilección sobre fases más simples y metaestables como aragonito y HMC o protodolomita (Dolomita inestable que se forma por precipitación directa. El problema se inicio en 1792 cuando Dolomieu describió las rocas dolomíticas y fue planteado por Fairbridge en 1957. cristales o estratos incrementa la solubilidad del CaCO₃ y provoca la disolución a lo largo del contacto. En los grainstone y packstones se amortigua la compactación por la matriz y el cemento. Como consecuencia se reduce el espesor un 20-30% y se forman estilolitos. La presión transmitida y concentrada en puntos o superficies de contacto entre granos. Se da desde la eogenesis hasta la mesogenesis . Hay organismos no dolomíticos dolomitizados Se producen contactos no estratigráficos entre calizas y dolomías Existen en las muestras componentes cortados por cristales de dolomía Nódulos de sílex englobando el sedimento precursor  Proceso químico de dolomitización:  Proceso físico: es un mecanismo normal de reemplazamiento a microescala de sustitución mineral. Se compensa con altas . cuanto mayor número de especies iónicas peor. la precipitación del nuevo mineral. 2. por lo que no se la encuentra casi nunca como mineral primario. De este modo se apartan iones de la solución. es un proceso lento. por lo que se favorece los enlaces de carbonatos con Mg 5. 4. va sufriendo una ordenación de los cationes e ira tendiendo a Dolomita ideal. Esto se debe a que hay mayor movimiento en los iones y se favorece la deshidratación del agua.  Factores: 1. Salinidad: es un factor negativo. Se crea una fuente de disolución y unos pocos Å detrás. es una protodolomita sintética cálcica con bajo orden y metaestable.33 Petrología sedimentaria II La Dolomita real. no se da hasta la mesogenesis. Es necesaria una alta concentración de Mg y alta relación Mg/Ca 4. 3. Con orden alternante y formula CaMg(CO₃). 3. No se puede formar una etapa intermedia de porosidad. Temperatura: a medida que aumenta la precipitación se favorece la dolomitización. La dolomía casi siempre es producto de reemplazamientos o cementos. aumentando la proporción de Mg. Dificulta la movilidad iónica. Alcalinidad: a mayor. Tiempo: se necesita mucho tiempo para la ordenación de la estructura. A medida que se va enterrando.Esto se sabe debido a que hay pruebas de que: 1. 2. mayor proporción de carbonatos. ambientes con una concentración de Mg/Ca>10.  Grupos texturales o Dolomicritas: texturas cripto-microcristalinas.  Ambiente hidrotermal: . se encuentra también como cemento. suelen conservar las estructuras deposicionales originales y suelen estar asociadas a evaporitas.34 Petrología sedimentaria II 6. Se da en ambientes hipersalinos como lagoons o Sabkhas. Tiene barro micrítico (aragonítico).  o Mezcla de aguas: se forma al chocar dos fluidos de composición muy distinta. por lo que se llaman Dolomicritas cálcicas. Se forman barros dolomicríticos muy desordenados y asociados a minerales evaporíticos y mallas microbiales formadoras de estromatolitos. en general en ambientes con alta alcalinidad debido a evaporación. mesogenesis:  Ambiente profundo: con el enterramiento profundo se dan unas condiciones elevadas de temperatura geotérmica y presión litostática. de xenotópicos a idiotópicos. Al formarse mediante inclusiones fluidas. donde hay alta salinididad pero alta concentración de Ca/Mg Propiedades intrínsecas al material: La mineralogía original de cada componente favorece o no el reemplazamiento (Ar>HMC>LMC). Como por ejemplo en Sabkhas. Se forma en diagénesis de enterramiento asociada a hidrotermalismo. como un agua meteórica con un agua marina. presenta relictos de calcita. Se forma dolomita barroca (mosaicos destructivos). en salmueras evaporíticas muy concentradas. eogenesis:  Flujo de salmueras evaporíticas: el flujo de agua puede ser ascendente o descendente. siendo mayor dolomitización a mayor porosidad ( esto se debe a la entrada de fluidos en la roca. Se conservan los granos esqueléticos compuestos de HMC. Tardías. No suelen conservar las estructuras texturales deposicionales.  Dolomudstones-dolowackestones: Indica dolomitización temprana (eodiagenesis). El proceso se produce tan pronto ya que la textura fina favorece la dolomitización. Se produce en dolomitización tardía (mesogenesis) o en temprana si se da en zona de mezcla de aguas. Crea una importante porosidad secundaria intercristalina. concentraciones de Mg/Ca. Son aguas alcalinas diluidas y se forman dolomitas cristalinas limpias. o  Doloesparitas: Se forman mosaicos de cristales esparíticos. las uniones cristalinas son curvas y presenta una marcada extinción ondulante. Un tipo es la Dolomita barroca:  Forma mosaicos xenotópicos gruesos con cristales de tamaño superior a 1 mm. Se conservan las estructuras deposicionales y se produce una ligera recristalización. Se agrupan en: o Tempranos. Se produce en ambientes de Sabkhas y atolones del pacifico. Modelos de dolomitización: Intentan responder el origen de los iones de Mg y el mecanismo dinámico de fluidos dolomitizantes. El mg viene de la compactación de estratos marinos. El aragonito queda completamente borrado y la calcita puede conservar alguna estructura 1ª debido a las presencia anterior d Mg en su estructura La textura cristalina del material favorece la dolomitización.  Dolopackstones-dolograinstones: También se forman por dolomitizaciones tempranas en la eogenesis. Las variedades son bastante ferrosas. Se da en ambientes hipersalinos y está asociado a rocas evaporíticas y estromatolíticas. La porosidad del material influye. 35 Petrología sedimentaria II . la luz. se dividen tres subzonas. Se dan en las plataformas triásicas de las dolomitas o Plataformas ahogadas. del Yucatán y la costa oeste de Australia. el aporte de nutriente. la salinidad.  Clasificación de de las plataformas carbonatadas: o Complejo isla barrera lagoon: en la actualidad corresponde a la plataforma de florida y las australianas.36 Petrología sedimentaria II Tema 10: Carbonatos Marinos SEDIMENTACIÓN CARBONÁTICA MARINA: Algunos ejemplos actuales de formación de carbonatos en plataformas marinas son: La plataforma de las Bahamas y Florida. Y fósiles corresponden a los carbonatos mesozoicos. la energía del medio. Son ambientes complejos debido a los cambios internos que se producen. cuencas intracratónicas y cuencas de riffting. o Plataformas aisladas: corresponden a la plataforma de las Bahamas. En el pasado también corresponden a los carbonatos mesozoicos de la cordillera ibérica. . la profundidad. o Rampas carbonáticas: actualmente se dan en la costa del Golfo Pérsico. Las más importantes son las dos primeras. pero con influencia de las mareas. la intermareal que sufre inundaciones por subida de las mareas y la supramareal que solo queda sumergida esporádicamente. Esto corresponde a zonas de margen continental pasivo. la submareal que siempre está sumergida. como los de la cordillera ibérica. En cada tipo de plataforma hay un cinturón de facies característico: PRINCIPALES TIPOS DE FACIES:  Carbonatos mareales y perimareales: se denomina tidal flats y son carbonatos producidos en ambientes costeros de baja energía. la del Golfo Pérsico. Corresponden a carbonatos paleozoicos y mesozoicos como los de la cordillera ibérica. las australianas y los atolones del pacifico  Factores que controlan la sedimentación carbonatada: o Productividad orgánica: a su vez depende de la temperatura. o Plataformas epeíricas: solo se encuentran en el registro fósil.… o Ambiente geotectónico: los carbonatos se forman en ambientes sin actividad tectónica y con poca entrada de material terrígeno. canales. Las texturas que presenta son grainstones bioclásticos y oolíticos. no presentan matriz y el espacio intergranular no está relleno (porosidad Interpartícula 1ª). mud-cracks con porosidad fenestral. estas series presentan secuencias de somerización por debajo de los carbonatos supramareales. Presenta salinidades variables: normales (pacifico). sufrirán cementación temprana. de playas. en charcas de agua dulce se forman packstones-wackestones y en canales mareales grainstones. Como características composicionales se encuentran minerales evaporíticos (indicativo de llanuras hipersalinas) y capas de tormenta (presentara intraclastos). se encuentran en gran proporción gasterópodos y en menor foraminíferos.  Carbonatos arenosos. Se dan asociaciones bióticas de baja diversidad pero alta abundancia (solo organismos eurihalinos).  Carbonatos de lagoon: ambiente submareal de baja energía debido a la formación de barreras arenosas o arrecifes que aíslan una zona de costa. moluscos. patch reef. se potencia la actividad microbial. lags de restos bioclásticos (indicativos de tormenta) Están compuestos por barro micrítico de aragonito o HMC. por lo que tienen una selección muy buena.… Forman facies de back-reef o back barrier. Hay una gran presencia de matriz micrita en la pasta. Sufrirán procesos diagenéticos característicos de diagénesis meteórica (continental). Presenta estratificación cruzada (de surco y planar). moluscos y foraminíferos. asociado a marismas y a aguas entre salobres y dulces o en climas áridos como Sabkhas o aguas hipersalinas. Alta diversidad en texturas como mudstones y boundstones. bioturbaciones y dolomitización temprana. En estas plataformas se desarrollan estromatolitos. Se produce sedimentación tranquila. Presentan texturas de Mudstones peletíferos. bioturbaciones. packstones bioclásticos (Halimedas y corales) y boundstones coralíferos. . barreras y shoals: se da en líneas de costa de alta energía (intermareal-submareal) o en ambientes profundos debido a acción de tormentas (tempestitas) y carbonatos resedimentados en esta zona (turbiditas). peloides. Los procesos diagenéticos que presenta son micritización de granos. Como estructuras sedimentarias presenta organógenas. como estromatolitos. algas verdes (sobre todo codiáceas). granos compuestos. cianobacterias. Estructurales presenta laminación fina. Está compuesta por granos esqueléticos muy variados y no esqueléticos principalmente por oolitos. por lo que son bueno reservorios. formación de cementos micríticos (creación de grapestones-lumps) y bioturbación intensa a causa de los crustáceos.37 Petrología sedimentaria II Se puede dar en climas húmedos. heering bone. ostrácodos y bacterias. salobres (florida) e hipersalinas(Australia).  Carbonatos pelágicos: se da en ambientes profundos. como son los crinoides. Están compuestos por moluscos de concha fina y LMC. y los bindstones o mud mounds que está formado por organismos que atrapan y fijan los carbonatos. Por esta razón presenta gran porosidad tanto secundaria como primaria (Growth-framework) y lo transforma en importantes reservorios. que son construcciones rígidas formadas principalmente por corales. Las texturas que se observan en las bioconstrucciones permiten establecer secuencias regresivas o transgresivas.38 Petrología sedimentaria II Los procesos diagenéticos que sufre son la disolución de componentes inestables creando porosidad 2ª y la cementación temprana de aragonito o HMC creando beachrocks. Los procesos diagenéticos que sufre son compactación y cementación. cocolitos LMC (forman chalks) y foraminíferos de LMC como globigerinas. En la base se encuentran secuencias progradantes . fondos oceánicos próximos al CCD. como los tapices microbiales. Presentan una laminación fina con texturas de Mudstones y Wackestones bioclásticos. deslizamientos y slumps (rudstones) y asociados a turbiditas (flujos gravitacionales) dan grainstones y packstones. los bafflestone o reef mounds que los forman organismos que actúan como barrera de sedimento y lo acumulan.  Carbonatos arrecifales: Están formados por bioconstrucciones. Sufren procesos diagenéticos como reemplazamientos (glauconitización) o cementación. Los componentes que se pueden encontrar son organismos incrustantes y bioconstructores (principalmente aragoníticos) y granos esqueléticos y no esqueléticos rellenando cavidades. una temperatura óptima (25ºC). Si se produce diagénesis meteórica. se produce cementación de aragonito o HMC. Dependiendo de las condiciones ambientales (energía y sedimentación) presentan diferentes morfologías. Los arrecifes coralinos son importantes paleoindicadores ambientales ya que se forman en unas condiciones muy específicas. Presentan texto-estructuras muy complejas y variadas y se usa la clasificación de Embry-Klovan para clasificarlas.  Carbonatos resedimentados: se dan en ambientes profundos y se forman por procesos físicos como la caída de rocas por un talud (olistolitos. una profundidad inferior a 10 metros. salinidad normal y ausencia de terrígenos. se forma porosidad secundaria debido a procesos de disolución y dolomitizantes. por lo que se puede observar zonaciones en estos arrecifes. de los que se diferencian los framestones. Están compuestos tanto por componentes de plataforma como componentes profundos. briozoos. corresponden a rudstones). Cuando la diagénesis es marina. 39 Petrología sedimentaria II Tema 11: Carbonatos continentales . También se obtienen elementos metálicos de aplicación industrial. se da como relleno de cuencas terciarias..  Tipos composicionales: Las especies isotópicas en aguas marinas son el Clˉ y Na⁺. Ca²⁺. la anhidrita y la halita. como referencia.  Importancia científica: da información paleoambiental (índice de ambientes de extrema aridez. Otra expresión es la clorinidad que indica el ‰en Clˉ. En la península ibérica tenemos el triásico con la formación Keuper (yeso y lutitas). aunque también se encuentran HCO₃ˉ. Se da en ambientes de sedimentación superficiales ya que en ambientes profundos. diferenciándose entre 1ºs ( se forman por evaporación) y 2ºs (producto de reemplazamiento mineral). En la península ibérica se da sobre todo en levante. tiene 19‰. altas temperaturas y baja humedad)  Importancia económica: son sales con diversas aplicaciones químicas y farmacéuticas. se da en g/l (el mar ≈35g/l).  Distribución de formaciones evaporíticas fósiles: aparecen desde el cámbrico hasta la actualidad (al principio mucho y ahora menos). K⁺. el agua de mar. La crisis de salinidad del Messiniense indica una desecación de la cuenca del Mediterráneo. Normalmente por evaporación solar. Ca²⁺. En salmueras continentales lo normal es encontrar H₄SiO⁴. Al principio se encuentran formaciones de más de 2000m de potencia (gigantes salinos). al quedar está aislada por un levantamiento tectónico al chocar la placa africana con la ibérica. también hay hidrotermales (manantiales) con altas temperaturas y concentraciones de elementos metálicos y diagenéticos (en profundidad.. Se forman en ambientes sedimentarios. .  Principales minerales evaporíticos: hay un alto número de minerales evaporíticos (sulfatos.  Depósitos evaporíticos actuales: quedan restringidos a lagos salinos asociados a aguas hidrotermales (generalmente volcánicas) en zonas continentales y en lagunas costeras. Mg²⁺. zonas desérticas. HCO₃ˉ. al chocar aguas con evaporitas disueltas y aguas connatas). latitudes bajas.…. donde se producen importantes acumulaciones de halita y en lagos continentales como en Monegros. indica periodos de máxima aridez. diagenéticos o hidrotermales. Los más destacados son el yeso. SALMUERAS: Son soluciones altamente concentradas en solutos (>35g/l que es la proporción del agua de mar). fosfatos. La salinidad indica el contenido total en sales. Los materiales afloran en España en zonas prebéticas. en %. Son rocas almacén de hidrocarburos. cloruros. actuando como sello de los carbonatos que son las cajas (caprocks). SO₄³ˉ. Se da en tres tipos de ambientes: continentales (lagos salinos de composición compleja). los materiales se vuelven inestables. ppm. Se usan para material de construcción y ornamentación (alabastro).)l Los carbonatos también se presentan por evaporación. se cierra el estrecho de Gibraltar.40 Petrología sedimentaria II Tema 12: Introducción al estudio de evaporitas: INTRODUCCIÓN:  Definición: rocas químicas formadas por precipitación a partir de salmueras altamente concentradas. ‰. subtropicales. marinas ( con salinidad >35) y mixtas (lagos costeros). Yeso (CaSO₄ · 2h₂O) 2. Sales de k y Mg (sales amargas): son también de aguas hipersalinas pero con una salinidad sesenta veces superior a la del mar. Se tiene que evaporar un 90% del agua. Bloedita (MgSO₄ · NaSO₄ · 4H₂O) Zonas intermedias con K: 1.… . Densidad de 1. Silvita (KCl) 2. Halita (NaCl): salmueras hipersalinas. cinco veces el agua de mar. Secuencia teórica de precipitación: En una secuencia experimental se obtiene que en una columna de 1000m de agua solo se consiguen 16. va a ser un agua saturada en cloruro sódico. Polihalita Zonas de sulfato de Mg: 1.22 g/cm³. como entradas de agua. Su densidad es de 1. Yeso (CaSO₄ · 2h₂O): se da en salmueras penehalinas. Su densidad es de 1.1g/cm³ 2.3g/cm³. salinidad entre 340-360‰. con una salinidad del 40-60‰ del volumen de agua y precipitan a partir de 50% de agua evaporada. Anhidrita (CaSO₄) 3. Kainita (MgSO₄ · 4KCl · 11H₂O) Carnalita: (MgCl₂ · KCl · 6H₂O) Bischofita: (MgCl₂ · 6H₂O) Hay opiniones diferentes que intentan explicar la interrupción de los procesos naturales de precipitación. En secuencias experimentales se obtienen secuencias de precipitación que se comparan con el registro fósil (con las secuencias naturales). Estas secuencias presentan un orden: 1.13g/cm³. con una densidad de 1. o Carbonato cálcico (aragonito).5 de anhidrita 0. Precipitan al evaporarse un 955 del volumen de agua.5 aproximadamente de evaporitas: 3m de sales amargas 12. salinidad de 130-160‰. 1. Epsomita (MgSO₄ · 7H₂O) 2. fenómenos tectónicos.1 de carbonatos A medida que se va produciendo la evaporación y se van precipitando minerales se va formando una zonación (más insolubles abajo y menos arriba) con el siguiente orden: A) B) C) o D) E) Secuencias naturales de precipitación: Halita ClNa y sulfatos de calcio. Variedades mineralógicas: 1. 4. Se da en salmueras mesohalinas.9 de Halita 0. dio-doce veces la salinidad del mar. Las evaporitas marinas tienen una composición constante. Son aguas densas ya en este estado primario.41 Petrología sedimentaria II PRECIPITACIÓN QUÍMICA A PARTIR DE SALMUERAS:  Secuencias de precipitación: Los minerales precipitan en función de su insolubilidad.03g/cm³. siendo los primeros en precipitar los más insolubles: Carbonatos→Sulfatos→Cloruros Hay diferentes secuencias en aguas naturales marinas y continentales. empiezan a precipitar a partir de un 75% de agua evaporada 3. 5. Na. 2. Se observa que el diagrama de aniones es homogéneo. y la de CO₃ y HCO₃ es pobre. Hay tres posibilidades: . Ca-Mg-Na-(K)-Cl → Mar muerto Na-(Ca)-SO₄-Cl → Evaporitas terciarias Mg-Na-(Ca)-SO₄-Cl → Lagunas de la Mancha Na-CO₃-Cl Na-CO₃-SO₄-Cl Lagos africanos - + proporción El origen de todas es un fluido cargado de unos materiales específicos. Se alimentan de aguas subterráneas o de escorrentía que proceden de alterar y lavar el sustrato. SO₄. mientras que el de cationes se acumula principalmente en Na + K. En esta trayectoria nunca se forma yeso. Con la precipitación se consumen todos los carbonatos. esto indica que las salmueras con alto contenido en Ca y Mg son muy infrecuentes. según esta composición. El sulfato puede ser transformado a sulfuro mediante bacterias. lo que dará una salmuera de tipo 4 en la que podría precipitar pirita. Existen una serie de incompatibilidades entre aniones y cationes: Con estas incompatibilidades se separan las salmueras en cinco familias: 1. pero al haber tanta proporción se mantienen en la solución gran cantidad aunque hayan precipitado ya rocas carbonáticas. Se da una salmuera de tipo 5 en la que los minerales que precipitan son sulfatos y carbonatos sódicos (hay déficit de Ca ya que este ha precipitado en forma de carbonatos anteriormente). La clasificación la hicieron calculando los % de estos iones en varias aguas y después los proyectaron en un diagrama triangular (Anexo). Trayectoria III: CO₃ + HCO₃ ≈ Ca + Mg. aniones (CO₃. Mg. Egipto (dan un color rosado al estrato). ya que depende de la geoquímica de las aguas (que a su vez depende de las aéreas fuente). Caracterización composicional: Hardie y Eugster (1970) establecen una clasificación al observar una serie de iones preferentes. ya que el CO₃ se asocia con el Ca que es más numeroso. 3. por lo que las posteriores precipitaciones de Ca y Mg precipitan como sulfato y cloruros sódicos. se pasa a una salmuera tipo 1. La cantidad de iones Ca y Mg es alta. Trayectoria II: CO₃ + HCO₃ >> Ca + Mg está relacionada con aguas de tipo 2. K). Si se consume el sulfato. sobretodo los alcalinotérreos (Ca+Mg). se forma yeso y epsomita.42 Petrología sedimentaria II  Las salmueras continentales: Presentan una composición muy variable. 4. Cl) e iones (Ca. el fluido sigue una trayectoria u otra: - - - Trayectoria I: CO₃ + HCO₃ << Ca + Mg El agua está concentrada en carbonatos. Ejemplo: Wadi Natron Lake. Dependiendo de si es mayor la proporción de SO₄ o de Ca quedará uno de los dos en el líquido residual. La secuencia empieza por los materiales más insolubles que son los carbonatos. Según este factor se dividen en: . Corresponde a salmueras de tipo 2 en las que precipitan sulfatos y cloruros. Con el Mg se forman arcillas de Mg como la sepiolita. en este caso precipitara thenardita y mirabilita (NaSO₄ · 10H₂O). La función del viento es la de retirar el aire cargado de vapor de agua y renovarlo por otro más seco. * III₃: HCO₃ > Ca + Mg: Es similar a la trayectoria 1 FACTORES QUE CONTROLAN LA FORMACIÓN DE EVAPORITAS:  Evaporación: Se necesita una importante evaporación que principalmente está controlada por la temperatura.43 Petrología sedimentaria II * * III₁: HCO₃ ≈ Ca + Mg. esto se debe a que la evaporación se da en la zona donde interactúan agua y aire. Corresponde a salmueras de tipo 1 y 3. que tiene que ser alta. III₂: HCO₃ < Ca + Mg. Se precipitan carbonatos durante mucho tiempo. El Ca residual se uno a los pocos sulfatos del agua para formar yesos. Corresponde a salmueras de tipo 1. Después de precipitar todos los carbonatos en forma de carbonato cálcico.  Cambios de temperatura: Durante la diagénesis se observa que hay minerales que incrementan su metaestabilidad al aumentar la profundidad (mayor presión y temperatura). El Mg queda como residuo y libre en la salmuera. Puede haber Na en lugar de Ca. y el viento que se encarga de la renovación del aire. aun quedan Ca que se unirá a los sulfatos para dar yesos. que formara sulfato de sodio y no de calcio. habiendo cuencas marinas y continentales. corresponden a los gigantes salinos. o Salinas o Sabkhas interiores.44 Petrología sedimentaria II 1.  Cuenca oceánica: o Someras: corresponden a Sabkhas costeros (se producen evaporitas desplazativas) y lagoons.  Sales criófilas: estables a menos de 0ºC  MgCl₂ · 12H₂O  MgCl₂ · 8H₂O  NaCl · 2H₂O Sales estables a cualquier temperatura  Halita Sales termófilas: estables a mas de 0ºC  Thernardita Na₂SO₄ Mezcla de aguas: Mediante la mezcla de aguas se producen procesos instantáneos de sobresaturación y fenómenos rápidos de precipitación AMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN: Se produce en cuencas evaporíticas. Se separan según la hidroquímica de las aguas. Por ejemplo la etapa Messiniense en el Mediterráneo . Por ejemplo Monegros. posicionándose en el exterior las menos solubles (en vista aérea) ya que son los primeros en precipitar. Por ejemplo la costa Trucial o la baja California. Por ejemplo Mar Muerto y Mar Caspio. 2. lagunas de la Mancha Se suele dar una sucesión de facies en ojo de buey.  Cuenca continental: o Lagos salados más o menos profundos. 3. o Profundas: no hay modelos actuales. 062-2mm las gipsarenitas. Los dos se pueden formar en ambientes marinos y continentales. aquí empieza a cristalizar y posteriormente se acumula en el fondo de la cuenca.2 respectivamente). esto se produce por el incremento de la sobresaturación de las aguas (cada vez menor sobresaturación y menor tamaño cristalino). acicular. Su origen puede ser tanto químico (salmueras con una concentración de 130-250 g/l) como detrítico (erosión de áreas fuente yesíferas). mientras que las primarias también pueden formarse por precipitación (deposicionales). YESO PRIMARIO:  Características mineralógicas: CaSO₄ · 2H₂O Presenta morfología prismática. que a pesar de formarse en la diagénesis es primario. El yeso es más común su formación en ambientes someros. .030-0. Otro tipo de yeso es el nodular. el yeso se vuelve inestable y sufre deshidratación. (010) y (011) y una dureza y densidad muy bajas (2 y 2. La Halita EL CICLO YESO-ANHIDRITA: Tanto el yeso como la anhidrita son estables en superficie y se forman siempre bajo una lámina de agua. El yeso primario se presenta en gipsolutitas y gipsoarenitas (aunque es poco frecuente se pueden encontrar gipsoruditas). El ciclo se puede dar en profundidad o en superficie en climas muy áridos como los Sabkhas ( en estos ambientes es en el único lugar donde se puede encontrar anhidrita primaria).062 las gipsolutitas y entre 0.45 Petrología sedimentaria II Tema 13: Ciclo Yeso-Anhidrita. Tiene maclas características. lenticular. Estos diferentes ciclos de evaporación se relacionan con entrada de aguas al sistema que cortan la evaporación temporalmente. Un mineral evaporítico puede ser primario si ha crecido libremente en una salmuera o secundario si procede del reemplazamiento de otro mineral evaporítico. extinción oblicua. Presenta estratificación planar que dependiendo del tamaño son laminadas (<1mm) o bandeadas (>1mm). formando un yeso secundario. Tienen morfologías euhedrales-anhedrales. transformándose en anhidrita. Los cristales tienen tamaños comprendidos entre 0.  Gipsolutitas-gipsoarenitas: en la interfase aire-agua se produce una gran concentración de yesos (por la extracción de aguas en esta zona). El yeso laminado se forma en zonas más someras. a medida que aumenta la profundidad. Es frecuente encontrar capas muy finas de carbonatos que lo que representa son diferentes ciclos de evaporación (se repite a pequeña escala la precipitación secuencial de las evaporitas). Suelen ser rocas con granoclasificación positiva. Una evaporita secundaria se forma siempre en ambiente diagenético. exfoliación perfecta según (100). como la que se produce en el yeso selenítico. Tiene un relieve bajo y una birrefringencia también baja. estas formaciones corresponden a yeso laminado. Luego esta anhidrita puede ascender por procesos tectónicos y se volverá a rehidratar. Todas se forman en cuencas marinas o continentales. que es antigravitatoria. Se forman por crecimiento in situ (en lagoon) o en zonas supramareales. Presenta estratificación planar-irregular. .  Yeso lenticular intersticial: son cristales que crecen dentro de una matriz no evaporítico. en estos yesos se produce un crecimiento a partir del eje c. el tamaño es muy variable y se pueden encontrar agregados formando rosetas. Se forman por crecimiento desplazativo dentro de una matriz no evaporítica en diagénesis tempranas. también puede crecer intersticialmente de forma desplazativa. suelen ser superiores a 2 mm y pueden llegas hasta a 7 metros. por eso nos indica los bordes de cuenca de las salmueras dl mioceno. en la exfoliación se sedimenta carbonatos rodeando los cristales. Son típicos de ambientes de lagoon. Para que se forme este tipo de yesos se necesitan unas concentraciones de 250-320 g/l. En España son muy importantes los yacimientos de San Miguel de Salinas. Está asociado a ambientes continentales supralitorales (lacustres). Son cristales transparentes con buena exfoliación. son de zonas supramareales. Los edificios cristalinos son verticales o dómicos.46 Petrología sedimentaria II  Yeso selenítico: los cristales tienen tamaños grandes. y a partir de este eje crecen 2 cristales que normalmente son gemelos y con macla en punta de flecha apuntando hacia el fondo de la cuenca. Se forman por la evaporación de agua que se encuentra en los poros del sedimento. La macla que les da esa forma es característica del Messiniense. Alicante. ambientes inter-supramareales (costeros) con una concentración salina de 80-140 g/l. al estar transportadas por aguas tan sobresaturadas en yeso. Se forma por el yeso excedente de la transformación anhidrita-yeso cuando esta se rehidrata.  Características mineralógicas: presenta cristales rómbicos (euhedrales). transporte y sedimentación. Se diferencian gipsolutitas y gipsoarenitas de las gipsoruditas.  Yeso fibroso: está asociado a yeso secundario. el yeso que sobra en este proceso queda diluido en las aguas diagenéticas que luego entran en la porosidad de la roca y depositan esta variedad. formando mosaicos equant o alongado.47 Petrología sedimentaria II  Yeso detrítico: son clastos que proceden de un área fuente con abundancia de yeso. Se dan en ambientes muy variados.… mientras que las segundas se forman por brechas y tienen una estructura caótica. tiene exfoliación perfecta a 90º. formando prismas (laths). se encuentra como cemento desplazativo e intrusivo. Con nicoles paralelos es incolora y de relieve alto. Tiene habito rectangular. En ocasiones. . los propios clastos que transporta el fluido pueden actuar como núcleo para formar oolitos aciculares yesíferos (gipsoolitos). ANHIDRITA: A medida que aumenta la profundidad a la que queda enterrado el yeso. También se puede formar anhidrita primaria en ambientes de Sabkha. se va deshidratando la estructura y transformándose a anhidrita secundaria. birrefringencia alta y extinción recta. las primeras presentan estructuras hidrodinámicas como ripples. y tienen un origen intra o extracuencal. sufren erosión. estratificación. o También se puede encontrar anhidrita masiva o detrítica  Origen de la anhidrita: se puede encontrar como un precipitado primario en la secuencia de las evaporitas.…).  Litofacies: o Laminada: puede ser primaria o secundaria. claros y tranparentes y con alguna inclusión de anhidrita. aunque también se pueden formar por reemplazamientos de yeso primario en nódulos yesíferos. o Nodulares: son anhidritas típicamente primarias de Sabkhas. Para que precipite. Se forman agregados microcristalinos con los contactos cristalinos suturados por la competencia en el crecimiento. se inicia un proceso destructivo (en anhidritas masivas y nodulares) o no se destruye la estructura (pseudomórficas).  Yeso porfiroblástico: en una matriz alabastrina se encuentran grandes cristales de yeso (mayores a 2 mm) con inclusiones de anhidrita. fibroso-radial. de halita e incluso de materia orgánica. se forma por alternancia de capas carbonáticas. mientras que la secundaria forma mosaicos gruesos con diferentes microfabricas (textura foliada.  Yeso alabastrino: se relaciona con hidratación de glauconita (anhidrita sódica). Se da en zonas de Basin(ambientes marinos profundos). YESO SECUNDARIO: Se forma por reemplazamiento (Yesificación) de anhidrita por yeso. Secundariamente se encuentra por medio de reemplazamiento. Se pueden encontrar cristales de anhidrita como relictos del precursor. Se produce una rehidratación de la estructura por la entrada de aguas del medio. Se pueden encontrar varias generaciones de porfiroblastos que indican diferentes etapas de precipitación. son mosaicos de textura muy fina.  Yeso megacristalino: presenta grandes cristales anhedrales. es necesaria una clorinidad mayor que 145‰ y una salinidad de 260‰. esta se da en cuencas profundas (anhidrita laminada) y Sabkhas (nodulares).48 Petrología sedimentaria II La anhidrita primaria al depositarse forma mosaicos equant muy finos. Son cristales anhedrales. . Es de las últimas fases en precipitar. Tanto el evaporitas fósiles como actuales. y sobre estos. las bandas indican cambios en la concentración de la salmuera (transparente indica baja concentración. HALITA: Es el principal componente de las sucesiones evaporíticas (el que presenta mayor volumen). está asociado a cuencas evaporíticas. Principalmente cristaliza en la interfase aire-salmuera. mientras que un color lechoso indica alta).49 Petrología sedimentaria II Estos tipos de yeso están asociados a cementos de yeso como el yeso fibroso o el yeso Poiquilotópico. con saturación baja se dan cubos macizos transparentes. También se puede encontrar halita dentro de sedimentos encajantes mediante crecimiento desplazativo. . se obtienen cristales Hopper piramidales y placas flotantes (rafts. Estos sobrecrecimientos formaran nuevos cubos macizos con saturación baja y con alta sobrecrecimientos de Hopper.  Yeso poiquilotópico: presenta grandes cristales. entre 340-360‰. La morfología depende del grado de saturación de las aguas. aquí hay una alta saturación y fuerte evaporación. se necesitan salmueras muy concentradas.  Litofacies: o Halita bandeada o laminada: se asocia con ambientes marinos profundos. estas suelen formar porosidad móldica muy definida al disolverse. En microscopio se observan intercalaciones de bandas oscuras (sedimento retenido). Estas facies son indicativas de centro de cuenca.  Características mineralógicas y ópticas: Su fórmula es NaCl. y con alta se dan morfologías de tipo Hopper. se producen sobrecrecimientos. Otras veces el bandeado indica la presencia de otros minerales asociados genéticamente como las potasas o la anhidrita. Estos se van acumulando en el fondo. En visu presenta cristales euhedrales muy bien desarrollados y transparentes (lechoso cuando tiene inclusiones de la salmuera). o Halita detrítica: es muy rara su preservación. Mediante este modelo se intenta explicar la crisis del Messiniense. Dan como resultado litofacies bandeadas. Se producen ciclos de desecación. o Supramareal costero: son salinas en las que se recargan diariamente de agua marina. pueden formar oolitos de sal (Haolitos). Se forman por erosión de costras salinas que se disgregan. En las evaporitas actuales se da en salinas someras con importante evaporación. por precipitación intersticial y al disolverse forma una porosidad móldica muy marcada. formando costras salinas de halita. Ambientes de formación: o Ambiente profundo: se produce precipitación libre en un cuerpo de agua aislado y que se encuentra permanentemente bajo el nivel de oleaje.50 Petrología sedimentaria II  o Halita intersticial: se forma en diagénesis tempranas. Se produce una distribucion en ojo de buey. Se asocian con tormentas de viento. . si después de esta temperatura sigue su deshidratación . el grado de estabilidad de la sílice depende del pH. como porcelana y como gemas. esta fase esta interestratificada en láminas silíceas alternantes de cristobalita y tridimita formando lepiesferas. sin cristalinidad. estos últimos aparecen como respuesta a reemplazamientos minerales. Tiene relieve alto. Con nicoles paralelos se ve de color pardo. Otro origen es la transformación de minerales de la arcilla o de suelos ricos en sílice (silcretas)  Modos de aparición de la sílice: Aparecen estratificados en cherts estratificados (por ejemplo las radiolaritas) o puede aparecer en cherts nodulares dentro de un sedimento. como material de construcción. Están asociadas a ambientes pelágicos marinos y continentales lacustres. Se les conoce también como radiolaritas. Ópalo CT (Cristobalita-Tridimita): presenta una fase mineral. lo que le da una resistencia y densidad muy altas y hace que se rompa en fracturas concoidales. Flint. tanto para rocas como para sedimentos. porcelanita. por esta razón es difícil encontrarlo en depósitos de más de 20 m. esto se produce a altas presiones y temperaturas (entre 20-30ºC) y durante un periodo de 10 m. Se diferencian dos tipos: o o Ópalo A (SiO₂ · nH₂O): es la sílice amorfa.… A parte también se forman rocas sedimentarias siliciclásticas como las diatomitas (por acumulación de diatomeas). Los restos tienen mucha porosidad inter e intrapartícula. nos dará información del ambiente de sedimentación. Se comporta como un vidrio. este tipo de rocas tienen alta porosidad y son friables (capacidad de los granos abrasivos de romperse y auto-afilarse bajo presión). jaspe. es típico que crezcan con el carbonato como caja o en evaporitas. A medida que evoluciona la diagénesis va perdiendo agua. o Inorgánico: puede tener origen endógeno. El término genérico de estas rocas es chert/sílex (este último usado sobretodo en arqueología).  Origen de la sílice: puede ser orgánico e inorgánico. la fase mas metaestable y por lo tanto el primero en precipitar y en disolverse. es una fase minerales muy hidratada (>10% de agua) e inestable. El principal interés económico es para la industria óptica como vidrio. relacionado con vulcanismo (se forma por desvitrificación de vidrios volcánicos) e hidrotermalismo. radiolarios y esponjas. es homogéneo aunque puede presentar pequeños nódulos. También pueden aparecer como cementos en otros cherts o en carbonatos ocupando la porosidad. se forma por acumulación de restos biogénicos..51 Petrología sedimentaria II Tema 14: Rocas Silíceas INTRODUCCIÓN: No son tan importantes volumétricamente como los carbonatos o las rocas siliciclásticas. Son depósitos formados por acumulación de sílice (>95% sílice e impurezas) tanto orgánica como inorgánica dentro del ambiente.a. por lo que con nicoles cruzados se verá casi isótropo. Aunque el ópalo A no se empieza a deshidratar hasta los 20-30º. lidita. La textura cristalina es muy fina. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA Y EVOLUCIÓN BIOGENÉTICA:  Ópalo: El ópalo es sílice hidratado. A partir de la deshidratación de este (se usa el termino de envejecimiento) se obtiene el ópalo CT. El ópalo (sílice amorfa) tiene menor resistencia a la disolución que el cuarzo. o Orgánico: Se forma por acumulación de organismos con esqueleto silíceo (normalmente planctónicos) como diatomeas. Para que se produzca la disolución de la sílice se necesitan pHs muy bajos (a 25ºC se necesita un pH de 9) y para que se decante se necesitan pHs altos.a. fabricación de pinturas (polvo silíceo). no se transforma completamente hasta los 50º.  Solubilidad de la sílice frente al pH: En geología se usan para definir ambientes. por lo que se le puede encontrar brechificado. Se observa que el cierre de porosidad no es homogéneo como en los sedimentos terrígenos. un reemplazamineto mineral de ópalo por cuarzo y se cierra la porosidad primaria.52 Petrología sedimentaria II se pasa a cuarzo. o o Textura en mosaico: suelen tener morfología equant o drusy. 52Elongación positiva 1  Evolución diagenética: Se denomina proceso de maduración de la sílice (o envejecimiento). Se les denomina microcuarzo (62-4 µm) o megacuarzo (>62 µ) Textura fibrosa: se divide en calcedonia. Al insertar la cuña de cuarzo. un incremento de la deshidratación y de la cristalinidad (difractograma. Se forman por acumulación directa de restos esqueléticos silíceos (Ópalo A) o como desvitrificación de vidrios volcánicos (menos frecuente). Se forma en ambientes continentales lacustres o marinos profundos. tiene una densidad muy alta. La lutecita y la calcedonia se diferencian entre ellas porque la lutecita presenta habito hexagonal. se produce una deshidratación del sustrato. el aumento de la temperatura y la composición de la roca caja. En carbonatos y evaporitas se favorece la deshidratación y en arcillas se inhibe. cuarcina y lutecita. se forman barros silíceos (los organismos que lo suelen formar son microplancton) de oozes de radiolarios y diatomeas sin consolidar. normalmente se destruyen todas las texturas deposicionales. Se encuentra muy ordenado y puede formar texturas fibrosas o en mosaico. con nicoles cruzados presenta aspas cada 60º debido a la orientacion de sus cristales. CLASIFICACIÓN DE CHERTS:  Bedded cherts: Son depósitos laminados de gran espesor. (por esto no aparece en el hasta el cretácico)  Cuarzo: Presenta un relieve más bajo que el ópalo. Los factores que influyen son la profundidad de enterramiento.a. si no que se producen escalones que corresponden a las condiciones en las que las fases minerales se hacen inestables. Esto se produce a una profundidad de 500 metros. siendo positiva en la lutecita y cuarcina y negativa en la calcedonia. Es difícil encontrarlo en sedimentos de más de 144 m. Como consecuencias. al formarse al perder toda el agua de la estructura. A medida que aumenta el grado diagenético se va produciendo una recristalización del ópalo. . Esta última se produce por debajo del nivel de compensación de carbonatos (CCD) y hasta el OCD que se encuentra a 6000m. se produce una elongacion de la birrefringencia. en la cuenca del paleógeno de Madrid tanto en yesos como en carbonatos y en carbonaticos jurasicos de la cordillera ibérica. . yesos y arcillas. o por aguas diagenéticas ricas en sílice que producen transformaciones en los minerales de la arcilla. Se forman por reemplazamientos minerales de minerales por sílice (silicificación) en otras litologías. principalmente en carbonatos. Son frecuentes en carbonatos continentales y marinos (tanto de plataforma como pelágicos). Se origina por sílice biogénica diseminada en el sedimento.53 Petrología sedimentaria II Una importante formación son los chert marinos del Paleozoico que se encuentran en Menorca y continental los de la cuenca neógena de Madrid. Se pueden encontrar en los chalks británicos.  Nodular cherts: Se forman nódulos y capas nodulares (coalescencia de nódulos) en las que se unen varios.