UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERIA
Petrología de Rocas Sedimentarias (GE-434)
Humberto Chirif Marzo 2011
Contenido 1. Introducción 1.1. Conceptos básicos 1.2. Fases de un estudio petrológico 1.3. Factores del ciclo sedimentario 1.4. Grupos de rocas sedimentarias 1.5. Importancia de las rocas sedimentarias Pl. Práctica del capítulo 1 P1.1. Reconocimiento de rocas representativas de los cuatro grupos P1.2. Principales minerales formadores de rocas sedimentarias P1.3. Elementos de las rocas sedimentarias P1.4. Empaques y contactos entre granos P1.5. Porosidad y permeabilidad P1.6. Texturas de rocas sedimentarias 2. Generalidades sobre la diagénesis 2.1. Introducción 2.2. Factores de la diagénesis 2.3. Estadios de la diagénesis 2.4. Soluciones involucradas en la diagénesis 2.5. Descomposición de materia orgánica 2.6. Diagrama Eh-pH 2.7. Condiciones de estabilidad de algunos minerales diagenéticos 2.8. Disolución y precipitación. Porosidad secundaria y cementación P2. Práctica del capítulo 2 Métodos de estudio de rocas sedimentarias 3. Rocas silico-clásticas 3.1. Generalidades 3.2. Clasificación 3.3. Psefitas o ruditas 3.3.1. Definición y clasificación 3.3.2. Conglomerados 3.3.3. Brechas 3.4. Psamitas o areniscas 3.4.1. Definición y clasificación 3.4.2. Generalidades sobre petrología de areniscas 3.4.3. Petrografia de areniscas 3.4.4. Diagénesis de areniscas 3.4.5. Porosidad secundaria de areniscas 3.5. Pelitas 3.5.1. Definición y clasificación 3.5.2. Petrografia de las pelitas 3.5.3. Diagénesis de las pelitas 3.5.4. Porosidad y permebilidad P3. Práctica del capítulo 3 P3.1. Muestras de contacto de rocas sílico-clásticas P3.2. Aplicaciones de cátodoluminiscencia, DRX y REM P3.3. Control de calidad de rocas sílico-clásticas según el uso
4. Rocas carbonatadas 4.1. Minerales formadores de rocas carbonatadas 4.2. Factores que condicionan la formación de carbonatos 4.3. Ambientes de formación 4.4. Diagénesis 4.5. Elementos petrográficos 4.5.1. Litoclastos 4.5.2. Organismos 4.5.3. Granos no esqueletales 4.5.4. Matriz o micrita 4.5.5. Cemento o esparita 4.5.6. Porosidad 4.6. Clasificación 4.7. Características petrográficas de las calizas P4. Práctica del capítulo 4 P4.1. Tinción y réplicas de acetatos P4.2. Métodos instrumentales de estudio de rocas carbonatadas P4.3. Muestras de contacto y control de calidad según el uso
8. Recursos energéticos de origen orgánico asociados a rocas sedimentarias 8.1. Materia orgánica en sedimentos y su descomposición diagenética 8.2. Carbón 8.2.1. Ambientes de formación 8.2.2. Carbonización o coalificación 8.2.3. Clasificación 8.2.4. Parámetros de control de calidad del carbón 8.3. Hidrocarburos fósiles 8.3.1. Ambientes de formación 8.3.2. Proceso de formación 8.3.3. Cambios durante la migración 8.3.4. Clasificación 8.3.5. Propiedades de los hidrocarburos
8.3.6. Rocas generadoras (roca madre) 8.3.7. Rocas reservorio P8. Práctica del capítulo 9 P8.1. Muestras de contacto de carbón P8.2. Muestras de contacto de hidrocarburos
Anexo 1.
Equilibrio químico y estabilidad de minerales
Referencias bibliográficas
1.4.
Grupos de rocas sedimentarias
Según los procesos que más han influido en la formación de las rocas sedimentarias se pueden reconocer cuatro grupos: Clásticas, organógenas, de precipitación química y volcanosedimentarias. En el cuadro 1.1 se resumen las características y se dan ejemplos. En los capítulos 3 al 8 nos ocuparemos respectivamente de cada uno de los siguientes tipos de rocas: sílico-clásticas, carbonatadas (organógenas e inorgánicas), siliceas (organógenas e inorgánicas), evaporíticas, fosfóricas (organógenas e inorgánicas) y volcano-sedimentarias. Rocas elásticas
Rocas organógenas
Resultan de la acumulación mecánica de fragmentos líticos y minerales disgregados de rocas preexistentes. Mayoritariamente están formados por silicatos, por lo que también se les denomina rocas sllicoelásticas o epiclásticas. - Psefitas o ruditas - Psamitas o areniscas - Pelitas
Formadas por minerales y materiales precipitados en soluciones acuosas por la acción de organismos o constituidas en gran parte por restos orgánicos. - Calizas orgánicas - Rocas silíceas orgánicas - Rocas fosfóricas orgánicas - Carbón y petróleo
Rocas de precipitación química Formadas por acumulación de minerales precipitados directamente de soluciones acuosas por procesos químicos inorgánicos o por reacción entre minerales y soluciones acuosas. - Rocas evaporíticas - Rocas ferríferas - Calizas - Rocas silíceas - Rocas fosfóricas
Rocas volcanosedimentario Formadas por piroclastos transportadas y depositadas sobre la superficie del suelo, en lagos o en el mar.
- Tufitas
Cuadro 1.1.- Características y ejemplos de los cuatro grupos de rocas sedimentarias.
1.5.
Importancia de las rocas sedimentarias
A parte de proporcionarnos información sobre las condiciones de forma-ción, las rocas sedimentarias son importantes por albergar yacimientos metálicos, generar o almacenar hidrocarburos, albergar depósitos de carbón y por constituir rocas industriales y ornamentales. En el cuadro 1.2 se indican los aspectos económicamente más importantes de los diferentes tipos de rocas sedimentarias. METALES RUDITAS
Au
HII)ROCARBUROS Reservorio
ARENISCAS
Au
Reservorio
Si
PELITAS
(Au)
Generador
Si
CALIZAS
Pb-Zn Polimetálicos
(Reservorio) (Generador)
Cal Cemento Vidrio
Trampa
Sal / Yeso
SILICEAS EVAPORITAS FOSFORITAS
CARBON
ROCA INDUSTRIAL
ROCA ORNAMENTAL
Vidrio
Laja Pizarra Caliza Tavertino
Fertilizante
Cuadro 1.2.- Importancia económica de algunos tipos de rocas sedimentarias.
5
Pl. Práctica del capítulo 1
P1.1. Reconocimiento de rocas representativas de los cuatro grupos A) B) C) D)
Grupo epiclástico o terrígeno o sílico-clástico Grupo organógeno Grupo químico Grupo volcano-sedimentario
P1.2. Principales minerales formadores de rocas sedimentarias En las diferentes etapas del ciclo sedimentario se liberan y forman minerales que pasarán a constituir la roca ya sea como granos, matriz, cemento, aloquímicos u ortoquímicos. En el cuadro 1.3 se indica el modo de ocurrencia de los principales minerales formadores de rocas sedimentarias.
Mineral
Modo de ocurrencia
Granos detríticos (mono y policristalinos) cemento, capas y venillas.
Cuarzo
,
Calcedonia, sílice amorfa Ortosa, microclina, plagioclasa
Cemento, reemplazamiento, capas y venillas.
Cloritas, caolinita, illita, monmorillonita
Granos detríticos (por lo general alterados a arcillas). También origen autígeno. Detrítico en rocas pelíticas y en menor frecuencia en areniscas. Autígeno en etapas avanzadas de diagénesis. Detrítico en rocas pelíticas, cemento en arenisca y reemplazamiento en feldespatos.
Glauconita
Partículas sinsedimentarias.
Calcita, dolomita
Granos, matriz, cemento y reemplazamiento.
Muscovita, biotita
Yeso, anhidrita, halita Colofana Pirita Magnetita Hematina, limonitas
Cristales anhedrales hasta euhedrales, principalmente en evaporitas y en rocas carbonatadas alteradas. Ooides, pellets, nódulos, capas. Cristales y agregados autígenos. Detrítico. Pigmento y alteraciones .
Cuadro 1.3.- Principales minerales formadores de rocas sedimentarias y modo de ocurrencia.
P1.3. Elementos de las rocas sedimentarias (Ver figura 1.1) - Detrito.- Material suelto procedente de la disgregación de rocas preexistentes. Terrígeno Detrito procedente de un área situada fuera de la cuenca de sedimentación, a la que llega en estado sólido mediante transporte . -
6
▪
▪
10000
•
6000 4000
./
2000
Permea bilida d (m d)
1000 600 400 200
Ak19111
A 41t/h :VI AA?Is / .. 5 • • ..5. O óo P * • I • •' 0.
—
o
— —
•
20 _
a
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74,: 1
A
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o Arenisca gruesa
,1
•
Arenisca mediana
■ /
A
Arenisca fina
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▪
Limolita
A
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1
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100 60 — 40 —
2
á
• ev •
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■ Argilita
■
1
4
1
1
8
1
i: 1
12
1
1
16
1
20
1
24
28
32
36
Porosidad (%)
Figura 1.7.- Relación entre porosidad y permeabilidad en diferentes tipos de rocas sedimentarias según CHILINGAR (1964).
P1.6. Texturas de las rocas sedimentarias Las texturas de las rocas sedimentarias dependen del tipo de roca (clástica, organógena, química) y de factores tales como la granulometría, clasificación, morfometría, disposición de los componentes, porosidad, grado de cementación, diagénesis, etc. Las texturas son muy variadas y deben ser estudiadas a diferentes escalas de observación. Su estudio nos proporciona información sobre las condiciones de formación de la roca. A continuación se muestra una propuesta de clasificación de las texturas sedimentarias: Según el grupo de roca Clástica Organógena Química Según el tamaño de grano Gruesa, media, fina, microcristalina, criptocristalina Según la relación de tamaño de los componentes Equigranulares, inequigranulares Según la distribución de los componentes Masiva Seriada 9
Bandeada Ondulada Según la morfología de los componentes Nodulosa Oolítica Pisolítica Granular Bioformas Bioclastos Según la relación grano/matriz Grano-sostenida Matriz-sostenida Según la porosidad Poros primarios, poros secundarios Poros orientados, poros caóticamente distribuidos Poros concordantes, poros discordantes Poros milimétricos, microscópicos, submicroscópicos Poros regulares, poros irregulares Texturas diagenéticas Cíclica Fibrosa Coloforme Dendrítica Brechoide, brechoide de disolución Esferulítica Granular de recristalización Porfidoblástica De reemplazamiento, de reemplazamiento seudomórfico De relleno de microfracturamiento
10
2. Generalidades sobre la diagénesis 2.1. Introducción
Diagénesis es el conjunto de procesos fisicos y químicos, orgánicos o inorgánicos, que llevan a la consolidación de una roca a partir de sedimentos. Estos procesos se verifican en un rango de temperatura que va desde temperaturas ambientales hasta los 200 a 350°C en que comienza el metamorfismo (ver figura 2.1). Los procesos diagenéticos son compactación, disolución, cementación, recristalización y reemplazamiento. El primero es un proceso físico, mientras que los otros involucran principalmente cambios químicos. Los organismos pueden originar tanto cambios fisicos (bioturbaciones) como químicos (alteración bacterial de la materia orgánica por ejemplo). En sedimentos sueltos recién depositados la porosidad es alta, los granos minerales están expuestos a la acción del oxígeno y del bióxido de carbono, la materia orgánica se descompone y el pH del medio decrece. Con el enterramiento y compactación disminuye la porosidad y con ello la acción del oxígeno y bióxido de carbono; el medio se hace cada vez más reductor. Con el incremento de temperatura y presión se favorecen las reacciones entre minerales y soluciones intersticiales, y en consecuencia se destruyen algunos minerales y se forman otros, la composición de las soluciones cambian, estas migran y el sistema busca constantemente su estado de equilibrio. El límite entre diagénesis y metamorfismo no siempre es claro. Los primeros minerales metamórficos en formarse son la prehnita, pumpe-llita, lawsonita y laumontita, que ocurren en metatufitas; en otras rocas sedimentarias o metasedimentarias la determinación del límite entre diagénesis y metamorfismo se verifica a través de estudios del grado de cristalinidad de illita, de la reflectancia de vitrinita, de la coloración de conodontes o de inclusiones fluidas.
NO SE VERIFICA EN LA TIERRA
a.
1 10
33
Profu n d idad (km)
66
20
METAMORFISMO
DIAGÉNESIS
1 200
400
600
Temperatura (°C)
Figura 2.1.- Límites de la diagénesis en el diagrama Presión-Temperatura. El límite entre la diagénesis y el metamorfismo varía según el tipo de roca.
11
2.2.
Factores de la diagénesis
Como ya se mencionó, los procesos diagenéticos son compactación, disolución, cementación, recristalización y reemplazamiento. Ellos están condicionados por diversos factores, entre los que tenemos: -
Composición primaria de los granos (minerales estables, inestables, dúctiles, frágiles), Composición primaria de la matriz, Geometría de los granos (tamaño, forma selección), Porosidad y permeabilidad, Composición de las soluciones, Eh y pH del sistema, - Presión litostática, - Presión hidrostática, - Temperatura, Tiempo. 2.3.
Estadios de la diagénesis
A lo largo de los procesos diagenéticos se reconocen estadíos que, según las escuelas y autores, reciben diferentes nombres. La escuela rusa se refiere con el término "epigénesis" a los cambios que ocurren en superficie y en los cuales interviene el quimismo de los propios materiales, el agua, la actividad de organismos y los agentes atmosféricos; mientras que con el término "metagénesis" se refiere a los cambios posteriores . En geología de hidrocarburos, basados en la descomposición de la materia orgánica, reconocen los siguientes estadios: - Diagénesis.- hasta aproximadamente 50°C - Catagénesis.- 50 a 200°C. Etapa principal de formación del petróleo - Metagénesis.- mayor a 200°C. Etapa de formación de gas.
CHoQurrrE & PRAY (1970) basándose en la evolución de la cuenca reco-nocen los siguientes estadios (ver figura 2.2): - Eogénesis cambios ocasionados en el ambiente deposicional. - Mesogénesis.- cambios durante el enterramiento y hundimiento. Telegénesis.- cambios durante el levantamiento. -
-
Otras clasificaciones basadas en el tiempo o en el grado de madurez reconocen los siguientes estadíos: Basados en el tiempo:
Basados en la madurez
- Diagénesis temprana - Diagénesis media - Diagénesis tardía Diagénesis inmadura Diagénesis madura - Diagénesis supermadura -
-
12
sílice amorfa son poco solubles y en consecuencia tienden a precipitar; mientras que bajo condiciones alcalinas estos minerales son solubles. En soluciones subsaturadas a condiciones de pH < 9 la forma más estable de la sílice es de monómeros de Si(OH)4 -; mientras que a condiciones de pH > 9 la forma estable son polímeros de (Si(OH) 5 ' 1-20)- que facilitan la disolución. La presencia de A1 +3 y Fe+3 en el sistema favorece la precipitación de sílice y la de Mg ' 2 y Ca+2 favorece su disolución. Con el incremento de temperatura aumenta la solubilidad de la sílice.
5000 Calcita
So lu b ilidad (pp m Si02 )
1000
5
500 —
200 —
Sílice amorfo
100 50
20 — 10 — 5
Cuarzo
1 2
1
1 4
I
I 6
I
1 8
> pH
1 10
12
Figura 2.6 -Solubilidad de la calcita, cuarzo y sílice amorfo en función del pH del medio. Tomado de KRAUSKOPF (1967)
Carbonatos
La siguiente reacción explica el proceso de precipitación y disolución de carbonatos: CaCO3 + CO2 + H2O a Ca" + 2HCO3 Esta reacción es controlada principalmente por el pH, la concentración de CO 2 (expresada como presión parcial Pco2 ) y la temperatura. El pH del sistema es un factor muy importante de la precipitación y disolución de carbonatos. En la figura 2.6 se muestra que la variación de la solubilidad de la calcita depende fuertemente del pH del medio; un cambio mínimo del pH en una solución saturada puede provocar su disolución o precipitación. La Pco, es otro factor importante. Como se puede notar en la ecuación de precipitación y disolución, el incremento de la concentración de CO2 en el sistema favorece la reacción hacia la derecha (disolución) y el decremento favorece la precipitación. La figura 2.7 muestra la relación existente entre la solubilidad de la calcita y la Pco 2 del sistema; a mayor Pco, la calcita es más soluble. Una fuente de CO2 en el sistema es la decarboxilación termocatalítica (durante este estadio diagenético se disuelven partículas de carbonato). Por otro lado, la disminución de la Pco2 puede deberse a razones tales como el calentamiento del agua, 17
actividad fotosintética de algas, cese de respiración de organismos o a la mezcla de agua marina con agua meteórica. La temperatura también es un factor que controla la formación de carbonatos: a mayor temperatura la solubilidad disminuye y en consecuencia precipitan; tal es el caso de las plataformas carbonatadas en mares poco profundos de regiones tropicales. En cambio en zonas frías estos minerales dejan de ser estables y se disuelven. CaCO3 + CO2 + H 2O a C 1 2 + 2HCO3- + Q (Frío)
(Caliente)
0,6
T = 150°C
-,-,
O 0,2 .....
.15m z
o
0,0
1
o
1
1
20
1
40
1
1
1 60
60
100
Pc02 (atm) o
a 25°C -^\ HCO 3-
H2 CO3 -2 —
cñ o -4 —
-6 1
1 3
1
1 5
1
1 7
}
I 9
I
I 11
I 13
pH
Figura 2.7. Arriba: Variación de la solubilidad de la calcita en función de la presión interna de CO2 a 150°C según HOLLAND & BORCSIK (1965). Abajo: Variación del logaritmo de la actividad de carbonato y bicarbonato en función del pH. -
18
Feldespatos
Los feldespatos se disuelven por hidrólisis bajo condiciones ácidas dando origen con frecuencia a porosidad secundaria en areniscas. Las ecuacio-nes de reacción son las siguientes: 2KAlSi3 08 + 3H20 = 21(' + 20H- + 4SiO2 + Al2Si205(OH)4 2NaAlSi308 + 3H20 = 2Na + 20H- + 4Si02 + Al2 Si205(OH)4 Los principales parámetros que controlan la disolución de feldespatos son los siguientes: - Composición de los feldespatos - Tamaño de grano - Contenido de CO 2 en la solución - pH del agua de poros - Permeabilidad.
Sulfuros y sulfatos
Los sulfuros en rocas sedimentarias se forman en ambientes reductores (ver figura 2.8), es decir ambientes con baja fugacidad de oxígeno, como por ejemplo sedimentos de grano muy fino y alto contenido de materia orgánica (la descomposición orgánica consume oxígeno y la baja permea-bilidad de los sedimentos impide que dicho elemento ingrese al sistema). En tales condiciones se forma hidrógeno sulfurado, cuya descomposición es muy importante en la formación de sulfuros: H2 S 1=> HS- + H+ E=5 21-1' + S -2 + ] 2 [S-2 ] [H2S]
KH2s=[
Podemos observar que en la constante de equilibrio de esta reacción la concentración de azufre es inversamente proporcional a la del hidrógeno, ó lo que es lo mismo, directamente proporcional al pH. En medios con pH alto la reacción se estabiliza con concentraciones de azufre altas; en consecuencia, en medios de pH alto se requiere de altas concentraciones de azufre para que el H2S se disocie y se puedan formar sulfuros. Mientras que en medios de pH bajo, será suficiente bajas concentraciones de azufre para que se formen sulfuros. En la figura 2.8 se puede notar que con el incremento gradual de [Hl (o decremento del pH) en el sistema, se forman sucesivamente magnetita, pirrotita y pirita (diseminaciones de dichos minerales en rocas pelíticas son relativamente frecuentes, por ejemplo pirita framboidal). Si el sistema se oxida, entraremos al campo de estabilidad de los sulfatos. La ecuación de oxidación-reducción es la siguiente: HS- + 202 <=> SO4-2 + El ambiente deposicional ha podido ser oxidante desde un principio, como es el caso de las evaporitas, donde se formarán por precipitación sulfatos (yeso y anhidrita) sin que previamente haya habido oxidación del ión sulfuro.
19
+0,8 -
i-ns
Sulfatos
+0,4 -
+0,4
SO 4
o _c
o Calcita
0,0
_
CaCO3
0,0
Pirita
H2S -0,4 -
-0,4 -
HS-1 4
ln
-
-2
0,0 _
2
+0,4
Hematita
e
o
+0,8
+0,8 -
SO4-
6
8
10 12
2
-0,4
Pirrotita
gnetita
!ti 6 8 4
t 10 12
2
4
6
10 12
pH
pH
pH
8
Figura 2.8 -Diagramas Eh-pH de los sistemas azufre (izquierda), hierro (centro) y carbonato-sulfato (derecha) a 25°C y 1 atm de presión total Tomado de BROKINS ( 1988) y GARREI,S & CIIRIST (1965) .
Arcillas Con el término arcillas nos referimos al material de grano menor a 4 tim compuesto por diversas especies minerales, entre las que predominan filosilicatos, seguidos de cuarzo, feldespatos, carbonatos y óxidos de hierro. Con el mismo término nos referimos también a un grupo de minerales de la subclase filosilicatos de composición alumínica con contenidos variables de agua, potasio, sodio entre otros elementos. En el presente curso emplearemos los términos material arcilloso y minerales de arcilla para diferenciar ambas acepciones. En la figura 2.9 se explica la clasificación de los filosilicatos en base al arreglo estructural de sus moléculas, en lo cual se basa a su vez la clasificación de los minerales de arcilla expuesta en el cuadro 2.1. Los minerales de arcillas poseen una carga neta superficial negativa que les permite absorber cationes y materia orgánica, lo que los hace intercambiadores de iones muy eficaces. Esto es de gran impacto en los medios de mezcla de aguas, tales como estuarios, desembocaduras de ríos o sedimentos con agua marina connata invadidos por acuíferos. B-arcilla + A± ca A-arcilla + Los minerales de arcilla son además muy suceptibles a sufrir cambios durante la diagénesis, por ello su determinación es muy importante para conocer el grado de evolución diagenética. Los cambios mineralógicos de arcillas que se producen durante la diagénesis se pueden resumir de la siguiente manera (PowERs, 1959; B1 YRS) , 1969 PERRY & HOWER, 1970; ScHMIDT, 1973; SCHMID F & PERRY, 1974; entre otros) :
Esmectita
Interest. E-I ---> Illita --> Clorita
Otros indicadores del aumento del grado diagenético según FoscoLos & son:
20
KODAMA
(1974)
3. Rocas sílico-clásticas 3.1.
Generalidades
Las rocas sílico-clásticas o epiclásticas o terrígenas son las formadas por detritos, es decir, fragmentos disgregados de rocas preexistentes (ígneas, metamórficas o sedimentarias) que han sido erosionados, transportados y depositados. Este tipo de rocas están constituidas por granos y matriz de mineralogía variable (cuarzo, feldespatos, anfiboles, arcillas, micas, cloritas, carbonatos, etc) y cemento generalmente silíceo, aunque también es frecuente el desarrollo autígeno de micas, arcillas y carbonatos. Su textura es elástica, con variaciones debidas al tamaño, forma y clasificación (selección) de los granos. Las características texturales, mineralógicas y geoquímica de las rocas elásticas, incluyendo las características morfométricas de los granos (esfericidad, redondez y selección granulométrica), nos brindan información sobre la fuente de aportes, el transporte, condiciones deposicionales y evolución diagenética. Los conceptos de madurez textural y composicional representan en ese sentido buenos indicadores para realizar interpretaciones petrológicas. La madurez textural indica que tanto han sido transportados, depositados o redepositados los detritos; este parámetro es una combinación del contenido de matriz y del grado de redondez y selección de los granos. La madurez composicional, definida como el ratio de minerales estables entre minerales inestables [(cuarzo+chert) / (feldespatos+fragmentos líticos)], nos permite inferir las condiciones químicas durante el transporte, deposición y diagénesis. Las rocas supermaduras, es decir de granos bien redondeados, bien seleccionados y con poca matriz, han sido intensamente retrabajadas (por ejemplo areniscas cuarzosas de frente de playa). En la figura 3.1 se muestran los diferentes grados de esfericidad, redondez y clasificación de los granos y en la figura 3.2 se explica el concepto de madurez textural. Otros aspectos que hay que tener en cuenta en el estudio de rocas elásticas son el empaquetamiento, la porosidad y la permeabilidad. El empaquetamiento está en función a las cantidades relativas de grano y matriz y a la compactación que haya habido durante la diagénesis. Si hay mayor cantidad de matriz y los granos se encuentran dispersos en ella sin tocarse (granos flotantes), decimos que la roca es matriz-sostenida. Y si hay mayor contenido de granos y estos se encuentran en contacto unos con otros, decimos que la roca es grano-sostenida. El tipo de contacto dependerá del desarrollo de la disolución por presión durante la diagénesis (ver figura 1.5). En cuanto a la porosidad de las rocas elásticas, se puede indicar que en las ruditas esta es principalmente primaria, en las areniscas puede ser primaria o secundaria por disolución de granos (mas frecuente en las arcosas), disolución de bordes (frecuente en grauvacas), y disolución de cemento. En las pelitas los poros primarios son de grano muy finos hasta submicroscópicos y mayormente no están interconectados (alta porosidad y baja permeabilidad). Cuanto mas fino, homogéneo y hojosos son los granos, menor será la permeabilidad de la roca (ver figura 1.7).
27
BAJA ESFERICIDAD
(.7 (;) 6)
O
ALTA ERIE SFDAD EDAD
() .)
CL
-
02 O 0O O
ogC 0 00(°
00 00
00\-1
0o
00 0
0° oc),
,0 0 o
2
Figura 3.1.- Grados de esfericidad, redondez (basado en PET11101IN et al., 1973) y de clasificación o selección granulométrica (según ANS TEY & CI IASE, 1974).
A) Anguloso 1) Mal
B) Subanguloso 2) Mediano
INMADURA
D) Redondeado. 4) Muy bien clasificado.
C) Subredondeado 3) Bien
SUBMADURA
SUPERMADURA
MADURA Poco o nada de matriz
-4—Mucha matriz )' 4 Mala clasificación
uena clasificación
Granos no redondeados
11■ 1
'lle— redondeados Granos —1111'
% de term inación
100 o U) a) o
2
Q o
a)
Figura 3.2.- Madurez textural de las rocas elásticas en función del grado de redondez selección de los granos (según FOLK, 1951).
28
Clasificación
3.2.
La clasificación de las rocas elásticas se basa en el tamaño de los granos, empleándose para ello la escala de Wentworth (ver figura 3.3). Este esquema de clasificación reconoce tres grupos de rocas elásticas (psefitas o ruditas de grano mayor a 2 mm, psamitas o areniscas de grano entre 2 y 1/16 mm, y pelitas de grano menor a 1/16 mm). Sin embargo en la naturaleza es frecuente encontrar rocas intermedias entre ruditas, arenas, limos y arcillas, así como rocas intermedias entre clásticas y carbonatadas. En la figura 3.4 se muestran esquemas de clasificación especiales para dichas rocas transicionales y en la figura 3.5 se presenta una clasificación especial para areniscas con componentes carbonatados. Tamaño (mm)
Sedimentos
Rocas
Bloques
ce
Boubles
I ctLu in
vi o o E ia. o . o.
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256 Ripios Cobble 64
N
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II-I u)
Granule —
a.
2 Arena muy gruesa
Arenisca muy gruesa
Very coa rse sand
Very coarse sandstone
1 Arena gruesa
Arenisca gruesa
Coarse sand
Coarse sandstone
0,5
in ct c
Arena media
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6I— <
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Arena fina
Arenisca fina
Fine sand
Fine sandstone
(f) O 2 z < co
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Medium sandstone
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0,25
u.)
Arenisca media
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Medium sand
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0,125
W W <
Arena muy fina
Arenisca muy fina
Very fine sand
Very fine sandstone
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a_
— 0,0625 Limo grueso Coarse silt 0,0312 Limo medio Medium silt 0,0156
vi E Li-
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Limo muy fino
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Limo fino 0,0078
Very fine silt
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a.
<
'— 1.1" w a
— 0,0039 Arcilla
Argilita
Clay
Claystone 1 Argillite
Figura 3.3. Clasificación de los sedimentos y rocas sedimentarias elásticas en función al tamaño de -
grano. En color verde se indican los nombres en inglés y en color azul en griego y latín. 29
Grava (>2 mm)
MELGAREJO (1997)
Rudita
/
Rudita Rudita areniscosa lutítica Arenisca rudítica
Lutita rudítica Lutita
Arenisca
Arena (0,062-2 mm) PICARD (1971)
Fango (<0,062 mm) Arcilla (<4 pm)
Arena (62-2000 pm) FÜCHTBAUER (1959)
1 = Argilita 2 = Argilita arenosa 3 = Argilita limosa 4 = Lodolita arcillosa 5 = Lodolita arenosa 6 = Lodolita limosa 7 = Arenisca arcillosa 8 = Arenisca limosa 9 = Arenisca 10 = Limolita arcillosa 11 = Limolita arenosa 12 = Limolita. Limo (4-62 pm)
Carbonatos
Arena
Limo
(62-2000 pm)
(4-62 pm)
c = caliza ca = caliza arenosa cal = caliza areno-limosa cla = caliza limo-arenosa cm = caliza margosa m = marga ac = arenisca calcárea acl = arenisca calcárea-limosa alc = arenisca limosa-calcárea al = arenisca limosa a = arenisca la = limolita arenosa lac = limolita areno-calcárea lea = limolita calcárea-arenosa Im = limolita margosa L = limolita
Figura 3.4.- Sistemas de clasificación de rocas elásticas intermedias entre diferentes fracciones granulométricas (arriba y - centro) e intermedias entre elásticas y calizas (abajo).
30
> 50% DE LOS GRANOS SON CARBONATICOS
ARENISCA NO CARBONATICA
ARENISCA CARBONATICA
SILICOCLASTOS ALOCLASTOS NO CARBONATICOS
A o
1
4-)
ARENISCA SILICICLASTICA O SILICOARENITA
ARENISCA ALOCLASTICA O ALOARENITA
CALCILITOCLASTOS
CALCILITOCLASTOS
ALOCLASTOS CARBONATICOS
ALOCLASTOS CARBONATICOS
ARENISCA CALC I LITICA O CALC I LITOARENITA
CALCA ENITA
_
SI LICOCLASTOS >50% DEL TOTAL DE LA ROCA
SILICOCLASTOS <50% DEL TOTAL DE LA ROCA
ALOCLASTOS NO CARBONATICOS >50% DEL TOTAL DE LA ROCA
ALOCLASTOS NO CARBONATICOS <50% DEL TOTAL DE LA ROCA ,
CALCILITOCLASTOS >50% DEL TOTAL DE LA ROCA
SILICOARENITA PURA
SILICOARENITA MIXTA
ALOARENITA PURA
ALOARENITA MIXTA
CAL CILITOAREN ITA PURA
,
CALCILITOCLASTOS <50% DEL TOTAL DE LA ROCA ,
f•ALOOCLASTOS '\ CARBONATICOS >50% DEL TOTAL DE LA ROCA
ALOCST C ONATICOS <50% DEL TOTAL DE LA ROCA ) r
CALCARENITA PURA
CALCARENITA MIXTA
O CALCILITOAREN ITA MIXTA
3.3.
Psefitas o ruditas
3.3.1. Definición y clasificación Psefitas o ruditas son rocas sílico-clásticas con más de 25% de componentes mayores a 2 mm inmersos en matriz arenosa, limosa, arcillosa, carbonatada o formada por una mezcla de estas. Según la forma de sus componentes mayores a 2 mm, las ruditas se clasifican en conglomerados (formas redondeadas) y brechas (formas angulosas), existiendo una gradación completa entre ambas. Por la litología de los clastos las ruditas pueden ser monomícticas (compuestas por un sólo tipo de roca), oligomícticas (pocos tipos de rocas) o polimícticas (muchos tipos de rocas). El tipo de roca más abundante entre los clastos se puede indicar en la denominación de la rudita (por ejemplo conglomerado de calizas, brecha de mármol). Por su origen las ruditas se clasifican en extraformacionales (o extraclásticas) e intraformacionales (o intraclásticas). Las primeras son las que se forman por detritos que han sufrido transporte, mientras que las segundas se han formado en el seno de una misma unidad estratigráfica durante la deposición (con transporte local) o inmediatamente después de ella. Un caso especial lo constituyen las seudoruditas formadas por disolución de determinados componentes y colapso de los restantes dentro de un mismo estrato. El cuadro 3.1 muestra los diferentes tipos de ruditas según su origen, forma de los clastos y litología.
Por deposición
Por disolución
Clastos angulosos
Litología
Ortoconglomerados Paraconglomerados
Brecha
Monomícticas Oligmícticas Polimícticas
Intraformacionales
Conglomerados blandos
Brechas internas
Monomicticas Oligmícticas
Intraformacionales
5'etedoconolornerados
Seudobrechas
Monomícticas Oligmícticas
Origen
Clastos redondeados
Extraformacionales
Cuadro 3.1.- Tipos de ruditas por su origen, grado de redondez de los clastos y litología.
3.3.2. Conglomerados Son ruditas donde más del 50% de los clastos se encuentran redondeados. Mayormente son de origen extraformacional con un considerable transporte, aunque también existen de origen intraformacional. Los primeros se clasifican según el tipo de matriz en ortoconglomerados y paraconglomerados.
32
La evolución diagenética en conglomerados se manifiesta por cambios en la matriz, tales como desarrollo de cristales epitácticos o "parches" de carbonatos o de silice, disolución selectiva, erosión de matriz, grado de cristalinidad de arcillas, etc. y en casos extremos hasta deformación de los cantos. Según el tipo de matriz los conglomerados se clasifican en ortoconglomerados y paraconglomerados.
Ortoconglomerados.- Presentan matriz arenosa o areno-limosa. Pueden ser monomícticos, oligomícticos o polimícticos. Se forman por disgregación de roca preexistente y transporte en una corriente de alta energía. Durante el transporte los clastos alcanzan un grado de redondez alto y la matriz areno-limosa se forma por la mezcla del material fino original con el producto de la disgregación de algunos cantos. Los depósitos aluviales, fluviátiles, las secuencias marinas transgresivas, los frentes de playa con alta pendiente y las turbiditas proximales son depósitos propios de ortoconglomerados. La porosidad primaria de la matriz arenosa así como el desarrollo de cemento en ella repercuten en la calidad de la roca como reservorio. Paraconglomerados (o diamictita).- Presentan matriz limosa o limo-arcillosa y clastos subredondeados a subangulosos. La matriz ocurre en porcentajes variables entre 15 y 70%. Los paraconglomerados presentan en muchos casos apariencia laminada. Pueden ser monomícticos a polimícticos. Este tipo de ruditas ocurre principalmente en depósitos glaciares (finitas) y en menor medida en depósitos de flujo de lodo. Los paraconglomerados no son buenas rocas reservorio por el alto contenido de matriz limo-arcillosa. CAROZZI (1993) sostiene que una remota posibilidad de formación de porosidad secundaria en este tipo de rocas es por disolución de granos inestables (como feldespatos, minerales máficos, "parches" diagenéticos de carbonatos), pero no necesariamente será una porosidad efectiva. Conglomerados internos o intraformacionales.- Son aquellos que se forman por un brusco incremento de energía en un depósito de sedimentos finos (arcillas, lodo calcáreo o margoso) originando que masas de agregados lodosos adquieran formas redondeadas ("cantos blandos"). Este tipo de conglomerados son monomícticos. Conglomerados de disolución o seudoconglomerados.- Se forman cuando por la disolución de determinados componentes (evaporitas o carbonatos) los relictos adquieren formas subredondeados. Son exclusivamente monomícticos.
3.3.3. Brechas Brechas son ruditas en las que la mayoría de los clastos son de formas angulosas. Pueden ser de origen extraformacional con diferentes grados de transporte o intraformacional. Las primeras, o brechas deposicionales o sedimentarias, se clasifican según el tipo de depósito en brechas de escombrera, de flujo, de arrecife y de morrena. Las intraformacionales pueden ser brechas tectónicas (cizalla, fractura, pliegue), de disolución o internas. En la figura 3.6 se
33
representan los tipos de brechas en función de la litología y del movimiento relativo de sus componentes durante su formación. Brechas deposicionales o sedimentarias.- Son brechas extraformacionales. Brechas de morrenas.- Se caracterizan por la presencia de clastos muy mal clasificados con diferentes grados de redondez flotantes en matriz limo-arcillosa. Brechas de arrecife.- Se forman en los extremos de los arrecifes como producto de la acción de las olas y de la bioerosión. Los clastos son subangulosos a subredondeados, el contenido de matriz es bajo. Se puede desarrollar mucho cemento calcáreo. Brechas de flujo.- Se originan por flujos subacuáticos de limos o arcillas que transportan clastos de diferentes tamaños. En la base del depósito se acumulan los clastos con ordenamiento grano decreciente. - Brechas de escombrera.- Se forman cerca de la fuente. Presentan mala clasificación con clastos de diferentes grados de redondez, siendo los más pequeños por lo general más angulosos. Brechas internas.- Son aquellas que se forman en el contacto litológico dentro de una misma unidad estratigráfica como consecuencia de diferencias en el comportamiento mecánico. En la roca suprayecente se ha desarrollado una intensa cementación temprana, mientras que la roca infrayacente de grano más fino se conservaba aún como lodo. Ante esfuerzos externos la roca suprayecente tiene un comportamiento frágil y los clastos desprendidos de esta se hunden en el lodo infrayecente, dando así origen a la brecha interna: Roca entera en la parte superior y clastos sueltos con ajuste cada vez menor hacia abajo inmersos en material de grano más fino. Este tipo de brechas son mayormente monomícticas u oligomícticas y la porosidad secundaria puede ser variable. Son frecuentes en zonas orogénicas. También existen brechas internas formadas en medios subaeriales por la irrupción de una corriente de alta energía que destruye capas o costras parcialmente secas y las transporta localmente. A este tipo de brechas también se les conoce como tempestitas. Brechas tectónicas.- Pueden ser de pliegues, de fracturas o de cizalla. Las brechas de pliegue se presentan frecuentemente dentro de las brechas internas. Sus clastos son pequeños y flotantes. La matriz sobrepasa largamente a los clastos. Este tipo de brechas presentan una relativa alta porosidad. Brechas de fractura y de cizalla son mayormente monomícticas. Sus clastos son angulosos a subangulosos con diferentes grados de ajuste. Sus características varían en función a la magnitud de la fractura y al comportamiento mecánico y químico de la roca fracturada. Brechas de disolución o seudobrechas.- Son aquellas formadas por la disolución de determinados componentes (evaporitas o carbonatos) y el posterior colapso de los restantes. Los clastos de este tipo de brechas son exclusivamente monomícticos. El grado de ajuste es variable y son relativamente frecuentes las figuras geopetales asicomo reemplazamientos seudomórficos de los minerales disueltos.
34
Pettijohn et al. (1987) Glau9ac;a5s) cyoz.14K7 im.erilsca
Cuarzo grauvaca
m418°/'') Cuarzo arenita Subarcosa
Q
_Sublitarenita Grauvaca Grauvaca feldespática lítica A
FR
FR
Fisura 3.7b.- Sistema de clasificación de areniscas según
PETTIJOHN et al. (1987). A = Feldespato potásicos, albita y fragmentos de granito o gneis FR = Fragmentos líticos (FRS, FRV, FRM = sedimentarios, volcánicos, metamórficos). Q = Cuarzo y sílice
3.4.2. Generalidades sobre petrología de areniscas Las características texturales, mineralógicas y geoquímica de las areniscas nos brindan información sobre la fuente de aportes, el transporte, condiciones deposicionales y evolución diagenética. Veamos algunas características mineralógicas de los clastos que ayudan a inferir la fuente de los sedimentos: - La extinción ondulante en los cristales de cuarzo es consecuencia de deformación mecánica; esto es frecuente en rocas metamórficas y en menor proporción en intrusivos. La abundancia de granos de cuarzo con extinción ondulante en areniscas nos indica que la fuente de aportes probablemente haya sido un terreno metamórfico. - El color de cátodoluminiscencia del cuarzo también nos brinda información sobre la fuente de origen. FEJCHTBAUER et al. (1982) entre otros autores reportan los siguientes colores de luminiscenia de cuarzo de diferentes origenes: Violeta: Cuarzo-f3 de origen magmático o metamórfico de contacto que ha sufrido enfriamiento algo lento. Azul: Cuarzo-13 de origen magmático o metamórfico de contacto que ha sufrido enfriamiento rápido.
37
Marrón: Cuarzo-u de origen profundo, metamórfico que ha sufrido enfriamiento muy lento. Temperaturas entre 573 y 300°C. Rojizo:
Cuarzo-a. Stocks porfiríticos o material volcánico que ha sufrido enfriamiento rápido. Temperaturas menores a 573°C.
Verdoso: Origen hidrotermal. No luminiscencia: Cemento diagenético formado a temperaturas menores a 300°C. Sin embargo, el cemento silíceo de rocas evaporíticas puede presentar color de luminiscencia marrón. Existe una relación entre tipos de rocas y feldespatos que estas aportan como detritos, de tal manera que la naturaleza de este grupo de minerales también es importante para inferir la fuente. Así, los feldespatos provenientes de granitos son principalmente ortosa, microclina, pertita y oligoclasa; sanidina es el principal feldespato proveniente de volcánicos ácidos; labradorita proviene de rocas máficas y microclina y albita de rocas metamórficas. Los fragmentos líticos constituyen indicadores directos de la naturaleza del terreno de aportes. Los más frecuentes son fragmentos de granito, gneis, andesitas, cuarcitas y esquistos. Todos ellos ocurren preferentemente en areniscas medias hasta muy gruesas. Las inclusiones fluidas en el cemento permiten inferir las condiciones de temperatura y salinidad durante la diagénesis. - Investigaciones con microsonda electrónica en las diferentes generaciones de cemento permiten conocer la composición química del sistema durante las diferentes etapas diagenéticas. Análogamente al caso de las rocas ígneas, el comportamiento geoquímico de elementos mayores de las rocas sedimentarias es un reflejo directo de la mineralogía de sus componentes principales. Así por ejemplo, en la figura 3.8 (diagrama log[Si0 2/Al2031 vs log[Na-D/K201), se puede observar el comportamiento de diferentes tipos de psamitas, desde areniscas cuarzosas hasta grauvacas: las rocas cuarzosas pobres en matriz presentan ratio sílice/alúmina alto, en oposición a las grauvacas (ricas en matriz) en que dicho ratio es más bien bajo. Pero es en el reconocimiento del ambiente geotectónico de la zona de aportes donde el estudio de la composición química de areniscas adquiere especial importancia. En las figuras 3.9 a 3.13 se muestra una selección de diagramas geoquímicos de elementos mayores y trazas que permiten hacer tales reconocimientos. Los autores de dichos diagramas están indicados al pie de cada figura, todos ellos fueron tomados del libro de geoquímica de ROLLINSON (1996).
38
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cr) O
o ro. --117. U Rir
Óo 4.,.o. -1
0,5
1,0
1,5
2,0
Log(Si02/Al2 03 ) Figura 3.8.- Clasificación de las rocas terrígenas en el diagrama Log(Si02/Al203) vs Log (Na20/K2 0) según PETTIJOHN et al. (1972). Límites de los campos según HERRON (1988) en ROLLINSON (1996).
8 6 4 2
o
o
z
-2
•0
LL
-4 -6
T
P.~. pasivb
oce WI
. • .•
argen
activo
-8
-8 -6 -4 -2
.
i
i
0
2
4
6
8
Función 1
Figura 39.- Diagrama de discriminación del ambiente geotectónico de zonas de aportes de areniscas (BHATtA, 1983 en ROLL1NSON, 1996). FI = F2 =
0,0447 Si02 + 0,140 MgO - 0,0421 Si02 + 0,881 MgO -
- 0,972 TiO2 + 0,195 CaO + 1,988 TiO2 - 0,907 Ca0
+ 0,008 Al203 + 0,719 Na20 - 0,526 Al203 - 0,177 Na20
39
- 0,267 Fe203 + 0,208 FeO - 3,082 MnO - 0,032 K20 + 7,510 P205 + 0,303 - 0,551 Fe203 - 1,610 FeO + 2,720 MnO - 1,840 K20 + 7,244 P205 + 43,57
8 6
4
-6
Rocas ígneas intermedias
Rocas ígneas félsicas
Rocas ígneas máficas
Rocas sedimentarias cuarzosas
-8 2
0
-8 -6 -4 -2
4
6
8
Función 1 Figura 3.10.- Diagrama de discriminación de litología de zonas de aportes de areniscas y limonitas (ROSER & KoRsoi, 1988 en ROLLINSON, 1996). Fl =
- 1,773 TiO2
F2
0,616 CaO 0.445 TiO2 -- 0,438 CaO
+- 0.607 Al203 0,760 Fe203(TOTAL) - 1.500 MgO - 9,09 - 1,224 K2O I- 0.509 Na2O 0,070 Al203 - 0.250 Fe203(TOTAL) - 1,142 MgO - 6,861 + L426 K2O 1,475 Na2O
8 Rocas sedimentarias cuarzosas
6 4 2 0
•o
o
z -2 u_ -4 -6
Rocas ígneas máficas Rocas ígneas intermedías
Rocas ígneas félsícas
-8 -8 -6 -4 -2
0
4
2
6
8
Función 1 Fisura 3.11.- Diagrama de discriminación de litología de zonas de aportes de areniscas y limonitas (ROSER & KoRscH, 1988 en ROLLINSON, 1996). I F2 =
4 30.638 TiO2 ; Al203 - 12,031 Na2O ' Al203 56,500 1102 Al203 - 5,404 Na2O Al203
- 12,541 Fe203(TOTAL) Al203 - 6,382 35,402 K2O Al203 - 10.879 Fe203(TOTAL) Al203 - 3,890 + 11.112 K2O Al203
40
7.329 MgO i Al203 - 30.875 MgO Al203
1,2
0,3
1,0
o
0,8
Eij 0,2
o
6.1 0,6 0,4
0,1
0,2 2 4
2 4
6 8 10 12 14
(Fe203 + Mg0) (%W)
6 8 10 12 14
(Fe203 + MgO) (%W)
Figura 3.12.- Diagrama de discriminación del ambiente geotectónico de zonas de aportes de areniscas (BATEHA, 1983 en ROLLINSON, 1996). PM = Márgen Pasivo IA = Arco de Islas
ACM = Márgen Continental Activo 01 = Islas Oceánicas.
La
Zr/1 O
Sc
Th
Th
Sc
Figura 3.13.- Diagrama de discriminación del ambiente geotectónic de zonas de aportes de grauvacas (BHATIA & CROOK, 1986 en ROLLINSON, 1996). PM = Márgen Pasivo IA = Arco de Islas
ACM = Márgen Continental Activo OI = Islas Oceánicas.
41
3.4.3. Petrografia de areniscas Areniscas cuarzosas.- Son rocas formadas por más de 95% de cuarzo detrítico y menos de 5% de feldespatos (microclina, ortosa, albita) y muscovita detrítica. Entre los componentes accesorios se cuentan turmalina, circón, rutilo y apatito. Ocasionalmente se pueden observar también granos bien redondeados de chert o vidrio volcánico. La matriz es escasa y está constituida principalmente por arcillas, sericita, óxidos de hierro, cloritas y carbonatos. El cemento es mayormente silíceo (cuarzo, calcedonia, ópalo). Los granos por lo general se presentan bien redondeados y con alto grado de esfericidad. Esto, además de la matriz escasa, nos indica que las areniscas cuarzosas son rocas textural y composicionalmente maduras. Se pueden formar en sistemas eólicos, fluviátiles maduros, frentes de playa y plataformas terrígenas. Las areniscas cuarzosas con cemento silíceo son rocas macizas y muy resistentes a las que incorrectamente se les denomina "ortocuarcitas". Arcosas.- Son areniscas compuesta principalmente por feldespatos, cuarzo, fragmentos líticos y matriz de caolinita, sericita y en menor proporción illita y clorita. Los granos son mayormente gruesos, presentan baja esfericidad, formas angulosas a subredondeadas, selección más o menos mediana y porosidad variable hasta alta. Su cemento generalmente consiste en calcita, arcillas o limonita; cementos silíceos son raros. En muchos casos las arcosas no presentan cemento (o presentan muy poco) y se encuentran consolidadas por efecto de la presión. El color rojizo de estas rocas se debe no sólo a los feldespatos, sino también a finas películas de hematita alrededor de los granos, lo que indica sedimentación continental. Debido a la disgregación de granos, transformaciones y neoformaciones es dificil determinar la cantidad original de algunos minerales, como feldespatos y arcillas por ejemplo. En las arcosas, la cantidad de feldespatos originales tiende a disminuir y las arcillas a aumentar, esto último se conoce como "grauvaquización". Los feldespatos frescos son productos de la meteorización mecánica de fragmentos de roca, puesto que los feldespatos resisten poco a la meteorización química. Textura] y mineralógicamente son rocas inmaduras. Sus características petrográficas indican un recorrido corto de los sedimentos desde la fuente de aportes. Las arcosas se forman en condiciones de una intensa erosión y rápido enterramiento de rocas de composición granítica (magmáticas o gneises). Los ambientes deposicionales son por lo general aluvionales y fluviátiles. Litatenitas.- Son areniscas compuesta principalmente por fragmentos líticos, cuarzo, feldespatos y matriz arcillosa y en menor proporción feldespatos y cuarzo detrítico. Según la naturaleza petrográfica de los fragmentos de roca, las litarenitas se pueden clasificar como sedarenita, arenita volcánica o filarenita. La porosidad de las litarenitas es mayormente primaria y puede ser alta. La porosidad secundaria es producto de la disolución de feldespatos, pero generalmente este tipo de poros son rellenados por cemento arcilloso. Al igual que las arcosas, las litarenitas son rocas textural y mineralógicamente inmaduras. Sus ambientes deposicionales son mayormente aluvionales y fluviátiles en cuencas postorogénicas.
42
La porosidad de las litarenitas es mayormente primaria y puede ser alta. La porosidad secundaria es producto de la disolución de feldespatos, pero generalmente este tipo de poros son rellenados por cemento arcilloso. Las arenitas volcánicas pobres en feldespatos potásicos pueden constituir rocas reservorio de hidrocarburos. Grauvacas.- Son areniscas con alto contenido de matriz (15 a 75%). Están compuestas por granos de cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos en proporciones variables. Los granos de cuarzo generalmente se encuentran corroídos por la matriz o el cemento. Los granos presentan mayormente formas angulosas a subredondeadas de baja esfericidad; la selección y porosidad son variables. La matriz consiste en arcillas, sericita, cloritas, cuarzo, feldespatos y los cementos más frecuentes son de cloritas, sericita, arcillas y en menor proporción "parches de carbonatos". En muchos casos las grauvacas presentan muy poco cemento y se encuentran consolidadas por efecto de la presión. Textura! y mineralógicamente son rocas inmaduras. Análogamente al caso de las diamictitas, las grauvacas por lo general no son buenas rocas reservorio, sin embargo pueden presentar porosidad secundaria por disolución diagenética de componentes inestables. 3.4.4. Diagénesis de las areniscas Los cambios diagenéticos producidos en las areniscas se reflejan principalmente en la formación de cementos de diferente mineralogía y texturas, así como en la porosidad primaria y secundaria. Debido a la sobrecarga suprayacente los sedimentos pierden agua y se compactan reordenándose de diferentes maneras según la geometría de los granos y el contenido relativo de matriz. Con la compactación disminuye la porosidad primaria y, dependiendo de la naturaleza de los fluidos y de las condiciones fisico-químicas, se disuelven ciertos minerales y precipitan otros, que constituyen el cemento que le da cohesión a la roca. Los cementos de las areniscas pueden ser de diferente composición, mineralógica, como cuarzo, calcedonia, arcillas, carbonatos, óxidos, etc., pudiendo ocurrir en casi todos los ambientes, aunque en diferentes cantidades y orden de aparición (ver cuadro 3.2).
50 a 70°C Mesogénesis temprana
Mesogénesis
Ambientes marinos
Ambientes transicionales
Ambientes continentales
Illita/Esmectita
Clorita
Illita/Esmectita
Cuarzo sintaxial
Mesogénesis avanzada Eventualmente
Calcita
Cuarzo sintaxial Caolinita Cuarzo Disolución por presión
Caolinita Cuarzo sintaxial
Calcita
Dolomita y siderita
Cuadro 3.2.- Secuencia de aparición de cementos de areniscas en diferentes ambientes.
43
Cemento silíceo.- En las areniscas cuarzosas el cemento silíceo se puede desarrollar desde los primeros estadíos diagenéticos, manifestándose como crecimiento de cuarzo de baja temperatura en las zonas de meniscos de los contactos. Durante la mesogénesis se incrementa el desarrollo de bordes de cuarzo con continuidad cristalográfica con los granos, formando un sistema anastomazado que conecta diferentes granos (cemento sintaxial, ver figura 2.10). Las irregularidades de la superficie de los granos, así como los restos de arcillas, cloritas u otros minerales muchas veces dejan ver en sección delgada una línea discontinua que separa al cuarzo primario del cemento de cuarzo sintaxial. Con la compactación por soterramiento y el desarrollo del cemento sintaxial, la porosidad disminuye drásticamente. En arenas sueltas la porosidad puede ser del orden del 26 a 48% (dependiendo de la clasificación de los granos, de la esfericidad y del empaque) y durante la diagénesis esta puede disminuir hasta valores menores al 18%. Con la compactación se incrementa la migración de fluidos y con ello la disolución de cuarzo de capas no cuarzosas (recordemos que la solubilidad del cuarzo en contacto con otros minerales como micas o arcillas es mayor que la del cuarzo en contacto con cuarzo). De esta manera, las soluciones disuelven parcial o totalmente a los granos flotantes de cuarzo al atravesar horizontes de grauvacas o arcosas y precipita cemento sintaxial de cuarzo al atravesar horizontes de areniscas cuarzosas. Pero la disolución de cuarzo de grauvacas o arcosas no es la única fuente de sílice; existen otras cuya importancia aumenta con la diagénesis. En general, las principales fuentes son: Disolución de cuarzo de grauvacas o arcosas Soluciones provenientes del intemperismo Disolución de silicatos (principalmente feldespatos) Disolución de vidrio volcánico y ópalo Transformaciones mineralógicas de arcillas Disolución por presión. La disolución por presión de cuarzo empieza en la mesodiagénesis tardía, después de culminada la precipitación de sílice sintaxial. La presión litostática de los contactos puntuales de los granos de cuarzo aumenta su solubilidad y el material disuelto precipita en los bordes del grano donde la presión es menor (zonas adyacentes a los contactos puntuales), formándose de esta manera contactos concavo-convexo y contactos suturados (ver figuras 2.11 y 1.15). A mayor profundidad empiezan a aparecer puntos triples (contactos de tres granos que forman ángulos de 120°), lo que indica condiciones cercanas al metamorfismo. Cementos no silíceos.- Dependiendo de la composición de los clastos, de la composición de las soluciones y de la profundidad (temperatura y presión de soterramiento) las areniscas pueden presentar cementos no silíceos, como por ejemplo carbonatos, sulfatos, arcillas, feldespatos, fosfatos, limonitas, laminillas de muscovita (sericita), etc. - Cementos de carbonatos.- Se forman en diferentes ambientes y estadios diagenéticos. Así por ejemplo cemento de aragonito o de Mg-calcita se forma durante la eodiagénesis en medios marinos; cementos epitácticos, granulares o poiquiloblásticos de calcita son
44
3.5.
Pelitas
3.5.1. Definición y clasificación Pelitas son rocas sílico clásticas con más de 50% de granos menores a 63 um, lo cual comprende a los limos (63 a 4 um) y a las arcillas (menor a 4 um). La composición mineralógica es la siguiente: aprox. 60% 30% 20 4 8% 7% 4 3% 0.5 1% 0 3% 2
Minerales de arcillas Cuarzo y sílice coloidal Feldespatos Carbonatos Sulfuros y óxidos de hierro Materia orgánica Otros
Texturalmente este tipo de rocas clásticas pueden ser masivas (estratos gruesos sin capas interiores), bandeadas (capas mayores a 5 mm), laminadas (capas finas) o seriadas (granulometría variable en forma contínua de base a tope). Así mismo, en las pelitas se observan estructuras, aún a nivel microscópico, que nos dan información sobre las condiciones deposicionales y diagenéticas. Entre ellas tenemos: Estructuras primarias estratigráficas (estratificación paralela, cruzada, planar, ondulada, etc), estructuras hidraúlicas (de floculación, suspensión, tracción, gravitación), biotur-baciones (túneles con relleno fecal, pellets, etc), estructuras de deformación (microfallas, laminación convoluta, escape de fluidos, etc) y diagenéticas (concresiones, nódulos, esferulitas). Otra característica de este tipo de rocas es el grado de cohesión bastante variable, lo cual depende de la compactación y de la generación de cementos, así, existen pelitas bien cohesionadas y otras bastante deleznables. Por otro lado, la presencia de capas interestratificadas de filosilicatos orientados, arcillas o materia orgánica le da fisibilidad. Las pelitas constituyen alrededor del 80% de las rocas sedimentarias, y pueden formarse prácticamente en cualquier zona de sedimentación (ríos, lagos, deltas, océanos, pendientes conti-nentales y fosas oceánicas). Por su granulometría y textura se clasifican en limolitas, lodolitas, lutitas y argilitas (ver cuadro 3.2).
Nombre (en inglés) en español (Siltstone) Limolita (Mudstone) Lodolita (Shale) Lutita (Mari) Marga (Claystone) Argilita
Texturas
Granulometría Limos hasta arcillas Arcillas hasta limos Principalmente arcillas Limos hasta arcillas Arcillas
63 a 4µm 63 a 4 im (< 4 lArn 63 a 4 pm (< 4 urn
Masiva y bandeada Masiva y bandeada Laminada y fisible Masiva y bandeada Laminada y fisible
Cuadro 3.2.- Características de algunos tipos de rocas pelíticas.
47
3.5.2. Petrografia de pelitas Limolitas y lodolitas.- Ambas son rocas clásticas de grano fino (63 a 4 pm). Las limolitas son parecidas a las areniscas. Ocurren en colores variados entre beige, café, anaranjado, amarillento, gris o verdoso, según su composición mineralógica. Consisten en granos de cuarzo y matriz de arcilla, cuarzo y cantidades variables de micas, zeolitas, calcita, dolomita, yeso y óxidos de hierro. Se presentan mayormente estratificadas. Las lodolitas se distinguen de las limolitas por su mayor contenido de matriz y por su aspecto masivo. Lutitas.- Son rocas elásticas laminadas, fisibles, de grano muy fino (arcillas y en menor porporción limos) compuestas por minerales arcillosos (caolinita, montmorillonita, illita), cuarzo, feldespatos y micas, así como contenidos subordinados variables de hematita, limonita, calcita, dolomita, yeso y sulfuros. Pueden contener fósiles. Ocurren en colores variados entre gris, verde, rojo, café, negro. Según variaciones en la composición química se reconocen variedades, tales como las lutitas calcáreas, silíceas (ricas en ópalo-CT), bituminosas (ricas en kerógeno o sapropel algal) y carbonáceas (ricas en materia orgánica húmica). Margas.- Son rocas elásticas masivas, raramente estratificadas, compuestas básicamente por arcillas, carbonatos (calcita y en algunos casos dolomita) y cantidades subordinadas de cuarzo, micas y compuestos carbonosos. Pueden contener fósiles. Frecuentemente presentan nódulos de yeso, calcita o pirita. Sus colores varían entre gris claro, beige y gris oscuro verdoso. Según los contenidos relativos de sus componentes principales se reconocen las variedades marga arcillosa, marga y marga calcárea. Argilitas.- Son rocas de grano muy fino (menor a 4 Inn), finamente bandeadas y muy bien cohesionadas debido a la recristalización de sus componentes. Están compuestas por minerales de arcillas (básicamente illita) y contenidos menores de cuarzo, feldespatos y cloritas. Loess y Loessita.- Loess son sedimentos clásticos no compactados de grano muy fino (arcillas y en menor proporción limos) compuestos por cuarzo, feldespato, calcita, mica y limonitas. A este último componente se debe su color amarillo a café característico. Los depósitos de loess son de origen eólico; la fuente generalmente son morrenas. El loess compactado se conoce como loessita.
3.5.3. Diagénesis de las pelitas El principal cambio diagenético producido en las pelitas es la transformación mineralógica de las arcillas, lo cual sirve como indicador de la evolución diagenética de la roca. Los componentes de las pelitas no son exclusivamente elásticos, sino que un porcentaje de los minerales de arcilla se forman por floculación. En zonas de cambio de condiciones fisicas (desembocaduras de ríos por ejemplo), floculan partículas elementales de arcillas, que al combinarse con moléculas de agua o álcalis, forman corpúsculos mayores. Cuando el medio
48
de transporte pierde energía, los corpúsculos sedimentan conjuntamente con los detritos, generando depósitos bien seleccionados por su granulometría y mineralogía. Según FrCHTBAUER & MULLER (1977), la distribución de depósitos modernos de pelitas en los océanos presenta cierto zonamiento: Caolinita en las márgenes, pasando a cloritas y montmorillonita en las plataformas e illita en las zonas batiales. La determinación de la mineralogía primaria del depósito (matriz de la roca) es importante ya que esta influye en los cambios diagenéticos. Así por ejemplo, si el sedimento original es illítico, el grado de cristalinidad de dicho mineral será mayor que en otros casos (KuBLER, 1968). Por ello es necesario diferenciar entre matriz y cemento arcilloso, para lo cual las herramientas apropiadas son la difractometría de rayos X, el análisis térmico diferencial y la microscopía electrónica. Los dos primeros métodos permiten determinar la especie y la microscopía electrónica proporciona imágenes de alta resolución con las que se estudian los hábitos y el grado de cristalinidad.
Transformaciones mineralógicas Las transformaciones mineralógicas de arcillas constituyen los principales cambios diagenéticos de las pelitas (ver punto 2.7). Las transformaciones se deben a la incorporación de iones de I(' en la estructura de la esmectita, acompañado por la pérdida de agua molecular. Con ello se incrementa gradualmente la cantidad, cristalinidad y tamaño de los cristales de polimorfos 2M de illita. La esmectita pasa así a una fase intermedia de capas de esmectita-illita, para luego transformarse en illita y finalmente en clorita: Esmectita
Interest. E-I tr;5 Illita b Clorita
En áreas de gradiente geotermal medio, la transformación de esmectita empieza a temperaturas de 70 a 90°C, lo que corresponde a profundidades de 2 a 3 km. A mayores temperaturas, la caolinita también es reemplazada por illita y clorita. Bajo condiciones de metamorfismo incipiente, la illita es reemplazada por sericita, la cual coexiste con clorita. Paralelamente a las transformaciones mineralógicas mencionadas, durante la mesodiagénesis de las pelitas también se forman cementos de cuarzo, calcita, clorita aluminosa y ankerita. Cuarzo y calcita se forman a partir de los 60°C con excedentes de sílice y calcio producto de transformaciones mineralógicas. Alrededor de los 100°C se pueden formar clorita aluminosa y ankerita; el primero por reacción de hierro y magnesio con caolinita y el segundo por reacción de esos mismos elementos con calcita (BOLES & FRANKS, 1979). Pero los cambios mineralógicos mencionados no sólo se producen por diagénesis, sino que también se verifican a través del tiempo geológico (DUNEYER DE SEGONAZAC, 1970). De esta manera, el porcentaje de esmectita decrece drásticamente en el tiempo, mientras que el de illita aumenta; similarmente, la caolinita disminuye, mientras que la clorita aumenta. En consecuencia, las lutitas precambrianas y del paleozoico inferior tienden a consistir predominantemente de illita y clorita.
49
3.5.4. Porosidad y permeabilidad Las rocas pelíticas en general presentan alta porosidad y baja permeabilidad. Los depósitos formados por minerales de tamaños de cristales variados y hábito diferente al hojoso presentan mayor permeabilidad que los formados por cristales finos, homogéneos y de hábito hojoso. Así, depósitos de arcillas con intercalaciones de limos o arenas serán más permeables que los de arcillas puras; o depósitos de caolinita serán más permeables que los de illita.
50
P3. Práctica del capítulo 3
P3.1. Muestras de contacto de rocas sílico-clásticas
P3.2. Aplicaciones de cátodoluminiscencia, DRX y microscopía electrónica
P3.3.
Control de calidad de rocas sílico-clásticas según el uso
51
4. Rocas carbonatadas
Las rocas sedimentarias carbonatadas (calizas organógenas, calizas químicas, dolomías) son de enorme importancia científica y práctica. En el primer aspecto, la determinación del tipo de fósiles, figuras sedimentarias, mineralogía, secuencia de cementos, porosidad, etc, nos brinda información sobre las condiciones deposicionales y diagenéticas; así mismo, el estudio de secuencias estratigráficas de rocas carbonatadas nos permite reconstruir la evolución tectónica de una cuenca o región. En lo práctico, las rocas carbonatadas son importantes por su uso industrial (cal viva, cemento, industria farmaceútica, alimentaria, del papel, etc.), como roca ornamental, y porque también pueden ser generadoras o reservorios de hidrocarburos. A diferencia de las rocas clásticas, cuyo origen está asociado a procesos mecánicos y fases orogénicas, las rocas carbonatadas se forman exclusivamente en ambientes acuáticos, ya sea por acción de organismos o por precipitación química o, en menor medida, por a partir de material terrígeno transportado .
4.1.
Minerales formadores de rocas carbonatadas
Los principales minerales formadores de rocas sedimentarias carbonatadas son aragonito, calcita y dolomita. Las cantidades relativas en que se presentan estos minerales en las rocas carbonatadas dependen de una serie de factores relacionados tanto al medio deposicional, como también al proceso digenético, de tal manera que el estudio de su mineralogía y texturas nos permite reconstruir su historia deposicional y diagenética. A continuación se indican las características generales de los principales minerales formadores de rocas carbonatadas (ver también cuadro 4.1). Aragonito.- Este mineral no se forma en agua dulce y, por lo tanto, caracteriza a medios marinos. Se forma en ambientes deposicionales someros, principalmente en conchas de organismos y, más restringidamente, por precipitación directa de aguas superficiales calientes sobresaturadas en CaCO 3 . A temperatura y presión superficiales es metaestable, y durante la diagénesis se transforma en calcita. Calcita.- Es el mineral más abundante en las rocas carbonatadas marinas. Se forma por transformación del aragonito durante la diagénesis, o puede ser también de origen primario, formándose por síntesis de organismos; su precipitación directa del agua marina es restringida debido a la presencia de magnesio disuelto. La calcita puede contener hasta 4% de magnesio en su composición; sin embargo existe la variedad metaestable denominada Mg-Calcita, con contenidos de hasta 20% de dicho elemento. Esta variedad se forma en ambientes marinos y zonas vadosas. En el caso de cemento de calcita fibrosa, normalmente se desarrollan cristales largorápido (índice de refracción menor paralelo al largo del cristal), pero, por precipitación a partir de soluciones salinas, se pueden desarrollar también cristales largo-lento. Dolomita.- Este carbonato doble de calcio y magnesio se forma en ambientes con alta fracción Mg/Ca y a temperatura superior a los 30°C. Es raro como mineral primario; generalmente se forma durante la diagénesis. La dolomita primaria precipita a partir de la evaporación de soluciones concentradas en magnesio (evaporitas) y la dolomita secundaria se forma por transformación de Mg-calcita o por cristalización muy lenta a partir de una solución diluida (lo que ocurre cuando se mezclan aguas meteóricas y marinas).
53
Transformación del aragonito y Mg-calcita en calcita.- Durante el enterramiento (mesogénesis), por acción de circulación de fluidos en las zonas freáticas, el aragonito y la Mg-calcita se transforman en calcita cada vez más pobre en Mg. En la zona freática meteórica la transformación a calcita es más eficiente que en la freática marina (ver figura 4.1). En la zona meteórica vadosa se verifica una completa disolución del aragonito y una completa precipitación de calcita rellenando los espacios vacíos; los aloquímicos originalmente de aragonito, quedan reemplazados por núcleos de calcita y bordes de Mg-calcita de grano muy fino.
1.0
1.1
i>
/
1
Mn
Ca
0.9
0.8
0.7
i°
1
Mg Fe Zn
(R = Catión bivalente)
RCO3
CARBONATOS
Radio < 0,83 A° Coordinación 6 Sistema Trigonal
co
/
oo Tu . cn
°
1.4 °I
1
Ba
Sr Pb
o U E— o -0
m
1.3
1.2
Radio > 1,10 A° Coordinación 9 Sistema Rómbico
cn E
-0
Dolomita
Calcita
Mg-Calcita
CaCO3
CaCO3
(Ca,Mg)CO3
CaMg(CO3)2
Rómbico
Trigonal
Trigonal
Trigonal
Aragonito
Otros cationes
Sr, Ba, Pb, K
% mol MgCO3
___
n
0,155
0,172
0,177
Peso específico
2,94
2,72
2,86
Mg, Fe, Mn, Zn, Cu
4-20
<4
Fe, Mn, Zn, Cu
40 - 50
Hábito
Fibroso, micrítico
Isométrico, micrítico, (fibroso)
Micrítico, fibroso
Isométrico, micrítico, (fibroso)
Ambiente de formación
Mar tidal
Mar profundo (agua dulce)
Mar tidal
Primario en mar tidal
Condiciones de formación
Presencia Mg T 20 - 30°C pH alto act. orgánica Sr; Ba, Pb
Ausencia o poco Mg T.. 10°C pH bajo presencia det. organismos SO4 , Na2CO3, (NH 4)2CO3
Mg/Ca alto (>5) T > 30°C permeabilidad
Cuadro 4.1. Principales minerales formadores de rocas carbonatadas. -
54
Presión En medios deposicionales, la presión depende de la profundidad. Su influencia en la disolución de carbonatos en notoria sólo en mar profundo. Durante la diagénesis la presión por compactación favorece la disolución y removilización de los carbonatos. Profundidad de compensación de los carbonatos (CCD) Con la profundidad disminuye la temperatura, aumenta la presión, aumenta la fracción disuelta de CO 2 y disminuye el pH. El efecto combinado de estos factores provoca una disolución creciente de los carbonatos con la profundidad hasta un límite bajo el cual se disuelven por completo; este límite, conocido como Profundidad de Compensación de Carbonatos (Carbonate Compesation Depth = CCD), determina la repartición de los depósitos carbonatados en los océanos. Así, es frecuente la sedimentación carbonatada en plataformas y en dorsales poco profundas, en cambio, hay ausencia de ellos en zonas batiales. La CCD es más superficial (aumenta la disolución) en zonas de productividad planctónica baja (ya que se produce poco CaCO 3 ), o en zonas de productividad bentónica alta (ya que el CaCO3 disuelto está utilizado de manera intensa), o cuando el agua es más ácida (alta PCO2 y/o abundante materia orgánica). La profundidad de la CCD varía a lo largo del tiempo geológico, debido a factores eustáticos, tectónicos, climáticos y oceanográficos. Salinidad La alta salinidad favorece la formación de plataformas carbonatadas. Así, los arrecifes coralinos se desarrollan en mares saturados de sales, y se ven impedidos en zonas subsaturadas, como son las desembocaduras de grandes ríos por ejemplo. La formación de algas verdes y facies con oolitas se ve favorecida en mares sobresalados. La salinidad depende de las corrientes y del clima. Luz y turbidez del agua Los organismos que contribuyen a la formación de carbonatos dependen de la fotosíntesis y en consecuencia tienen su habitat en el dominio de las aguas claras. El límite inferior de claridad (zona fótica inferior) puede llegar hasta más de 100 m de profundidad. Sin embargo, la presencia de partículas detríticas en suspensión, al aumentar la turbidez e impedir así la penetración de la luz, limita el dominio de aguas claras y en consecuencia el desarrollo de la sedimentación calcárea. La mayor parte de los carbonatos actuales son producidos entre O y 15 m de profundidad, siendo conocida esta zona de agua somera como la "fábrica biológica y química de carbonatos". Corrientes y vientos El amplio desarrollo de facies carbonatadas tropicales (corales y algas verdes) en la parte occidental de los océanos se debe a que la fuerza de Coriolis lleva a las corrientes superficiales de Este a Oeste a lo largo del Ecuador, y luego estas corrientes calientes migran hacia los polos, formando en las zonas occidentales de los océanos plataformas carbonatadas.
57
Eustatisnio
Los grandes cambios eustáticos del nivel del mar, condicionan la ubicación de las zonas favorables para la formación de plataformas carbonatadas. Así, las regresiones que se producen al aumentar la superficie de los continentes, van acompañadas de un aumento de aportes detríticos y con ello de turbidez del agua, lo cual restringe la formación de carbonatos. En cambio, las épocas de alto nivel marino y transgresiones son más favorables para el desarrollo de gruesas y extensas plataformas carbonatadas. SCHLAGER (1981), KINDAL & SCHLAUER (1981), SARG (1988) y ARNAUD & ARNAUD (1991) explican las relaciones entre el eustatismo y la sedimentación carbonatada. Ejemplo de esto en el Perú son las extensas formaciones carbonatadas del Albiano. Tectónica
La tectónica controla la subsidencia que favorece las acumulaciones, pero por otro lado, controla también la abundancia de aportes detríticos que inhiben la formación de carbonatos. Así, las épocas orogénicas, como por ejemplo la Fase Peruana del Cretáceo superior, no son favorables al desarrollo de plataformas carbonatadas. La actividad tectónica destruye las plataformas morfológicas en los bordes de los continentes creando taludes abruptos, y en consecuencia, las zonas de aguas someras son muy estrechas y no dan lugar a depósitos extensos de carbonatos. En cambio, la presencia de altos fondos marinos o costeros, formados por tectónica o actividad volcánica, puede dar lugar al crecimiento rápido de los arrecifes. Ello, combinado con regímenes de subsidencia adecuados, favorece la acumulación de extensas plataformas carbonatadas. Los principales depósitos carbonatados se han formado en breves épocas de alto nivel del mar, separados por largas lagunas sedimentarias. Como conclusión se puede indicar que la precipitación de carbonato de calcio en solución acuosa se ve favorecida con el decremento de PCO2, aumento del pH y aumento de temperatura, y los extensos depósitos carbonatados se forman en mares someros con alta salinidad, aguas limpias sin mayor aporte detrítico, climas tropicales, golfos estrechos o zonas occidentales de los océanos, épocas de alto nivel del mar, regímenes tectónicos que generen altos fondos marinos y alto ratio de subsidencia de la cuenca .
4.3.
Ambientes de formación
Los depósitos de carbonatos se pueden formar en ambientes deposicionales continentales o marinos, siendo los marinos someros (intertidales, subtidales y plataforma superior) los más favorables. Posteriormente, durante el enterramiento, las soluciones circulantes influyen también en la disolución o en la formación de carbonatos. FLOGEL (1978) identifica las siguientes zonas de formación, entre deposicionales y diagenéticas (ver figura 4.1): - Lacustrina.- Ambiente continental de muy baja energía. - Vadosa.- Ambiente continental, de supramarea o de playa, bajo la influencia de agua meteórica o de olas y sometido a periodos de inundación y de exposición aérea. Caracterizado por contener aire y agua en poros. El aragonito se disuelve en aguas ácidas meteóricas, produciéndose poros. - Sabkha.- Ambiente litoral de intensa evaporación. Caracterizado por la precipi-tación de Mg-calcita, dolomita y minerales evaporíticos.
58
Marina somera (intertidal y de plataforma superior).- Ambiente caracterizado por micritización y precipitación en climas cálidos de cementos de aragonito y Mg-calcita. Marina profunda (plataforma hasta la profundidad de compensación).- Ambiente caracterizado por intensa disolución por presión, formación de cemento cripto-cristalino de Mg-calcita y formación de estilolitos. Freática meteórica.- Ambiente subterráneo embebido en agua de la napa freática continental. Caracterizado por la formación de calcita como cemento tipo drusa en los poros, cemento sintaxial y como reemplazamiento de aragonito. - Freática marina.- Ambiente subterráneo embebido en agua marina connata o filtrada desde el fondo. Caracterizado por la formación de cemento de agujas y fibras de aragonito, de Mg-calcita micrítica, y cristales de calcita con bordes o límites poligonales. Freática mixta.- Ambiente subterráneo donde ocurre la mezcla entre la napa freática meteórica y la marina. Los poros de los sedimentos contienen agua salobre. En este ambiente se produce dolomitización y silificación. En función al ambiente deposicional y diagenético, las rocas carbonatadas adquieren características geoquímicas, mineralógicas y petrográficas propias. Por ejemplo, en zonas vadosas se forman cementos con mayor contenido de estroncio que los formados en zonas freáticas, debido a que aquellos proceden de la disolución de aragonito. En ambientes tipo sabkha se pueden formar dolomías primarias, reconocibles por su granulometría fina, alta porosidad, baja permeabilidad y la asociación con evaporitas. En las zonas freáticas, meteóricas o marinas, se forman calizas esparíticas, caracterizadas por la transformación de aragonito o Mg-calcita en calcita. Mientras que en zonas freáticas mixtas con alto ratio Mg/Ca se forman dolomías secundarias, producto de la transformación mineralógica de calcita a dolomita (dolomitización).
4.4.
Diagénesis
Los sedimentos carbonatados, debido a la fuerte dependencia de su estabilidad mineralógica frente a cambios de salinidad, pH, PCO2 y temperatura, constituyen un sistema bastante sensible a los procesos diagenéticos. La diagénesis en sistemas carbonatados comienza en el ambiente deposicional mismo (por ejemplo micritización por actividad de organismos) y luego, con el enterramiento y la circulación de fluidos se suceden o superponen una serie de procesos como recristalización, transformaciones mineralógicas, neomorfismo, cementación, compactación, disolución selectiva y formación de poros. Micritización Micritización es el proceso por el cual la superfice de los aloquímicos y parte de su estructura interna cercana a ella, son afectados por la acción mecánica de organismos perforadores, convirtiéndolos en material de grano muy fino. Cementación La precipitación de minerales rellenando espacios vacíos y aglutinando a los componentes de las rocas carbonatadas da origen a cementos de diferentes especies y hábitos. Algunos de ellos se forman ya en el ambiente deposicional y otros en las zonas freáticas durante estadios diagenéticos más avanzados, tal como se indica en el cuadro 4.2. A continuación se definen los principales tipos de cementos de rocas carbonatadas (ver figura 4.2).
59
Medio
Estadio
Deposicional marino
Eogénesis
Mesogénesis
Aragonito Mag-calcita
Deposicional sabkha
Dolomita Anhidrita, yeso
Freático (marino o meteórico)
Calcita
Freático mixto
Dolomita Calcita Yeso Magnesita Anhidrita, yeso Cuarzo, sílice Siderita, ankerita
Variado Telegénesis
Mineral
Zonas de antiguas evaporitas
Tipo de cemento Epitáctico (hábito acicular) Algunas veces sintaxial Epitáctico (prismas cortos) Peloides y cristales laminares Mosaico, microesparita Granular Microgranular (microesparita) Granular (esparita) Drusas en los poros Capas sucesivas en los poros Relleno masivo de poros Radiaxial Mosaicos, drusas Fracturas con relleno de cristales fibroso Granular, mosaicos, poiquiloblásico
Cuadro 4.2.-. Diferentes tipos de cementos en rocas carbonatadas.
- Cemento epitáctico fibroso.- Cementación temprana consistente en cristales de ejes largos perpendiculares a las paredes de los poros o superficies de las partículas. Consisten mayormente en fibras largas de aragonito o fibras cortas de Mg-calcita. - Cemento micrítico o microesparita.- Cementación temprana formada por cristales homogéneos de calcita menores a 50 pi.m, producto de la recristalización fina de la micrita al perder magnesio. Pseudoesparita.- Cementación temprana consistente en un mosaico de cristales anhedrales de calcita dentro de la micrita a modo de "parches" o rellenando los espacios vacíos. Los cristales son irregulares en forma y tamaño: En la parte central de los agregados son ligeramente mayores a 10 p.m incrementándose hacia los bordes donde alcanzan dimensiones de hasta 100 pun. Cemento granular o esparita (blocky).- Cementación temprana a tardía consistente en cristales anhedrales a subhedrales distribuidos homogéneamente en la roca. Por lo general los cristales miden de 50 a 100 ptrn, pudiendo alcanzar dimensiones milimétricas. - Cemento mosaico (drusy).- Cementación tardía formada por cristales anhedrales a subhedrales epitácticos que se desarrollan desde las paredes de los poros hacia el centro. Los cristales usualmente son mayores a 10 tm, y con frecuencia contienen carbonato férrico entre ellos. - Cemento sintaxial.- Cementación tardía consistente en sobrecrecimiento de aragonito o calcita con la misma orientación óptica que el cristal a partir del cual se desarrolla. Por lo general se forma sobre cristales de la estructura interna de organismos. Cemento en capas.- Cementación tardía consistente en capas sucesivas de calcita recubriendo los espacios vacíos. Se desarrollan con uniformidad óptica, de tal manera que en muchos casos resulta difícil identificarlas con el microscopio de polarización. Estudios de cátodoluminiscencia indican variaciones composicionales entre las capas.
60
calizas entran en contacto con aguas de alto cociente Mg/Ca. El proceso implica una reducción del volumen y consecuentemente agrietamiento, lo que da origen a porosidad secundaria de hasta 30% ó más y buena permeabilidad. La ecuación de transformación de calcita a dolomita es la siguiente: 2CaCO3 + Mg2 ' .1=> CaMg(CO 3)2+ Cae ' Sí la dolomitización es incompleta se forman rocas moteadas con porfidoblastos de dolomita en matriz de calcita. Los rombos de dolomita de este tipo de rocas presentan muchas veces núcleos ricos en impurezas y bordes relativamente claros. Si la dolomitización es completa se forman rocas de color beige claro, porosas, recristalizadas y con textura granoblástica de grano más homogéneo que la caliza. Los rasgos texturales de la caliza original prácticamente desaparecen. Dedolomitización
Dedolomitización es el proceso de disolución de dolomita o de reemplazamiento de dolomita por calcita, con lo cual la dolomía deja de ser tal para convertirse nuevamente en caliza. Este proceso se verifica bajo la influencia de un gran flujo de aguas meteóricas, con cociente Mg/Ca menor a 1, Pc02 menor a 0.5, temperatura menor a 50°C y pH menor a 7.8 (DE GROOT, 1967; STUNIM & MORGAN, 1970). Los cristales de dolomita quedan convertidos en oquedades o reemplazados por calcita. En algunos casos se observan monocristales anhedrales o mosaicos de cristales de calcita en la parte central de los rombos de dolomita; en otros casos el reemplazamiento seudomórfico es total. La dedolomitización incompleta se limita a la formación de pequeños cristales de calcita en los núcleos de los de dolomita. 4.5.
Elementos petrográficos
Las rocas carbonatadas están constituidas por granos mayores a 63 pm (aloquímicos o elementos figurados), por matriz de grano menor a 4 .tm (micrita o lodo calcáreo) y por cemento de granulometría variable (esparita). En el cuadro 4.3 se explica la diversidad de elementos petrográficos de las rocas carbonatadas. 4.5.1.
Litoclastos
Litoclastos son aloquímicos procedentes de rocas o sedimentos que han sido erosionados, retrabajados y redepositados. Entre los litoclastos se reconocen intraclastos y extraclastos. Los extraclastos son fragmentos que proceden de la erosión de rocas más antiguas, carbonatadas o no, existentes fuera del medio deposicional. El material ha sufrido transporte antes de su depositación final en el medio carbonatado. Los intraclastos proceden del mismo medio deposicional, de la última capa o de capas poco anteriores, en consecuencia, la edad y naturaleza son similares a las de los sedimentos carbonatados que se están formando. Entre ellos tenemos a los cantos blandos (consistentes en material fino aglutinado) y a los nódulos desarrollados diagenéticamente.
63
Litoclastos
Extraclastos (alóctonos)
Fragmentos líticos variados
Intraclastos (autóctonos)
Cantos blandos Nódulos
Bioclastos (caparazones rotos)
Moluscos, braquiópodos, corales. equinodermos, briozoarios
Bioformas (caparazones enteros)
Artrópodos. espongiarios. anélidos. foraminiferos, algas
Organismos
Granos o Aloquímicos o Elementos Figurados (4) > 63 µm)
Peloides (esféricos u ovalados, sin estructura interna) Ooides (esferas con estructura interna concéntrica) Oncoidcs y Pisoides (núcleo irregular recubierto de micrita) Agregados (granos micritizados y cementado por organismos) (lodo calcáreo primario compuesto por carbonatos, arcillas, cuarzo, etc)
Granos sin Esqueleto
Matriz o micrita (4) < 41,im) Ortoquímicos
Cemento o esparita (4) variable)
(carbonatos autígenos)
Cuadro 4.3.- Elementos petrográficos de las rocas carbonatadas.
4.5.2. Organismos Los restos de organismos existentes en las rocas carbonatadas los podemos clasificar como bioclastos y bioformas. Los primeros son fragmentos de caparazones, angulosos o redondeados, identificables o no. Mientras que las bioformas consisten en caparazones completos que por lo general permiten la identificación del organismo. Sabiendo que cada tipo de organismo habita o habitó en determinado ambiente durante determinado periodo geológico, entonces su identificación resulta importante para la reconstrucción de medios sedimentarios antiguos y en el caso de fósiles guía, la identificación también permite estimar la edad relativa de la roca que lo contiene. Para la identificación del organismo hay que tener en cuenta el tamaño, la forma y la estructura interna de los caparazones. Esto último permite distinguir a los organismos originalmente compuestos por calcita (estructura interna bien preservada) de los originalmente compuestos por aragonito y luego transformados a calcita (estructura interna modificada). En el cuadro 4.4 se indican algunas características de los organismos formadores de rocas carbonatadas y en la figura 4.3 se muestran sus formas en sección delgada. A continuación una breve descripción de los principales organismos carbonatados (basado en MOUL1N, 1994 y ADAMS & MACKENZIE, 1998). -
Moluscos. Los bivalvos y gasterópodos son muy frecuentes en rocas carbonatadas. Habitan por lo general en aguas someras, dulces o saladas. Son mayormente nectónicos, aunque también existen planctónicos. Pueden vivir dentro o sobre el sedimento, separados o en colonias. Sus caparazones originalmente son aragoníticos en su mayoría, -
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existiendo también algunos tipos de caparazones calcíticos (ostras) y mixtos. Los aragoníticos se presentan en las rocas como moldes totalmente reemplazados por esparita, mientras que en los de origen calcítico o mixto se puede notar aun la estructura interna. Los cefalópodos (ammonites, nautiloideos, belemnites) son organismos paleozoicos o mesozoicos, estrictamente marinos de plataforma externa (medios pelágicos). Su concha es generalmente de aragonito, luego transformada a calcita esparítica. Braquiópodos.- Constituyentes importantes de calizas paleozoicas y mesozoicas. Son mayormente organismos bentónicos en aguas marinas someras. Su concha es originalmente calcítica y se reconoce por presentar una delgada capa externa con prismas perpendiculares a la superficie, y una gruesa capa interna con fibras oblicuas, siempre de calcita, generalmente poco magnesiana. Corales.- Son organismos mayoritariamente coloniales que junto con algas rojas edifican arrecifes en aguas someras, calientes oxigenadas, claras y limpias. Su estructura consiste en fibras finas con orientación variada. La mineralogía de su concha varía según las familias y las épocas. Los corales paleozoicos son de formas tabulares y rugosas, originalmente calcíticos. Las paredes son fibrosas y la parte interna consta de cámaras separadas por tabiques observables sólo en sección transversal. Los corales mesozoicos y cenozoicos son originalmente aragoníticos, y en consecuencia de estructura interna mal conservada. - Equinodermos.- Las placas duras de los equínoideos y crinoideos son aloquímicos relativamente frecuentes. Son exclusivamente marinos y caracterizan medios someros del paleozoico y mesozoico y medios abiertos del cenozoico. Se reconocen por su simetría pentagonal, y estar formados por grandes monocristales porosos de calcita, a veces con canal central (crinoideos). Briozoarios.- Están casi siempre presentes en calizas marinas y son especialmente frecuentes en arrecifes y plataformas del Paleozoico. Son organismos coloniales de ambientes marinos someros y abiertos regular profundidad. Constan de un exoesqueleto mixto (de calcita y aragonito) muy ramificado, de estructura interna reticulada. Las cavidades vitales (zoecias) presentan por lo general relleno esparítico. Artrópodos.- Los principales representantes de los artrópodos son los ostrácodos, que consisten en dos valvas finas y desiguales, con estructura interna prismática fina o granular. Son especialmente frecuentes en medios salobres o sobresalados. Los trilobites pueden ser encontrados en rocas carbonatadas arcillosas del Paleozoico. Frecuentemente se preserva una estructura interna granular de calcita con orientación óptica similar; pero por lo general los fósiles son moldes reemplazados por diversos minerales como cloritas, sulfuros, limonitas. Otros artrópodos, como cangrejos y camarones, son raros en medios carbonatados. - Espongiarios.- Fosilizan como pequeñas y finas espículas de secciones características circular, triangular o hexagonal, y de composición calcítica o silícea. Son frecuentes en plataformas carbonatadas, siendo más abundantes en las zonas más profundas de la plataforma.
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- Anélidos.- Construyen tubos cilíndricos de protección en sedimentos de mar somero o de agua dulce, sea en sedimentos epiclásticos o en lodo calcáreo, separados o más frecuentemente en colonias. El relleno consiste en micrita o en otros casos en esparita. Son poco abundantes. - Foraminíferos.- Son protozoarios de tamaño grande (mayor a 50 lim) y de una gran variedad de formas y estructura interna. Las formas más comunes son las elipsoidales con capas concéntricas y las espiraladas y cónicas con gran cantidad de cámaras. Las estructuras internas pueden ser aglutinada, microgranular, aporcelanada, fibrosa radial, etc. y son de composición quitinosa, silicea o calcárea (aragonítica o calcítica más o menos magnesiana). Los foraminíferos planctónicos contribuyen a la formación de lodos carbonatados pelágicos y los bentónicos son abundantes en aguas marinas someras templadas a calientes. - Algas calcáreas esqueletales.- Son plantas acuáticas marinas y no marinas que poseen una calcificación interna y/o externa. Juegan un papel importante en la sedimentación carbonatada de todas las épocas. Las algas autóctonas (abundantes y poco erosionadas) indican un medio limpio y de poca profundidad (plataforma interna hasta zona fótica). Por la variedad de formas y estructuras se reconocen los siguientes tipos: Algas Verdes (Cloroficeos).- Presentan forma tubular fina mas o menos ramificadas, con un canal central vacío o micritizado o con cemento esparítico. A veces se conservan las formas externas y otras veces sedimenta como trozos formando calcarenitas. Algunas son originalmente de aragonito y otras de calcita. Las estructuras internas pueden ser microgranular, microporosa, tipo panal, fibrosa, con ornamentos variados, etc. Este tipo de algas caracterizan medios variados de agua dulce (Caroficeas), aguas marinas cálidas muy someras o lagoon (Dasicladáceas) o plataforma somera (Codiáceas). Algas Azules (Cyanoficeos).- Son organismos formados por láminas o capas paralelas que se adhieren a la superficie de los sedimentos o de otros organismos. Presenta variadas formas de ocurrencia: En algunos casos forman tapices algares (algal mats), que viven en ambientes supratidales; en otros casos forman columnas (estromatolitos), que viven en ambientes intertidales y subtidales hasta profundidades de 10 metros; y en otros forma bolas (oncolitos), que viven en ambiente de intertidales. Cuando cubren a otros organismos, por microperforaciones repetidas contribuyen a la micritización de la superficie o completa del organismo (peloide). Algas Rojas (Rhodoficeos).- Son organismos de calcita altamente magnesiana, presentan estructura interna concéntrica y radial, sin cavidades. Viven generalmente en aguas cálidas donde forman costras contribuyendo a la edificación y a la consolidación de los arrecifes. Son características de ambientes neríticos. Coccolitos (Crisoficeos).- Son microalgas planctónicas de alrededor de 10 1.t.m, de calcita pobre en magnesio. Se encuentran en los lodos calcáreos pelágicos o hemipelágicos.
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clasifican en micro-oncoides (menores a 2 mm) piso-oncoides (entre 2 y 10 mm) y macro-oncoides (mayores a 10 mm). - Pisoides.- Son similares a los oncoides. Presentan laminaciones concéntricas y regulares en torno a un núcleo que puede ser un fragmento de roca u otro fragmento de pisoide. Frecuentemente se presentan rotos. Se forman en ambientes marinos vadosos (mezcla de agua salada y meteórica) o en ambientes lacustrinos. - Agregados.- Son granos irregulares de naturaleza variada (peloides, bioclastos, ooideos), fuertemente micritizados, algo redondeados y cementados por la actividad de microorganismos (algas, bacterias). Los agregados caracterizan medios neríticos poco agitados. Pueden ser partículas aglutinadas en forma de racimo de uva con cemento esparítico (grapestone), o partículas aglutinadas por algas o foraminíferos (bioacumulaciones), o partículas aglutinadas por más de 50% de micrita (lumps).
4.5.4. Matriz o micrita Micrita es el material primario en que se encuentran inmersos los aloquímicos. Está formada por cristales de calcita menores a 4 pm, con cantidades menores de arcillas, cuarzo, etc. La micrita, o lodo calcáreo, puede provenir de la acumulación de microgranos de origen biológico, de la micritización de granos o aloquímicos, o de la precipitación química o bioquímica. Su naturaleza primaria es a menudo aragonítica y/o de calcita magnesiana, recristalizada en calcita durante la diagénesis.
4.5.5. Cemento o esparita Durante la diagénesis se forman grandes cristales de calcita más o menos pura, de tamaños mayores a 10 pm, de colores claros, que rellenan los poros primarios del sedimento o los secundarios dejados por la disolución del aragonito y, de esta manera, ligan a los sedimentos dándole cohesión a la roca. Este cemento se denomina esparita. Por recristalización de la micrita también se pueden formar cemento calcifico al que se conoce como seudosparita.
4.5.6.
Porosidad
Las rocas carbonatadas presentan porosidad primaria y secundaria, de diferentes dimensiones y formas, que resulta de causas sedimentarias, diagenéticas, tectónicas o kársticas. CHOQUETTE & PRAY (1970) clasifican a los poros de las rocas carbonatadas según la relación con las estructuras litológicas, reconociendo así tres grupos: Poros concordantes, poros discordantes y poros que pueden o no ser concordantes con la estructura de la roca (ver figura 4.4). Porosidad concordante con la estructura de la roca: - Porosidad intergranular.- Constituida por los vacíos ubicados entre los granos o aloquímicos. Puede ser primaria por falta de cementación, o secundaria por disolución de la matriz o del cemento.
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Porosidad intercristalina.- Compuesta por poros ubicados entre los cristales, mayormente por disolución diagenética o reemplazamiento de minerales (dolomitización por ejemplo). - Porosidad intragranular.- Constituida por los vacíos interiores de los granos o aloquímicos. Puede ser primaria o secundaria. Es un tipo de porosidad menos común que la anterior, se da mayormente en las cámaras de organismos. Porosidad de moldes (moldic porosity).- Comprende los vacíos dejados por la disolución completa de aloquímicos (por ejemplo, poros con forma de ooides, organismos o de minerales evaporíticos). Porosidad de ventanas (fenestral porosity).- Poros alineados con formas de ventanas. Común en matas de algas y típico de zonas intertidales. Un tipo de porosidad fenestral es la denominada "ojo de pájaro" (hirds eyes porosity), la cual consiste en poros alineados y laminados, con formas esféricas o de lentes cortos y dimensiones milimétricas. - Porosidad de abrigo (sheher porosity).- Poros dentro de la concavidad de valvas invertidas, las cuales se comportan como un escudo o "paraguas" frente a la sedimentación. - Porosidad estructural (growth7fratnework porosity).- Poros creados por organismos constructores, como corales o algas rojas por ejemplo. Porosidad no concordante con la estructura de la roca: Porosidad de fracturas.- Vacíos formados por fracturamiento diagenético o posterior. Porosidad de canales.- Las fracturas pueden ser posteriormente ensanchadas por disolución, dando lugar a conductos o canales. Porosidad de pequeñas cavidades (vuggy porosity).- Vacíos de dimensiones milimétricas a decimétricas formados por disolución parcial de la roca. Este tipo es frecuente en dolomías, como resultado del ensanchamiento de poros intergranulares o intercristales. Cavernas.- Vacíos de dimensiones métricas formados por procesos kársticos. Porosidad que depende o no de la estructura de la roca: - Porosidad de brecha.- Producto de intenso fracturamiento, diagenético o tectónico, en diferentes direcciones. - Porosidad de perforaciones (horing).- Vacíos tubulares más o menos rectilíneos. - Porosidad de bioturbaciones (burrow).- Vacíos creados por actividad de organismos. - Grietas de desecación o retractación (shrinkage).- Vacíos lenticulares formados por pérdida de humedad.
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cantidades menores variables de limonita, que le da un color amarillento característico al travertino La precipitación de calcita se produce por separación de dióxido de carbono de la solución, lo cual ocurre por calentamiento o por liberación de la presión. La efervescencia del agua y la presencia de algunas plantas favorecen la reacción. Esto último imprime un aspecto poroso heredado de la morfología de las plantas. Se puede hallar estas eflorescencias o segregaciones, también denominadas sinterizaciones de cal, en los afloramientos de los manantiales y en los obstáculos del discurrir del agua antes de aflorar. En las fuentes termales precipita mayormente aragonito en vez de calcita. .
Estalactitas y estalagmitas Son segregaciones de calcita, y ocasionalmente aragonito, formadas en cuevas por precipitación a partir de aguas subterráneas saturadas de carbonato de calcio. Dichas soluciones, al salir de la roca por donde filtran, sufren ligeras variaciones de temperatura, presión, composición de los gases acompañantes o una leve evaporación, lo que ocasiona la precipitación de carbonato de calcio. Las estalactitas se forman desde el techo de la cueva, son de forma cónica aguda con un canal central, son normalmente cristalinas gruesas y de color blanco o amarillo. Las estalagmitas se forman desde el piso, en algunos casos llegan al techos formando así pilares, son de forma cónica tosca con punta roma y no presentan canal central. Dolomías Rocas compuestas mayoritariamente por dolomita, en menor proporción calcita y subordinado contenidos variables de cuarzo, arcillas, etc. A las rocas intermedias entre calizas y dolomías se les denomina "caliza dolomítica" o "dolomía calcítica" según las proporciones de calcita y dolomita. Las dolomías pueden ser de origen primario, pero mayormente se forman por transformaciones diagenéticas (dolomías secundarias). Dolomía primaria.- Se forma en ambientes tipo sabkha, interestratificada generalmente con calizas y evaporitas. Es de grano fino, porosa y de baja permeabilidad. Dolomía secundaria.- Se forma por dolomitización de calizas en zonas freáticas mixtas. Este proceso implica transformación de calcita en dolomita y en consecuencia reducción del volumen y agrietamiento, lo que da origen a porosidad secundaria de hasta 30% ó más y buena permeabilidad. La dolomía secundaria, por tratarse de una roca recristalizada, raramente preserva relictos texturales de la caliza original; los aloquímicos aparecen bajo el microscopio como moldes escasamente perceptibles que esbozan las formas originales sin detalles de la estructura interna y en muchos casos quedan como cavidades revestidas con dolomita en forma de drusas. El resultado final de la dolomitización es una roca de color beige claro, porosa y con textura granoblástica de grano más homogéneo que la caliza. En el caso de dolomitización incompleta se forman rocas moteadas con porfidoblastos de dolomita en matriz de calcita. Los rombos de dolomita de este tipo de rocas presentan muchas veces núcleos ricos en impurezas y bordes relativamente claros. La alternancia de dolomías recristalizadas homogéneamente con otras moteadas y hasta con calizas, indica que la fuente de magnesio no sólo es externa (napa freática mixta) sino
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que también existen calizas con contenidos de Mg relativamente altos como las calizas algáceas, en las que el proceso de dolomitización es más efectivo. Tampoco es raro que una dolomía pase lateralmente a caliza, ya sea gradual o bruscamente, lo cual puede indicar cambios laterales de facies de la caliza original. En otros casos el contacto entre caliza y dolomía no coincide con los planos de estratificación y más bien parece estar controlado por fracturas o fallas, lo que nos indica el origen externo del magnesio.
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P4. Práctica del capítulo 4
P4.1. Tinción y réplicas en acetatos Tinción.- Teñido selectivo para el reconocimiento de minerales Réplica en acetato.- Permite magnificar rasgos texturales.
P4.2. Métodos instrumentales de estudio de rocas carbonatadas Cátodoluminiscencia Microsonda electrónica y microscopía electrónica de barrido Difractometría de rayos X Isótopos C, O
P4.3. Muestras de contacto y control de calidad según el uso
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.
8. Recursos energéticos de origen orgánico asociados a rocas sedimentarias
Los recursos energéticos de origen orgánico son el carbón y los hidrocarburos. Carbón Turba Lignitos - Hulla - Antracita
Hidrocarburos fósiles - Pizarras bituminosas (oil shales) - Arenas asfálticas (tar sands) - Petróleo crudo (líquido) Gas natural -
Ambos se forman por degradación y evolución de la materia orgánica. El carbón se forma a partir de restos vegetales superiores (hojas, tallos, troncos) y los hidrocarburos a partir de microorganismos (plancton, algas, bacterias). 8.1.
Materia orgánica en sedimentos y su descomposición diagenética
La materia orgánica (MO) existente en cuencas sedimentarias proviene de plantas superiores, invertebrados, fitoplancton, zooplancton y esporas. Estos organismos están constituidos, en mayor o menor proporción, por carbohidratos, proteínas, lignina y lípidos, compuestos a los que se denomina genéricamente biopolímeros. Los carbohidratos y proteínas son consumidos rápidamente por micro-organismos dando lugar a la formación de agua, dióxido de carbono, nitrógeno, amoníaco y ácido sulfhídrico. A diferencia de ellos, la lignina y los lípidos por degradación dan origen a compuestos orgánicos que se incorporan a las rocas: La lignina, componente importante de las plantas, forma la materia orgánica húmica, y los lípidos, constituyentes de grasas, aceites y ceras animales y vegetales, forman la materia orgánica sapro-pélica (ver figura 8.1). La cantidad y tipo de MO existente en una cuenca sedimentaria dependen del ambiente deposicional y clima; mientras que el grado de descomposición depende del tipo de MO, del tiempo y de las condiciones diagenéticas. La cantidad, calidad y degradación de la MO condicionan la formación de carbón o hidrocarburos en las rocas sedimentarias. Durante la diagénesis (hasta los 50°C) la materia orgánica, húmica o sapropélica, es atacada por microbios convirtiendo los biopolímeros en unidades más sencillas denominadas biomonómeros. Con el incremento de temperatura los biomonó-meros degradan a moléculas más simples conocidas como geopolímeros, que vienen a ser los geles que se incorporan a los sedimentos. Estos compuestos son químicamente inestables, lo que da lugar al reordenamiento molecular hasta formas cristalinas incipientes (mineraloides) y a la formación de un complejo sólido de materia orgánica, de alto peso molecular, resistente a la acción de las bacterias e insoluble en agua y en solventes orgánicos comunes, denominado kerógeno. En él pueden quedar restos de vegetales, transformados pero aún reconocibles denominados macerales. Bajo condiciones apropiadas, en sedimentos ricos en kerógeno se formarán hidrocarburos y en sedimentos ricos en macerales se formará carbón. Durante la catagénesis (50 a 200°C), a medida que la cuenca profundiza y la temperatura aumenta se produce la descarboxilación termocatalítica de la materia orgánica dispersa de los sedimentos. Primero, se eliminan los productos volátiles (dióxido de carbono, sulfhídrico, nitrógeno) y se forman hidrocarburos cada vez más livianos.
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A temperaturas mayores a 200°C se produce la metagénesis. Los sólidos se convierten en líquidos y los líquidos en gases, quedando residuos progresivamente más ricos en carbono. En esta etapa se forman los productos finales de la evolución de la materia orgánica: metano y grafito. En la figura 8.2 se representa esquemáticamente la evolución de la materia orgánica con el incremento de temperatura indicando las etapas de generación de los recursos energéticos. Kerógeno y macerales
Por su composición química, especialmente por los contenidos relativos de oxígeno e hidrógeno, se reconocen cuatro tipos de kerógenos: - Kerógeno I.- Procede de la transformación de lípidos y de algas. Se forma en ambientes marinos y lacustres. Es muy rico en hidrógeno y pobre en oxígeno. Kerógeno II.- Procede de la transformación de animales marinos y restos de vegetales superiores. Se forma en ambientes marinos reductores. Presenta valores intermedios de hidrógeno y oxígeno. Kerógeno Procede de transformación de restos vegetales trans-portados desde el continente a zonas marinas, habiendo sufrido una moderada degradación antes del soterramiento. Es rico en oxígeno y pobre en hidrógeno. - Kerógeno IV.- Procede de transformación de restos vegetales terres-tres reciclados y alterados por meteorización. Es rico en oxígeno y muy pobre en hidrógeno. Los macerales se estudian con el microscopio de polarización de luz reflejada. Su reflectancia indica el grado de maduración. Existen tres grupos de macerales: - Liptinita.- Aparece en menor proporción que el grupo de la vitrinita y procede de partes resinosas y céreas de las plantas. Es un grupo rico en hidrógeno y materias volátiles y pobre en carbono. Presenta una densidad y una reflectancia muy bajas. - Vitrinita (o huminita).- Es el principal grupo de la mayoría de carbones y procede de tejidos leñosos de las plantas. Presenta densidad media y contenido de carbono e hidrógeno intermedios. Valores de reflectancia de vitrinita mayores a 1% indican condiciones de catagénesis (temperatura mayor a 50°C); reflectancia del orden del 2% indica madurez (distinguible también por la coloración castaño marrón), y valores mayores de reflectancia indican condiciones metamórficas (coloración amarillo claro). - Inertinita.- Es el componente más escaso en los carbones y prácticamente inerte a lo largo de los procesos de carbonización. Posee un escaso contenido en hidrógeno, alto contenido en carbono y máxima reflectancia y densidad. En la tabla 8.1 se muestran las características de los diferentes tipos de kerógenos y macerales. En la figura 8.3 se presenta el diagrama 0/C versus H/C donde se indican los tipos de kerógenos y grados de maduración.
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8.2.2. Carbonización o coalificación Carbonización o coalificación es el proceso de transformación de materia orgánica en carbón. Los factores que influyen en este proceso son la actividad bacteriana, temperatura, presión y tiempo. En los primeros estadios del proceso (transformación de la materia vegetal en turba), tras quedar sepultados los restos vegetales en medios anaeróbicos, las bacterias producen reacciones que transforman a los componentes de la materia orgánica en ácidos húmicos. Posteriormente, con el enterramiento y subsidencia de la cuenca, se produce compactación e incremento de temperatura por presión de las capas suprayacentes, lo que origina las reacciones de carbonización. El factor tiempo interviene en el envejecimiento natural de los geopolímeros (deshidratación y posterior reordenamiento molecular). Los principales cambios que se producen durante la coalificación, son el incremento del contenido de carbono y la pérdida de volátiles y humedad. El contenido en carbono pasa de valores del orden del 65% a valores mayores a 95%. El oxígeno, en forma de agua y bióxido de carbono, disminuye de valores mayores a 20% hasta valores cercanos a cero en las antracitas, y el hidrógeno en forma de agua e hidrocarburos ligeros decrece desde valores de alrededor de 5,5% a contenidos entre el 4 y 2,5%.
8.2.3. Clasificación Existen básicamente dos formas de clasificar al carbón: - Según el tipo predominante de material vegetal que lo compone, el carbón se clasifica en fusita, durita, clarita y vitrita. - Según el grado de evolución diagenética o carbonización el carbón se clasifica en turba, lignito, hulla y antracita. Turba Turba es el carbón más reciente, constituye un primer paso en la carbonización natural. Es un material de color pardo o negro pardusco, con restos de vegetales reconocibles, textura fibrosa, estructura porosa, baja densidad, alto contenido de agua (hasta un 90%), contenido de carbono bajo (entre un 45 y 50%) y poder calorífico mínimo. Las turberas son los depósitos de materias vegetales en descomposición, se forman preferentemente en zonas pantanosas, donde crecen capas de musgos cubriendo a los restos vegetales y creando así en el interior condiciones anaeróbicas. Lignito El lignito (de lignu o leño) es un carbón de unas cuantas decenas de millones de años de formación. Presenta color pardo a negro, textura leñosa, terrosa o compacta, densidad baja (pero mayor que la de la turba), contenido de agua menor al 75% y contenido de carbono entre 55 y 75%. Sus componentes principales son restos de madera, hojas o frutos (aún reconocibles macroscópicamente) y en poca cantidad minerales arcillosos, siderita, pirita, calcita, etc. Los lignitos sólo aparecen en sedimentos no compactados o muy poco compactados.
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Entre las variedades de lignito tenemos las siguientes: Lignito blando (o lignito pardo o estratificado).- Es un carbón húmico de bajo grado, con contenido de agua entre 10 y 75%. Se parece a la turba, pero es más sólido y más denso. Lignito duro.- Es más sólido y denso que la variedad blanda; corresponden a estadios más evolucionados de la carbonización. Se caracteriza por su raya color café. - Lignito xiloide o xilita.- Se caracteriza por el contenido de trozos de madera fósil con estructura bien conservada. - Azabache.- Es la variedad compacta de color negro. Tiene utilidad en joyería por su capacidad para ser pulida.
Hulla La hulla es un carbón de cientos de millones de años de formación; siendo característico el formado en el Carbonífero a partir de los vegetales típicos de esa era (equisetos, licopodios y helechos arborescentes). Es de color negro brillante a gris oscuro, algunas veces de brillo graso, presenta fractura concoídea. Su estructura orgánica es apreciable sólo bajo el microscopio. Su contenido de carbono es alto (75 a 90%) y el contenido de sustancia minerales menor al 40%. Se diferencia del lignito por el color de la raya más oscuro. En función al material vegetal original y al entorno de sedimentación, se pueden reconocer cuatro variedades de hullas: - Hulla brillante.- Es la variedad de fractura concoidea, formado por capitas paralelas que se descompone en fragmentos rectangulares no tiñe. Se presenta en estratos continuos y raramente como lentes. ,
- Hulla mate.- Esta variedad presenta color gris hasta negro, brillo mate hasta graso, sus superficies son ásperas, forma fragmentos gruesos, no tiñe de color negro. Ocurre como estratos de varios decímetros de espesor. - Hulla fibrosa.- Variedad de color negro hasta gris oscuro, brillo sedoso, textura fibrosa y porosa, fácilmente triturable, tiñe de color negro. Ocurre en estratos y lentes delgados. - Hulla semibrillante.- Variedad de color negro, no tiñe y se presenta en capitas de espesores menores a 3 mm, situadas entre hulla brillante o hulla mate. El término genérico carbón bituminoso se refiere a las hullas grasas de alto poder calorífico.
Antracita Es el tipo de carbón más antiguo. Se forma a partir de los órganos más duros de los vegetales. Es de color negro, brillo vítreo, fractura concoidea y es el más denso de los carbones. Contiene más de 90% de carbono y posee poder calorífico muy alto, aunque arde con mucha dificultad.
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8.2.4. Parámetros de control de calidad del carbón Los parámetros que se utilizan para evaluar la calidad del carbón son el contenido en humedad, la proporción de volátiles, el contenido en cenizas, el poder calorífico y la densidad (ver tabla 8.3). - El porcentaje de humedad se determina por la pérdida de peso de la muestra después de calentada a 107°C durante una hora en una atmósfera inerte. El porcentaje de volátiles se calcula por la pérdida de peso de una muestra seca al calentarla a temperaturas entre 875 y 1050°C fuera del contacto con el aire. - El contenido en cenizas se determina por combustión en aire. El peso del residuo, expresado en porcentaje con respecto al peso original de la muestra, constituye la expresión de este parámetro. Sería un fiel reflejo del contenido en materia mineral de un carbón, de no ser por el hecho de que en la fracción inorgánica de éste pueden existir carbonatos y sulfuros que se descomponen a esas temperaturas. El poder calorífico se determina por combustión dentro de un calorímetro. Se expresa en calorías por gramo. La densidad del carbón se relaciona directamente con el contenido en cenizas. Todos los procesos de lavado y concentración de carbones se basan en esta propiedad.
Turba Lignito Hulla Antracita Tabla 8.3.-
Carbono (%)
Humedad (%)
45 — 55 55 — 75 75 — 90 > 90
75 - 90 < 75 3 - 25 3- 5
Volátiles (%)
Densidad (gr/cm3)
Poder Calorífico (cal/gr)
55 25 15 2
1,1 - 1,3 1,2 - 1,5 1,4 - 1 8
2,0 - 4,0 3,5 - 7,5 7,0 - 8,5
- 75 - 55 - 30 - 15
,
Composición y propiedades de diferentes tipos de carbones.
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Reflectancia Vitrinita (%) 0,2 0,2 - 0,6 0,6 - 2,0 2,0 - 5,0
8.3.
Hidrocarburos fósiles
Los hidrocarburos fósiles son complejos de carbono e hidrógeno, formados por degradación de la materia orgánica en medio anaeróbico en un rango determinado de presión, temperatura y tiempo. Están constituidos básicamente por una mezcla de hidrocarburos de diferentes números de carbono, así como también por compuestos orgánicos sulfurados, nitrogenados y oxigenados. La composición elemental de los hidrocarburos fósiles se generaliza en la tabla 8.4. Elemento
Carbono Hidrógeno Azufre Oxígeno Nitrógeno Metales (Fe, Cr, Ni, Co, V)
Rango % Peso
Valor Típico
85 - 95 5 — 15 < 5,0 < 2,0 < 0,9
85 13 1,3 0,5 0,2
< 0,1
Trazas
Tabla 8.4.- Composición elemental de los hidrocarburos fósiles.
Los hidrocarburos se forman en rocas pelíticas con alto contenido de kerógeno (roca madre) y luego migran por rocas porosas y permeables (roca almacén o reservorio) hasta que la presencia de estructuras o rocas impermeables impiden su paso (trampa), formando así los depósitos hidrocarburíferos. ROCA MADRE 1,5
RESERVORIO Er>
Roca de grano fino rica en kerógenos. Pelitas; rara vez margas y calizas.
Roca porosa y permeable. Principalmente Areniscas.
TRAMPA > DEPÓSITO Cortan el paso de los fluidos. Anticlinales, fallas Cambios de facies.
8.3.1. Ambientes de formación Para la formación de hidrocarburos se requiere de una adecuada acumulación de materia orgánica del tipo sapropélico, en un medio de aguas tranquilas de muy baja energía, anaeróbico, con ausencia de organismos destructivos y un apropiado ratio de subsidencia y sedimentación. Estos requisitos corresponden también a los que dan origen a pelitas, calizas y margas oscuras y bituminosas. Otro aspecto que se debe tomar en cuenta es el de la circulación de aguas controladas por el clima. Las aguas frías presentan una mayor capacidad para disolver oxígeno y son además ricas en nutrientes. Las mezclas de aguas con fuertes contrastes de temperatura o salinidad generan corrientes y con ello se favorecen las condiciones óxicas, restringiéndose las condiciones anóxicas a las zonas alejadas de las corrientes. Los medios más favorables para la formación de hidrocarburos son los lagos anóxicos, cuencas cerradas anóxicas, mares epicontinentales trans-gresivos y océanos abiertos anóxicos.
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8.3.2. Proceso de formación La teoría más aceptada sobre la formación del petróleo es la de origen orgánico, que estima su formación a partir de la descomposición de la materia orgánica (plancton, esporas, algas, restos de vegetales superiores) bajo determinadas condiciones de presión, temperatura y tiempo. En una primera fase los organismos muertos se depositan, mezclados con sedimentos finos, en el fondo de una cuenca subsidente. Esta acumu-lación de materia orgánica sufre una fermentación anaeróbica y se transforma en sapropel. - Sapropel.- Barro o lodo con un contenido variable de MO no identificable (de origen vegetal o animal) en un medio acuático sin oxígeno. - Sapropelita.- Es un sapropel solidificado, que por destilación destructiva genera petróleo. Las sapropelitas con contenido elevado de MO (10-67%) reciben el nombre de "arcilla bituminosa" si se trata de sedimentos finos no consolidados y "pizarras bituminosas" si se trata de rocas (pelitas, limolitas y también margas y calizas). En una segunda fase se forma el kerógeno, a partir del cual se generan los hidrocarburos. Estos al principio son muy densos, pero conforme aumentan la temperatura y presión se van aligerando. Cuando sedimentos impregnados de hidrocarburos son sometidos a compactación, se transforman en rocas madres del petróleo. - Kerógeno.- Es un complejo de materia orgánica de origen sapropélico y diagenéticamente transformado al estado sólido. De alto peso molecular, resistente a la acción de las bacterias e insoluble en agua y en solventes orgánicos comunes. - Kerogenita.- Depósito con un contenido suficientemente alto en kerógeno para poder producir petróleo mediante la destilación. Bitumen - Mezcla viscosa natural de hidrocarburos de molécula muy pesada, y productos sulfurosos minoritarios. Soluble en solventes orgánicos.
8.3.3. Cambios durante la migración Los crudos, una vez expulsados de la roca madre, sufren cambios como resultado del fraccionamiento térmico y alteraciones secundarias no térmicas como desasfaltización, arrastre de componentes por el agua y biodegradación. Con el aumento de la profundidad de enterramiento, de la temperatura y del tiempo geológico el petróleo acumulado se fracciona produciendo compuestos más livianos. La variación normal de la composición del fluido en el reservorio va desde los petróleos pesados a los medios y livianos con aumento de la cantidad de condensado y de gas húmedo. Finalmente, todos los líquidos se descomponen en gas metano y un residuo pobre en hidrógeno llamado pirobitumen. Bajo severas condiciones de tiempo y temperatura los últimos remanentes de los líquidos entrampados son el grafito y el metano. La mayoría de estos procesos traen como resultado cambios en las propiedades del petróleo: el peso específico decrece, el contenido de azufre y nitrógeno aumenta y, en caso de biodegradación, los petróleos se vuelven cada vez más nafténicos ya que las parafinas normales son las primeras en ser atacadas por la acción bacteriana.
91
8.3.4. Clasificación Como ya se mencionó, los hidrocarburos fósiles comprenden una compleja y variable mezcla de hidrocarburos de diferentes tipos y diferentes números de carbono generados durante la catagénesis (ver tabla 8.5). La composición variable se refleja en la variabilidad de otras propiedades como estado natural, densidad y viscosidad; de esta manera, podemos clasificar a los hidrocarburos fósiles por lo menos de dos maneras: Según el estado natural y según su densidad. De cualquier forma el conocimiento exhaustivo de la composición será siempre el punto de partida para el estudio de hidrocarburos. ALCANOS (PARAFINICOS) C11H211 *2 Son HC saturados (ya no admiten más átomos de hidrógeno en su molécula). Presentan una gran estabilidad química; son inertes frente a mayoría de reactivos. Metano Etano Propano Butano Pentano
CH4 C2H6
C3 H8 C 4H10 C5 H 12
ALQUENOS (ETILENOS) También denominados Aromáticos o Naflenos, son HC no saturado muy reactivos. Eteno Propeno Buteno Penteno
C2 H4 C3H 6 C4H8 C51-110
ALQUINOS (ACETILENOS) C11H2n-2 Al igual que los alquenos, son HC no saturado muy reactivos. Etino Propino Butino Pentino
C2H2
C 3 H4 C4H6
C 5 1-18
En los cromatogramas (registro de la cromatografia de gases) se representa la composición de la muestra en términos de contenidos de moles de hidrocarburos de diferentes números de carbonos ordenados desde C 1 hasta C37: - C3 C4 - C7 C8 - C14 C15 - C18 C19 - C24 C25 - C37
Alcanos / Gases ligeros Alcanos / Gasolinas Aromáticos / Kerosenes Alcanos / Isoprenoides / Diesel Alcanos / Isoprenoides / Residual Alcanos / Esteranos / Trépanos / Aceites lubricantes
Tabla 8.5.- Clasificación de las moléculas de hidrocarburos y orden en que se reportan las mismas en los cromatogramas.
92
HIDROCARBURO MADURO
C14 C16 C18
0 20
0 22
0 24
0 26
0 28 030 C32 034 C36
HIDROCARBURO INMADURO
C14 C16 C18
0 20 C22
0 24 C26 C28 C30 C32 C34 036
Figura 8.4.- Cromatograma de TOC de una muestra de hidrocarburo madura (arriba) y otra inmadura (abajo).
95
Tipo de crudo Extrapesado Crudo pesado Crudo medio Crudo ligero (Gas natural)
Densidad °API < 10,0 10,0 - 22,3 22,3 - 31 1 >31,1
Poder calorífico cal/gr < 10,5 10,5 - 10,7 10,7 - 11 1 11,1 - 11,7 9,5 - 10,0
Temperatura de formación Baja (depósitos superfic )
Alta (depósitos profundos) Alta (depósitos profundos)
Tabla 8.6.- Propiedades de diferentes tipos de crudos.
8.3.6. Rocas generadoras (roca madre) En el estudio de una cuenca productiva se debe tomar en cuenta tres aspectos centrales: el carácter geoquímico de los hidrocarburos, el número de depósitos de igual génesis en el área y los controles de generación, migración y acumulación. Este seguimiento requiere de un exhaustivo estudio de la geología, para así determinar a las posibles rocas generadoras y conocer mejor las características petrográficas de las rocas reservorio. Las rocas generadoras son rocas de grano fino (principalmente pelitas y subordinado margas y micritas), con un alto contenido en materia orgánica compuesta aproximadamente por 20% de bitumen y 80% de kerógenos de los tipos I y II. Cuando estas rocas alcanzan una temperatura y presión adecuada generan una determinada cantidad de hidrocarburos sólidos, líquidos y gaseosos. En tal caso se dice que la roca madre es madura para la generación de hidrocarburos. Macroscópicamente se puede reconocer a una posible roca madre por la litología y el alto contenido de MO (reconocible por la coloración oscura; para el reconocimiento del tipo de kerógeno se requiere de análisis químicos). Sin embargo, pocas veces se puede probar en forma definitiva que el petróleo ha sido generado por una determinada unidad rocosa, mas aun teniendo en cuenta que en una cuenca hidrocarburífera pueden haber varios horizontes potencialmente generadores, y aún dentro de un mismo horizonte podrán haber partes generadoras y otras no. La importancia que ha de darse a la presencia o ausencia de posibles rocas madres en un área de exploración depende de la distancia que se calcula que pudo haber migrado el petróleo. Además, las rocas madres casi nunca constituyen yacimientos productivos, porque suelen ceder el petróleo lenta y difícilmente. 8.3.7. Rocas reservorio Rocas reservorio son las que por su porosidad y permeabilidad pueden recibir a los hidrocarburos liberados de la roca generadora. Las mejores rocas reservorio son las areniscas maduras (bien clasificadas y con poco contenido de matriz). La porosidad total o bruta se define como el porcentaje de volumen de poros respecto al volumen total de la roca. La porosidad útil (concepto directamente relacionado con la permeabilidad) es el porcentaje de poros interconectados, es decir, susceptibles de ser ocupados por fluidos. La porosidad útil es por lo general, inferior a la total en un 20 a 50%,
96
dependiendo, del tamaño y forma de los granos: Cuanto menor sea este tamaño de grano, más baja será la porosidad útil respecto a la total. La permeabilidad representa la facilidad con la que una roca permite a un fluido de viscosidad dada atravesarla. Este parámetro depende, fundamentalmente, del tamaño medio y de la forma de los granos. La unidad de medida es el Darcy, pero por ser demasiado grande para los reservorios de hidrocarburos, generalmente se utiliza el milidarcy (md). Si el fluido es homogéneo se habla de permeabilidad absoluta; pero si en la roca coexisten varios fluidos, como petróleo, agua y gas por ejemplo, se producen interferencias entre ellos que dan origen a permeabilidades efectivas para cada uno, diferentes de sus permeabilidades absolutas. La permeabilidad efectiva de un fluido es entonces la propiedad de una roca de ser atravesada por ese fluido en presencia de otros; depende por un lado de las características de la roca, y por otro, de las proporciones de los distintos fluidos presentes. Para un fluido dado, la permeabilidad relativa varia en función directa con la saturación de ese fluido en la roca, y se expresa en tanto por uno de movilidad de un fluido respecto a otro. En sistemas agua-crudo, la permeabilidad relativa del crudo es máxima y muy próxima a 1, cuando la saturación del crudo es máxima (100 a 80%). La permeabilidad relativa del crudo decrece rápidamente con la disminución de la saturación en éste, pero la del agua permanece muy baja o nula hasta saturación en agua del orden del 45%. A partir de ese momento, crece muy rápidamente hasta alcanzar el valor I para una saturación del 100%. En términos de producción, esto se traduce en que de un yacimiento petrolífero con bajo contenido inicial en agua, se podrá extraer inicialmente petróleo sin agua; pero al ir aumentando la extracción, al alcanzar una saturación en crudo del orden del 50-55%, se extraerá una mezcla de crudo y agua, en la que la proporción de la segunda irá aumentando progresivamente, hasta un valor de saturación en agua del 80-90%, momento en que solamente se extraerá agua. La permeabilidad condiciona el ritmo de extracción, lo que explica su importancia en el estudio de reservorios de hidrocarburos.
97
P8. Práctica del capítulo 8
P8.1. Muestras de contacto de carbón Reconocimiento de macerales.
P8.2. Muestras de contacto de hidrocarburos Reconocimiento de pelitas con alto contenido de MO Reconocimiento de areniscas con restos de MO Reconocimiento de crudos, asfaltos y bitúmenes.
98
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ANEXO 1
EQUILIBRIO QUIMICO Y ESTABILIDAD DE MINERALES
Equilibrio químico y estabilidad de minerales
Unidades de concentración Previamente a tocar el tema de la estabilidad de minerales en sistemas sedimentarios y diagenéticos, recordemos algunas definiciones relaciona-das a concentración de elementos o compuestos: - Concentración.- Masa de un elemento disuelto entre volumen de solución. C (gr dm-3) - Molaridad - Concentración de un elemento entre la masa de un mol del mismo (M). c = C/M (mol dm-3) - Molalidad.- Moles de un determinado elemento entre kg del solvente. m (mol dm-3) - Actividad.- Molalidad entre molalidad standar (1 mol kg'). Valor adimensional numéricamente igual a la molalidad. a=m/m0 - Fracción Molar.- Concentración de un elemento o compuesto en un cuerpo sólido. X = moles de x / moles totales - Presión Parcial.- Concentración de un componente gaseoso. PA = )(ik P (bar, kbar, gr cm -2) - Fugacidad.- Valor adimensional de la concentración de un componente gaseoso fA = PA
.
Constante de equilibrio La reacción química entre los reactantes A y B para formar los productos C y D se puede verificar también en sentido opuesto (C y D reaccionan para formar A y B). Por ejemplo una sal sólida en solución acuosa se disocia en cationes y aniones, los cuales reaccionan entre si para formar sal sólida. aA + bB 1=> cC + dD aA + bB a cC + dD Decimos que cuando la velocidad de la reacción en una dirección es idéntica a la velocidad en la otra dirección se ha alcanzado el estado de equilibrio.
En la tabla Al se presentan algunos valores de pK de diferentes minera-les a 25°C y 1 bar de presión (tomado de KRAUSKOPF & BIRD, 1995). La relación entre la actividad de un compuesto en una solución y la constante del producto de solubilidad de la reacción de disolución se refleja en la dirección de la reacción de la siguiente manera: Precipitación Equilibrio Disolución
Actividad > kps Solución sobresaturada Actividad = kps Solución saturada Actividad < kps Solución subsaturada
Interacción entre soluciones.- Efecto del ión común
Si interacciona una solución saturada con otra que contenga un ión común, el equilibrio se desplaza hacia una menor solubilidad de la solución saturada. Tomemos el ejemplo de la solución saturada de fluoruro de calcio a 25°C visto en el punto anterior. A partir del pK (ver tabla Al) calculamos el kps y el número de moles de CaF 2 disuelta(cv). CaF2 b Ca' 2 + n
n
2n
pK = -LogK = 10,4 KCaF2 = 4,26 x 10 -11
(a)(2a) 2 = 4,26 x 1041 3 = 4,26 x 1011 4a a=0,2 Supongamos que esta solución se mezcla con otra de sulfato de calcio (solución saturada a 25°C, actividad 0,0056 y kps 3,16 x 10-5). La con-centración del ión común (Ca' 2) aumenta. CaF2 b Ca+2 + 2F-1 0,00022 0,00022
0,00044
b Ca+2 + (SO4) -2 CaSO4 0,0056 0,0056 0,0056 0,00582
Considerando esta nueva concentración de Ca' 2 y sabiendo que el kps permanece constante, calculamos la nueva actividad del fluoruro de calcio y vemos que esta es menor que la correspondiente antes de hacer la mezcla. Esto indica que luego de hacer la mezcla el fluoruro de calcio será menos soluble y en consecuencia precipitará. CaF2 n
Ca+2 + 2F-1 0,00582
(0,00582)(2n) 2 = 4,26x10-1 ' a = 0,0000428 Efecto del ión común podemos observar, por ejemplo, en el amplio desarrollo de cemento siliceo en las capas de arenisca cuarzosa interes-tratificadas con limolitas o grauvacas.
Acido-Base. Escala pH Acido es una sustancia que se disocia cediendo un protón a otras sustancias o formando un ion hidrógeno en una solución acuosa. Base es una sustancia que reacciona tomando un protón de otras sustancias o formando un ion oxhidrilo en una solución acuosa. Cuando un ácido reacciona con una base hay dos pares ácido-base conjugados, tal como se representa en las siguientes reacciones: HA <=> A-1 + HB+H HA + Ácido I I 3ase2
Btr + Acido2 Base I
La fuerza de un ácido es una medida de su tendencia a donar un protón. Una solución acuosa que contiene diferentes ácidos nivela sus fuerzas debido a que el agua es una base demasiado fuerte con respecto a cada uno de los ácidos. Hablamos entonces de la fuerza de acidez de toda la solución o del medio. Veremos a continuación cómo medimos esa fuerza. El agua muestra características tanto de ácido como de base, cuando reacciona consigo misma para establecer el equilibrio dinámico. H2O + H2O i=> H30 + 0HKe x [H 301 2 = Kw = [H 3 01[0H1 Kw es el producto iónico del agua. Sabiendo que el agua pura a 25°C presenta una actividad de 1,0 x 10 -7 podemos calcular el valor de Kw: Kw = [1,0 x 10-7][1,0 X 10-7]= 1, 0 x 10-14 Según la ecuación de descomposición del agua [H 304 ] = [01-11 . Esto quiere decir que en una solución acuosa neutra las concentraciones de hidronio y oxhidrilo tendrán el mismo valor; y como el producto de dichas concentraciones es igual a 1,0 x 10 -' 4, entonces la concentración de cada uno será igual a 1,0 x 10 -7. En soluciones acuosas ácidas habrá un exceso de hidronio sobre oxhidrilo y en básicas de oxhidrilo sobre hidronio.
Definimos pH como el logaritmo negativo de la concentración de hidronio. El pH es un valor que se puede medir fácilmente y nos permite saber si un medio es ácido, neutro o básico.
Solución acuosa neutra a 25°C: Solución acuosa ácida a 25°C: Solución acuosa básica a 25°C:
[H301 = [011-] [H301 > [011-] [H301 < [OH -]
pH = 7 pH < 7 pH > 7
Los minerales se forman en ambientes con valores o rangos de pH defi-nidos, entonces la determinación de ellos permite inferir las condiciones del ambiente de formación. Así por ejemplo, los carbonatos se forman en medios básicos y los sulfuros en medios ácidos a neutros. La descomposición del WS es muy importante en la formación de sulfu-ros en rocas sedimentarias. H2 S b HS - +
=> 2H + + S-2
Kms = [1412 [S-2] [H2S] En la fórmula de Kms se puede observar que la concentración de azufre es inversamente proporcional a la del hidrógeno, ó lo que es lo mismo, al pH. En medios con pH bajo (medios ácidos) la reacción se estabiliza con concentraciones de azufre muy altas, de donde se formarán los sulfuros, siempre y cuando haya en el ambiente un potencial redox adecuado.
Oxidación-Reducción. Escala Eh Reducción es el proceso por el cual un elemento o compuesto gana electrones y con ello su número de oxidación disminuye. Por ejemplo: Fem + eAgente oxidante
==>
Fell
REDUCCION
Forma reducida del agente oxidante
Oxidación es el proceso por el cual un elemento o compuesto pierde electrones y con ello su número de oxidación aumenta. Por ejemplo: 2H2S -u + 02 Agente reductor
S-11 Agente reductor
c:› OXIDACION
cz>
H2O + S° + 4eForma oxidada del agente reductor
Sv104 2
+
OXIDACION Forma oxidada del agente reductor
4e-
Un elemento o compuesto gana electrones sólo cuando otro los cede, de tal manera que oxidación y reducción son procesos conjugados (sistema redox). 3CH0 + Fell703
<=>
2Fe() +
02
Ag. Reductor Ag. Oxidante REIN
rN
OXIDACION
Los procesos redox se puede formular en general de la siguiente manera: Forma Oxidada + Electrones <=REDOX=> (Agente Oxidante)
Forma Reducida (Agente Reductor)
Agentes reductores son elementos o compuestos que ceden electrones y en consecuencia se oxidan. Por ejemplo sodio, potasio, materia orgánica, 1LS. Un medio reductor es aquel donde abundan agentes reductores. Agentes oxidantes son elementos o compuestos que ganan electrones y en consecuencia se reducen. Por ejemplo oxígeno, ozono, cloro, ion sulfato. Un medio oxidante es aquel donde abundan agentes oxidantes. La capacidad de un medio de ceder o ganar electrones se denomina Potencial de Oxidación ó Potencial Redox (Eh). Su valor se mide en voltios con un electrodo de platino (peachimetro). Valores altos positivos indican medios oxidantes y valores bajos o negativos indican medios reductores. Cada reacción redox requiere de una determinada tensión (o valor de Eh) para que se pueda verificar. Existen reacciones que requieren de un potencial alto (medios oxidantes) y otras de un potencial bajo (medios reductores). En la tabla A2 se presentan algunas reacciones de importancia en sistemas sedimentarios.
REACCIÓN ENDOTÉRMICA (AH> O)
REACCIÓN EXOTÉRMICA (AH < O)
A+B
P+ R
C+D
S+T
Q
[C] [D]
Kc
[A] [B]
Log K
Log K
Ejemplos:
Disolución de sulfatos, nitratos, boratos, haluros, fosfatos.
[P] [R]
Log K
K
1/T
T
[S] [T]
Log K
T
Ejemplo:
Disolución de carbonatos.
figura Al.- Representación esquemática de la relación entre la constante de equilibrio
y la temperatura en reacciones endotérmicas y exotérmicas.
1/T
MINERAL CaF2 MgF2
pK = -Log K Fluorita Sellaita
Cu 2 S CuS FeS MnS PbS ZnS
Calcosita Covelita Troilita Alabandita Galena Esfalerita
BaSO4 CaSO4 CaSO4 . 2H2 0
Baritina Anhidrita Yeso
10,4 8,2 48,5 36,1 18,1 13,5 27,5 24,7 10,0 4,5 4,6
BaCO 3 CaCO 3 CaCO 3 FeCO 3 PbCO 3 MgCO3 MnCO3
Witherita Calcita Aragonito Siderita Cerusita Magnesita Rodocrosita
8,3 8,35 8,22 10,7 13,1 7,5 9,3
FePO4 • 2H20 Ca 5(PO 4) 30H
Strengita Hidroxiapatito
26,4 57,8
Tabla Al. Valores de pK de diferentes minerales a 25°C y 1 bar. Tomado de KRAUSKOPF & BIRD (1995). -
AGENTE OXIDANTE 03
+ 2 H 30+ + 2 e-
--s.
AGENTE REDUCTOR 3 H 20 + 02
Mn04-1
+ 8 H 30+ + 5 e-
,--
12 H 20 + Mn -I-2
Cl2
+
2 e-
Fe+3
+
e-
_____ .s-______ .s----
0°
+ 2 H 20 + 4 e-
-.-s
Cu+ 2
+
2e
Cu+ 2
+
e-
______. ----_______. .s------
2 H30+ 1
+
2 e-
--s.
Fe+2
+
2 e-
S
+
2e-
______... .---_______. .<•-•.--•
Zn+2
+
2e
Mg+2
+
2e
Na+ 1
+
e-
Ca+2
+
2 e-
K+ 1
+
e
Li+ 1
+
e-
_____. n-•--_______ n----
Eh
2Cl
2Fe+
+1,90
+1,50 +1,36 +0,75
4-OH
+0,40 Cu
Cu+ 1 20 +2H H2
+0,35 +0,17 0,00
Fe
-0,44
S-2
-0,51 Zn
-0,76
Mg
-2,40
______ .<-•--___ .s----
Na
-2,71
Ca
-2,76
.-- - ` ______ .T.---
K
-2,92
Lí
-3,03
Tabla A2. Potenciales de oxidación standar (en voltios). -
Un elemento o compuesto gana electrones sólo cuando otro los cede, de tal manera que oxidación y reducción son procesos conjugados (sistema redox). 3C110 + Feui O 3
<=>
2Fe° + 3C 1`' 02
Ag. Reductor Ag. Oxidante RED UCC ION j OXID AC ION
Los procesos redox se puede formular en general de la siguiente manera: Forma Oxidada + Electrones <=IZEDOX=> (Agente Oxidante)
Forma Reducida (Agente Reductor)
Agentes reductores son elementos o compuestos que ceden electrones y en consecuencia se oxidan. Por ejemplo sodio, potasio, materia orgánica, 1-1,S. Un medio reductor es aquel donde abundan agentes reductores. Agentes oxidantes son elementos o compuestos que ganan electrones y en consecuencia se reducen. Por ejemplo oxígeno, ozono, cloro, ion sulfato. Un medio oxidante es aquel donde abundan agentes oxidantes. La capacidad de un medio de ceder o ganar electrones se denomina Potencial de Oxidación ó Potencial Redox (Eh). Su valor se mide en voltios con un electrodo de platino (peachímetro). Valores altos positivos indican medios oxidantes y valores bajos o negativos indican medios reductores. Cada reacción redox requiere de una determinada tensión (o valor de Eh) para que se pueda verificar. Existen reacciones que requieren de un potencial alto (medios oxidantes) y otras de un potencial bajo (medios reductores). En la tabla A2 se presentan algunas reacciones de importancia en sistemas sedimentarios.
1. Introducción 1.1.
Conceptos básicos
- Sedimento.- Material producto de la destrucción mecánica de rocas pre-existentes (detritos) o de caparazones de organismos muertos o precipitación química, que tras haber estado suspendido en una corriente de agua, hielo o viento, se posa en el fondo debido a su mayor gravedad. Diagénesis.- Conjunto de procesos fisicos y químicos que llevan a la consolidación de una roca a partir de sedimentos. - Roca sedimentaria.- Agregado cohesionado natural de minerales o mineraloides u organismos muertos, formado como producto de la sedimentación y diagénesis. - Estratigrafia.- parte de la geología que estudia las secuencias de capas de rocas sedimentarias e identifica los ambientes deposicionales. - Sedimentología.- parte de la geología que estudia la dinámica de relleno de las cuencas. - Petrografia.- estudio de las características actuales de las rocas. - Petrología.- estudio del origen de las rocas.
Aloquimicos Bioclasto Cemento Grano Matriz
qaUji■
CJ ‘3*
)
100µm
crr:Dc
2 "CSIA: dr
Cemento 1 Cemento II
Matriz
Cemento III
Figura 1.1.- Ejemplos de granos, aloquímicos, cemento y matriz. Arriba: Alternancia de capas de roca organo-química (capa A) con roca elástica arenisca (capas B, D, F) y grauvaca (C. E). En la capa A se observan aloquimicos (microfósiles enteros y bioclastos). Abajo: Detalles del cemento de arenisca (izquierda; se observan tres generaciones de cemento) y de la matriz de la grauvaca (derecha; granos corroídos y ausencia de cemento).
1
1.2.
Fases de un estudio petrológico
En la formación de las rocas sedimentarias intervienen procesos fisicos y químicos, los cuales . se reflejan en las características fisicas (granulometria, textura, figuras sedimentarias) y químicas (mineralogía, cemento, composición) de las rocas. Las interpretaciones petrológicas se basan en el estudio de dichas características observadas a diferentes escalas. Las fases y consideraciones generales a seguir en un estudio petrológico de rocas sedimentarias son básicamente las mismas indicadas en el curso de rocas ígneas (planteamiento del problema; documentación y estudio del contexto geológico; trabajo de campo y toma de muestras; estudios preliminares de gabinete; descripciones petrográficas; estudio de la composición química; estudio de la composición isotópica; interpretaciones petrológicas). Hay que considerar además algunos aspectos propios de las rocas sedimentarias, tales como la importancia de la secuencia estratigráfica, la polaridad de las muestras (base-tope), las estructuras sedimentarias y el contenido de fósiles. 1.3.
Factores del ciclo sedimentario
El ciclo sedimentario empieza con la descomposición de rocas pre-existente por acción de los agentes atmosféricos dando origen a detritos si el intemperismo es fisico o a iones disueltos si es químico. El intemperismo físico predomina en terrenos con levantamiento rápido y climas árticos, mientras que el intemperismo químico es frecuente en terrenos con levantamiento lento y climas tropicales. Tanto los detritos como los iones disueltos son transportados por corrientes de agua, hielo o viento, siendo la condicionante para transportar a los detritos el tamaño de los mismos y la velocidad de la corriente: a mayor velocidad de la corriente esta podrá incorporar de su lecho granos más grandes o cementados (ver figura 1.3). A lo largo del transporte las partículas en suspensión chocan entre sí obteniendo cada vez dimensiones más pequeñas, formas más esféricas y superficies mas redondeadas. Por otro lado, con los cambios de pH y Eh, los iones disueltos se unen formando moléculas y embriones de cristales estables bajo las nuevas condiciones fisicas y, de continuar dichas condiciones, pasan de estado líquido a coloidal o a sólido. Cuando disminuye la velocidad de la corriente esta pierde poder para mantener en suspensión partículas y se produce la deposición. En la figura 1.4 se explica el origen de diversas figuras sin-sedimentarias por combinación de tamaño de grano y velocidad de la corriente en el momento de la pérdida del poder de transporte. Finalmente, en los depósitos sedimentarios se verifica una serie de cambios que convierten al material suelto en roca consolidada (diagénesis) y que están controlados por el enterramiento, compactación, gradiente térmica, Eh, pH, química del agua connata y química del agua subterránea. En la figura 1.2 se esquematizan las etapas del ciclo sedimentario (intemperismo, erosión, transporte, deposición y diagénesis) y se señala al lado de cada una de ellas los factores que las rigen.
2
COMPOSICIÓN DE LA ROCA ORIGINAL
Levantamiento rápido clima ártico
INTEMPERISMO
INTEMP. FÍSICO
Levantamiento lento clima tropical
INTEMP. QUíMICO
Matera/ t
Qr oco
TRANSPORTE
DEPOSICIÓN
DIAGÉNESIS (LITIFICACIÓN)
Corrientes de Agua, Viento, Hielo, Tamaño de grano, Velocidad
Pérdida poder transporte Sobresaturación Temperatura, Eh, pH Procesos biogénicos Procesos químicos
Enterramiento, Compactación, Temperatura, Eh, pH, Química del agua connata, Química del agua subterránea
ROCA
Figura 1.2.- Etapas y factores del ciclo sedimentario.
3
200 ANTIDUNAS
LAMINACIONES PLANAS DE ALTA ENERGIA
,—••••••
---
ransz..>.
Incremento de e nerg 'a
Ve locida d ( cm /seg )
100
DUNAS
LAMINACIONES PLANAS DE BAJA ENERGIA
50 RI PPLES
NO MOVIMIENTO
20
O c\i
Tamaño de grano (mm) Figura 1.3.- Relación entre tamaño de grano, velocidad de la corriente y estructuras sedimentarias. A la derecha variación de las formas superficiales de las estructuras con el incremento de energía.
1000 500
Ve loc idad ( cm /seg)
200 100 50
I
20
10
No consolidados
NO MOVIMIENTO.
U) e-- N O
o o
'ID
SABULA Y GRAVA
ARENA
LIMO O
0 0 O O c:i
Ul N-
CN
LSI CD O
c3 O O ó
Cl
O
U) C•4
Tamaño de grano (mm)
oc>0 ci ci N
ci
0 O O O N- N U) 0
Finura 1.4.- Relación entre tamaño de grano, velocidad de la corriente y movimiento de partículas arrancadas de material suelto (línea inferior) o consolidado (línea superior). En rectángulo señala el campo de la figura 1.3. 4
- Granos.- Término genérico empleado para referirse a sedimentos de tamaños superiores a 30 p.m. Pueden ser fragmentos de cristales, cristales enteros, agregados de cristales o fragmentos de rocas. - Matriz.- Agregado de partículas primarias de tamaños inferiores a 30 p.m que engloban a granos o aloquímicos. - Cemento.- Material autígeno (formado durante la diagénesis) que une a los sedimentos dando origen así a un agregado cohesionado (roca sedimentaria). El cemento está constituido generalmente por carbonatos, minerales silíceos, hematita o arcillas. - Aloquímicos.- Partículas mayores a 30 ptm de origen organo-químico formados en la misma cuenca de formación de la roca sedimentaria. Pueden o no haber sufrido un corto transporte dentro de la cuenca. Vienen a ser el equivalente a los granos de las rocas elásticas. - Ortoquímicos.- Minerales formados en la cuenca de sedimentación durante o inmediatamente después de la deposición. Se reconocen dos tipos: micrita y esparita. - Micrita.- Lodo calcáreo que constituye la matriz de las rocas carbonatadas. Está formada por finísimas partículas de carbonatos, arcillas y cuarzo entre otros minerales. Esparita.- Cristales de carbonatos desarrollados durante la diagénesis y que constituyen el cemento de la roca. - Porosidad.- Porcentaje de espacios no ocupados por sólidos, en el volumen total de la roca. La porosidad puede ser primaria o secundaria. La porosidad primaria está determinada por los espacios no rellenados (cementados) durante la diagénesis. La porosidad secundaria se forma principalmente por disolución de granos, matriz o cemento de la roca.
P1.4. Tipos de empaque y contactos entre granos
0 0
114 1111,0011111
Flotante
Puntual
Simple
Empaque matriz-sostenido
Suturado
Empaque grano-sostenido
Figura 1.5.- Empaquetamiento de la roca y diferentes tipos de contactos entre granos en función al desarrollo de la disolución por presión durante la diagénesis.
7
P1.5. Porosidad y permeabilidad
Porosidad de una roca es el porcentaje de espacios vacíos, es decir no ocupados por sólidos, en el volumen total de la roca. La porosidad puede ser primaria o secundaria (ver figura 1.6). La porosidad primaria es aquella determinada por espacios intergranulares no rellenados durante la depositación o cementados durante la diagénesis. La morfología, granulometría, clasificación, empaque y grado de cementación de los sedimentos controlan este tipo de porosidad. La porosidad secundaria se forma principalmente por disolución de granos, aloquímicos, matriz o cemento de la roca. La porosidad secundaria puede ser mayor o menor que la primaria. Es menor, por ejemplo, cuando se forman nuevas generaciones de cemento en los poros primarios. Permeabilidad de una roca es la propiedad de permitir el paso de fluidos a través de sus espacios vacíos. La permeabilidad depende de cuán interconectados estén los espacios vacíos. Esta propiedad es función también del tipo de fluido (agua dulce, salmuera, gas natural, petróleo) y de la presión hidrostática.
Granos
Cemento Porosidad primaria
Porosidad secundaria por disolución de cemento
Matriz
Porosidad secundaria por disolución de fósiles
Porosidad primaria
Figura 1.6.- Representación de porosidad primaria y secundaria en rocas clásticas (arriba) y carbonatadas (abajo). Los poros están representados con color azul.
8
EROSIÓN
DEPOSICIÓN
EOGÉNESIS
TELEGÉNESIS
ó0
-----------------------
METAMORFISMO ---------
Figura 2.2.- Estadíos de la diagénesis según CHOQUET'TE & PRAY (1970).
2.4.
Soluciones involucradas en la diagénesis
En la diagénesis participan soluciones acuosas de diferentes orígenes, composiciones condiciones de Eh y pH (ver figura 2.3). Estas son:
Y
- Agua marina.- agua de mares y oceános, con alto contenido de sales. - Agua meteórica o de origen meteórico.- agua de precipitación de la atmósfera, agua superficial (agua de glaciares, lagos, ríos) y agua de infiltración. Presenta bajo contenido de sales en concentraciones variables; por ejemplo en agua de lagos la concentración de Na-, Cl- y SO42 es mayor que en agua de ríos. El agua meteórica discurre por superficie y por las capas y zonas permeables del suelo y del subsuelo. Puede quedar retenida en los poros capilares (agua capilar) o descender a través de los poros o espacios vacíos no capilares (agua de percolación). El agua almacenada en determinadas regiones durante regímenes de lluvias intensas se conoce como agua fósil. - Agua connata.- agua marina o meteórica retenida en los poros de las rocas sedimentarias desde el momento de la deposición de los sedimentos. Su composición varia con el desarrollo de la diagénesis. El término "agua de poros" es más amplio que el de agua connata; incluye a esta y a cualquier otro tipo de agua entrampada en los poros de las rocas sedimentarias. - Agua de compactación.- agua expulsada por sedimentos durante el proceso de compactación y hundimiento. - Agua de cristalización.- moléculas de agua que toman parte en la constitución de un cristal. - Agua juvenil.- agua procedente de las cámaras magmáticas. - Agua subterránea.- término genérico que se refiere a todos los tipos de agua que circulan bajo la superficie de la tierra.
13
Agua meteórica
Isotemta
Isoterma
Subsidenei a
Figura 2.3.- Soluciones involucradas en la diagénesis y relaciones de Eh y pH de algunas de estas soluciones (según FAIRBRIDGE, 1967).
2.5.
Descomposición de materia orgánica
La descomposición de la materia orgánica juega un importante rol en la diagénesis, ya que sus reacciones producen cambios de pH y Eh del medio, generando ambientes propicios para la disolución o formación de determinados minerales, especialmente carbonatos y sulfuros. Así por ejemplo, la disminución de la presión interna de CO 2 en el sistema como consecuencia del cese de la respiración de organismos vivos contribuye a la precipitación de carbonatos y el incremento de CO2 a partir de las reacciones de descomposición, favorecen la disolución. La liberación de H2S favorece la precipitación de sulfuros de hierro (mackinawita, grieguita, pirita framboidal) en pelitas. En función al tipo de reacciones de descomposición de la materia orgánica, se reconocen las zonas geoquímicas de oxidación, de reducción de sulfatos, de fermentación, de decarboxilación termocatalítica, de generación de hidrocarburos y la zona de gas y grafito (ver figura 2.4). A continuación se explican brevemente las características de cada zona geoquímica. a) Zona de oxidación.- El 0 2 disuelto en agua de poros reacciona con la materia orgánica, se libera CO 2 y el ambiente se hace cada vez más ácido . (CH20)106,-3,16,-3(NTI ) Pn —2 •01> 106 CO2+ —4,1 13 8 n --2
16
122H2 O HNO33 ---
Zonas de reducción (b-e).- Los compuestos que reaccionan con la materia orgánica en descomposición generan la reducción por un lado, de cationes metálicos y por otro, del ión sulfato que pasa a S -2 , con lo cual se facilita la consiguiente formación de sulfuros. b) Zona de reducción de manganeso: (CH20)106(NH3)16(H3PO4) + 236 Mn0 2 + 472H 366 H2 O c) Zona de reducción de hierro: 14
236 Mn+ + 106 CO2 + 8N2 + 113PO4
(CH20)106(N113)16(H3PO4) + 212 Fe203 + 848 11 4- =5 424 Fe+2 + 106 CO2 + 16 NH3 + 530 H2O (CH20)106(NH3)16(113PO4) + 424 FeOOH + 848 11 + =5 424 Fe+2 + 106CO2 + 16 NH3 + 742 H2O
d) Zona de reducción de sulfato (bacteria Desulfovibrio desulfuricans): (CH2O)106(NH3)16(H3PO4) + 53 (SO 4)-2 => 106 CO2 + 16 NH3 + 53
S-2 + H3PO4 +
106 H2O
de carbonato: -ed e) Zona de rucción 1 P0-4, 1 1 al\--3(CH20) (M---3,16 106v-
53 CO2 + 53 CH4 +
16 NH3 + H3PO4
En esta zona el CO2 también se comporta como medio oxidante: CH2O + H2O c CO2 + 4H
CO2 + 8H => CH4 + 2H20
El CO2 se reduce por acción del metano producido por la bacteria Methanbacterium thermoautotrophicum a temperaturas entre 60 y 70°C. f) Zona de fermentación.- En esta zona se oxida la materia orgánica por medio de 02 generado por la ruptura de radicales orgánicos. g) Zona de decarboxilación termocatalítica (a temp. mayores de 70°C): R-COOH E;%. RH + CO2 (R = Radical)
ZONA GEOQUÍMICA
10-2 m
II
Oxidación Reducción de sulfatos
III
Fermentación
IV
Decarboxilación
V
Hidrocarburos liquidos Gas
I
1 0m
PROCESOS MICROBIOLÓGICOS
REDUCCIÓN DE HIERRO
DESCOMPOSICIÓN TÉRMICA
---------------->
1,0 lun 2,5 km
4,0 km
VI
Grafito cs-
Metamorfismo
Finura 2.4.- Zonas de descomposición de materia orgánica (tomado de ZEEH, 1996).
2.6.
Diagrama Eh-pH
Los parámetros potencial de oxidación (Eh) y grado de acidez (pH) juegan un papel muy importante en los procesos diagenéticos. Los minerales se forman en ambientes con valores o 15
rangos de pH definidos; así por ejemplo los carbonatos se forman en medios básicos (pH alto) y los minerales del grupo de la sílice en medios ácidos a neutros (pH bajo). Análogamente, el valor del Eh del medio condiciona la formación de determinados minerales; por ejemplo los óxidos se forman en ambientes oxidantes (Eh alto) y los sulfuros en medios reductores (Eh bajo). El diagrama Eh-pH nos muestra el efecto combinado de dichos parámetros sobre los campos de estabilidad de minerales y compuestos. Para sistemas sedimentarios y diagenéticos, este diagrama es tan importante como el diagrama PT para sistemas ígneos y metamórficos. La figura 2.5 es un diagrama Eh-pH donde se muestran los campos genéricos de oxidación, reducción, ambientes ácidos y básicos; allí mismo se muestran también las zonas de estabilidad de diferentes tipos de aguas. En este subtítulo se explican las condiciones de solubilidad, acidez y potencial redox bajo las cuales son estables diferentes minerales de importancia en procesos diagenéticos (minerales del grupo de la sílice, carbonatos, feldespatos, sulfuros, sulfatos, arcillas, vidrio volcánico).
1000 CD Agua de mina
800 —
o 400 —
20
0 0
Agua meteórica Campo geotermal
CD Agua marina Eogénesis
E _c
CD Agua connata Mesogénesis Salinas
-400 — Sáinas ricas en materia orgánica Fotosíntesis
-800 2
4
6
8
10
12
14
pH
Figura 2.5.- Diagrama Eh-pH mostrando los campos de estabilidad de diferentes tipos de aguas.
2.7. Condiciones de estabilidad de algunos minerales diagenéticos En este subtítulo se explican las condiciones de solubilidad, acidez y potencial redox bajo las cuales son estables diferentes minerales de importancia en procesos diagenéticos (minerales del grupo de la sílice, carbonatos, feldespatos, sulfuros, sulfatos, arcillas, vidrio volcánico). En el anexo 1 se presenta un resumen de conceptos químicos que per-mite comprender mejor los procesos de formación y disolución de minerales.
Minerales del grupo de la sílice
En la figura 2.6 se muestra la variación de la solubilidad del cuarzo y sílice amorfo en función del pH del medio. Allí se puede observar que bajo condiciones ácidas a neutras el cuarzo y la 16
- El incremento de polimorfos 2M de illita, cristalinidad de las mismas y tamaño de los cristales - El incremento de illita en capas interestratificadas E-I - El incremento de la cantidad de K y de la relación Al/Si La disminución de la capacidad de cambio catiónico y área superficial. -
Los métodos más empleados para el estudio de arcillas son la difractometría de rayos X, el análisis térmico diferencial y la microscopía electrónica. Los dos primeros métodos permiten la determinación de la especie y la microscopía electrónica nos proporciona imágenes de alta resolución con lo cual se pueden estudiar los hábitos y diferenciar la matriz del cemento. En el cuadro 2.2 se muestran los resultados de la investigación de MARFIL et al. (1983) sobre las características de los minerales de arcilla en diferentes estadíos diagenéticos. Iridrio volcánico El vidrio volcánico es un material relativamente inestable que se puede disolver desde los primeros estadíos diagenéticos dando origen a porosidad secundaria o a otros minerales. Del vidrio basáltico se forman secuencias de palagonita y esmectita (zeolitas) seguidas de cloritas. Con ello se libera Ca +2, Na' 1 , Fe+2 y Ti' 4 , que pueden pasar a formar nuevos minerales (calcita o pirita por ejemplo). De vidrios félsicos se forman esmectita (zeolita alcalina), caolinita e illita.
TIPO DE ESTRUCTURA
GRUPO
Amorfos
Grupo alofana
Equidimensional
Grupo caolinita
De 2 capas Elongado
Ped
Caolinita Nacrita Dickita Anauxita Halloysita
Equidimensional Grupo esmectita
Montmorillonita Beidellita Sauconita Vermiculita Nontronita Saponita Hectorita
Elongado
Red no expandib le
epi puedxe
De 3 capas
ESPECIES
Grupo illita
Capas combinadas
Grupo clorita A Atapulgita Palygorskita Sepiolita
Estructura en cadena
Cuadro 2.1.- Clasificación de los minerales de arcillas. Tomado de MENDOZA (2000).
21
Tetraedro Si-0 (o= O;
Capa de tetraedros
o = Si)
Octaedro X-OH Capa de octaedros ( O = Al, Fe+3; Mg, Fe+ 2 ; o = OH)
Familia trioctaédrica
Familia dioctaédrica
Octaedros con cationes divalentes ( • = Mg+2 , Fe+2 ; Q = K+1 )
Octaedros con cationes trivalentes ( • = A1 1-3 , Fe+3 ; O = K+ 1 )
Vóvi Brucita
Gibbsita
Antigorita
Caolinita
Talco
Pirofilita
vAirA'vrAir #.12:00.00
• • *vv"irÁlT
o
Flogopita
O
Muscovita
:010.01
Figura 2.9.- Esquema general de clasificación de los filosilicatos.
22
2.8.
Disolución y precipitación. Porosidad secundaria y cementación
La disolución de un grano o aloquímico se debe a que las condiciones fisico-químicas del medio (presión litostática, presión hidrostática, temperatura, Eh, pH y concentración de las soluciones intersticiales) varían de tal manera que el mineral abandona su campo de estabilidad. De igual manera, estas variaciones originan la formación de nuevos minerales, conocidos como minerales autígenos o cemento. La cementación imprime a la roca no sólo características mineralógicas, sino también texturales. Por el hábito del mineral autígeno y su relación espacial con los componentes primarios, se pueden reconocer los siguientes tipos de cementos (ver figura 2.10): Cemento amorfo (sin estructura). Ejemplos: ópalo, calcedonia, colofana Epitáctico (cristales elongados crecen perpendiculares a la superficie de los clastos). Ejemplos: cuarzo, calcita Cemento sintaxial (crecimientos orientados depositados en continuidad cristalográfica sobre granos). Ejemplos: cuarzo, calcita - Cemento de disolución por presión: bordes simples o suturados - Granular intersticial. Ejemplos: calcedonia, calcita y arcillas Poiquiloblástico (grandes cristales de cemento incluyendo granos clás-ticos). Ejemplos: calcita, baritina - Relleno de fracturas diagenéticas. Ejemplos: cuarzo, calcedonia, calcita, yeso.
Figura 2.10.- Tipos de cementos:
A = Amorfo.- Ópalo cementando granos de cuarzo B = Epitáctico.- Cristales de calcita sobre bioclastos C = Sintaxial.- Bordes autígenos de cuarzo en torno a granos de cuarzo. D = Granular.- Calcita de grano fino (microesparita) cementando aloquímicos. E = Poiquiloblástico.- Calcita de grano grueso (esparita) englobando aloquímicos. F = Relleno de fractura diagenética.- Venilla de calcedonia. 24
MORFOLOGIA CAOLINITAS
TIPO DE ROCA
AMBIENTE DE SEDIMENTACION
ACTUAL
Arenasy limos salinos
Continental (lacustrino salino)
TERCIARIO
Sublitoarenitas calc*reas
Continental (fluvial)
Cuarzoarenitas, Subarcosas, Arcosas
Transicional (delta'co)
illita caolinita
TRIÁSICO
Arcosas
Transicional (sabkhas costeras)
corrensita 14c-14m sepiolita atapulgita illita-clorita
4 - 12
Laminares con bordes irregulares y fibrosos
TRIÁSICO
Arcosas
Continental (fluvial)
illita caolinita-dickita clorita
3,5 - 4,5
Fibrosas y laminares
Láminas cara con cara
PÉRMICO
Litoarenitas y grauvacas
Continental (fluvio-lacustre)
illita caolinita interest. E-I esmectitas clorita
3,5 - 5,5
Fibrosas
Láminas cara con cara y en casa de cartas
Cuarzoarenitas
Marino (plataforma)
2,5 - 4,5
Laminares con bordes irregulares
Láminas cara con cara y en casa de cartas
CRETÁCICO
ASOCIACIONS MINERALES
CRISTALINIDAD MORFOLOGIA ILLITA IWTAS
EDAD
14c-14m esmectitas sepiolita atapulgita illita caolinita atapulgita esmectitas illita
4 - 10
Laminares y fibrosas
( 2) Interferencia con atapulgita
Laminares muy irregulares
7
-
10
illita DEVÓNICO
pirofilita caolinita
Laminares con bordes irregulares
Láminas orientadas en grupos
MORFOLOGIA ESMECTITAS
GRADO DIAGENET.
Placas regulares
E0 DIAGENESIS
Masas irregulares
MESO DIAGENESIS
Láminas
MESO DIAGENESIS SEMI MADURA
irregulares
masivas y tabulares
Placas con bordes ondulados
Cuadro 2.2.- Características de los minerales de arcilla en diferentes estadios diagenéticos. Tomado de
23
MORFOLOGIA CLORITAS
Pseudo hexag ovales
MESO DIAGENESIS
Láminas irregulares
MESO DIAGENESIS MADURA
En panal y roseta
MESO DIAGENESIS MADURA
irregulares
MARFIL
ANQUIZONA
et al. (1983).
Con el incremento de presión litostática durante la compactación se produce una disolución selectiva de minerales (disolución por presión). En los contactos puntuales entre granos el incremento de presión origina la disolución parcial de uno de ellos dando paso de esta manera a la formación de contactos cóncavo-convexos o hasta suturados (ver figura 2.11). En otros casos los granos o la matriz se disuelven parcial o totalmente dando origen a diferentes tipos de porosidad secundaria e incluso, en los estadios diagenéticos más avanzados, pueden llegar a formarse fracturas.
Figura 2.11.- Disolución por presión. La presión puntual (1) origina la disolución parcial del grano inferior. Con el incremento de presión la disolución del grano inferior se amplia a una superficie originando contactos cóncavo-convexos (2 y 3) y hasta la disolución de ambos granos generando contactos suturados (4).
Figura 2.12.- Formación de estilolitos por disolución por presión. Las flechas azules (a la derecha) indican la dirección de compactación y disolución. Las lineas negras gruesas en los estilolitos corresponden a la acumulación de materiales insolubles (sulfuros, materia orgánica, etc.). Abajo se muestran los tipos de estilolitos: A) rectangular, B) tipo sismograma, C) tipo deformado. Tomado de RAILSBACK (2002). 25
P2. Práctica del capítulo 2 Métodos de estudio de rocas sedimentarias
Estudios petrográficos (Secciones delgadas con resina epoxy azul) - Descripción de la fábrica y texturas de la roca - Determinación de minerales, fragmentos líticos, fósiles, matriz y cemento - Estimación porcentual de los granos, matriz y cemento - Estimación porcentual de los minerales de los granos - Estimación del tamaño de grano y selección - Carácterízación del cemento - Caracterización (tamaño, forma, tipos) y estimación cuantitativa de la porosidad - Evaluación cualitativa de la permeabilidad (porosidad útil) - Identificación de procesos diagenéticos - Caracterización de la evolución diagenética Separación de minerales -
Centrifugación Velocidad de sedimentación Separación de minerales pesados Separación magnética
Difractometría de rayos X - Preparación de muestras. Glicolación y floculación - Difractogramas de los minerales más importantes Réplicas de texturas de rocas carbonatadas Tinción por carbonatos Fluorescencia y cátodoluminiscencia Análisis químico y microquímico - AAS - FRX - ICP - SEM / REM Estudios isotopicl
26
3.4.
Psamitas o areniscas
3.4.1. Definición y clasificación Psamitas o areniscas son rocas sílico-clásticas con más de 50% de granos que miden entre 2 mm y 63 pm. Los granos consisten principalmente en cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos, mientras que la matriz consiste en limos, arcillas o lodo calcáreo. Según el contenido relativo de matriz las areniscas se pueden clasificar en areniscas p.d. (menos de 15% de matriz) y grauvacas (más del 15% de matriz) y según la mineralogía o litología de los granos las areniscas se clasifican en areniscas cuarzosas, arcosas y litarenitas. La figura 3.7 muestra los sistemas de clasificación más usados para areniscas: el sistema de FOLK (1974) y el de PEIIIJOHN et al. (1987).
Folk (1974) .,,, 1 osGc`I oloGY1,-. ‘ Ia z
ive r4ca
Cuarzo g ra uva ca
1,jk<15°/°) Cuarzo arenita Subarcosa
50/0)
Q Sublita ren ita Grauvaca Grauvaca feldespática lítica FR
A
FRS
Seda renita FR Arcosa lítica
L ita re n ita feldespática
Arenita volcánica
Filarenita
FRV
FRM
Sistema de clasificación de areniscas según FOLK (1974). A = Feldespato potásicos, albita y fragmentos de granito o gneis
Figura 3.7a.
-
FR = Fragmentos laicos (FRS, FRV, FRM = sedimentarios, volcánicos, metamórficos). Q = Cuarzo y sílice
36
En las ruditas ricas en componentes carbonatados este tipo de brechas se forma durante la diagénesis tardía, por acción de las aguas subterráneas. En sistemas exhalativos submarinos, hidrotermales y/o volcánicos también es frecuente la formación de seudobrechas, por ejemplo de chert con matriz de microcuarzo. Según sus dimensiones e interconexiones las seudobrechas pueden ser muy buenos reservorios.
Conglomerado Brecha de morrena
"Pc
Brecha de arrecife Movim ie nto re la t ivo de co mp onentes
Á
Brecha de flujo Brecha de escombrera Brecha de disolución Brechas internas Brechas tectónicas Monomíctico
<
Polimíctico
Figura 3.6.- Diferentes tipos de brechas ordenadas según el ajuste de los clastos, el grado de
redondez y el carácter litológico. Con fondo rosa las brechas intraformacionales y con fondo verde claro las brechas sedimentarias. Los conglomerados presentan alto grado de redondez y carácter litológico variable. Modificado de FOCHTBAUER (1988).
35
típicos de mesodiagénesis profunda y cementos de dolomita se forman durante la diagénesis tardía. La fuente de carbonatos para la formación de cemento durante la eodiagénesis es el agua marina. Conforme aumenta el soterramiento adquiere cada vez mayor importancia la disolución por presión de carbonatos de capas aledañas como fuente para la formación de cemento calcáreo en areniscas (a profundidad el efecto de la disolución por presión en carbonatos es mayor que en sílice). - Cemento de sulfatos.- El cemento de anhidrita se puede formar por influencia de soluciones evaporíticas durante la eodiagénesis o también a partir de soluciones connatas durante la mesodiagénesis profunda. Cemento de arcillas.- Los cementos de arcilla muchas veces son dificiles de diferenciar de la matriz y esto es un problema importante para interpretaciones petrológicas, puesto que dichos minerales constituyen buenos indicadores diagenéticos. Los cementos de arcillas más comunes en areniscas son los de caolinita, esmectita, dickita, cloritas, illita. Cementos de caolinita o dickita se forman por acción de aguas meteóricas. Cementos de caolinita se pueden formar también por intemperismo de feldespatos en medios húmedos y cementos de esmectita a partir de intemperismo de feldespatos en ambientes áridos a semihúmedos. Con la mesodiagénesis la caolinita y esmectita dejan de ser estables para dar paso a la formación de illita-esmectita y finalmente illita (ver punto 2.7). Las herramientas más adecuadas para el estudio de arcillas son la difractometría de rayos X y la microscopía electrónica.
3.4.5. Porosidad secundaria de areniscas Se puede formar por los siguientes mecanismos (ver figura 3.14): - Disolución de matriz - Disolución parcial de cemento - Disolución de granos - Disolución intragranular Disolución parcial de fragmentos líticos
- Disolución de contactos entre granos - Disolución de contactos grano-matriz - Corrosión de granos - Fracturamiento o ruptura de granos
Las areniscas con una considerable porosidad híbrida (primaria más secundaria) y escasa matriz consituyen buenos reservorio de hidrocarburos.
45
Porosidad secundaria por disolución de contactos entre granos
Porosidad secundaria por disolución de contactos grano-matriz
Porosidad secundaria por corrosión de granos
(=:1 (1)
Porosidad secundaria por disolución selectiva intragranular
,
Porosidad secundaria por disolución de cemento
Porosidad secundaria Por disolución de grano
Porosidad secundaria por erosión de matriz
Porosidad secundaria por ruptura de granos
Porosidad primaria
Granos
Matriz
Porosidad secundaria por disolución parcial de fragmentos l'ti cos Cemento
Poro
Figura 3.14.- Representación esquemática de los diferentes tipos de porosidad de las areniscas.
46
provenientes de la disolución de caparazones o de matas de algas, precipitan en horizontes o zonas vecinas, donde encuentran la trampa geoquímica apropiada. Las siguientes ecuaciones explican el proceso de precipitación y disolución de carbonatos: CaCO3 + CO2 + H2O a Ca. F2 + 2HCO3 2O '1:5 H2CO3
CO2+H
CaCO3 + H2CO3 <=> Ca +2 + 2HCO3 La precipitación o disolución de carbonato de calcio en solución acuosa se fundamenta químicamente en las concentraciones de dióxido de carbono, calcio y bicarbonato. Otros factores que condicionan dicho proceso son el pH, la temperatura, presión, profundidad, salinidad, etc. A continuación se describe el rol de cada uno de ellos en la formación de carbonatos (basado en MOULIN, 1994). Potencial de hidrógeno (pH) y presión interna de CO2 La solubilidad de los carbonatos tiene una estrecha relación con el pH del medio y la presión interna del CO2, tal como se puede notar en las ecuaciones arriba indicadas. Valores bajos y neutros de pH favorecen la disolución y valores altos favorecen la precipitación. Un cambio mínimo del pH en una solución saturada puede provocar la disolución o precipitación masiva de carbonatos (ver figura 2.6). Por otro lado, el incremento de la concentración de CO 2 en el sistema favorece la reacción de disolución y el decremento favorece la precipitación. Ambos factores, el pH y el Pco2, pueden variar por acción de los organismos, por descomposición de la materia orgánica o durante la diagénesis por intercambio de soluciones, tal como se vio en el punto 4.2.5 (el CO 2 aumenta con la descomposición de la materia orgánica y disminuye con el calentamiento del agua, aumento de actividad fotosintética de algas, cese de respiración de organismos o a la mezcla de agua marina con agua meteórica). Temperatura El incremento de temperatura favorece la precipitación de carbonato de calcio. En medios deposicionales superficiales la temperatura depende del clima y ello a su vez de la ubicación geográfica. En medios deposicionales profundos (plataforma externa, talud, llanura abisal) la temperatura disminuye drásticamente con la profundidad, y ello favorece la disolución. Por estos motivos, las plataformas carbonatadas se forman en mares poco profundos de zonas tropicales. A temperaturas entre 10°C y 30°C se forma aragonita metaestable (lo más común) y a temperaturas superiores a 30°C se forma dolomita (muy poco frecuente). Durante la diagénesis, el incremento de temperatura permite la formación de cementos de calcita y en algunos casos de dolomita. Pero la temperatura no sólo determina la mineralogía sino también los organismos prevalecientes. Así, las aguas cálidas de mares tropicales albergan depósitos ricos en corales y algas verdes, mientras que las zonas templadas reciben mayormente sedimentos con foraminíferos y moluscos asociados con crustáceos, briozoarios y algas rojas. La temperatura de formación se determina con estudios isotópicos de oxígeno en caparazones no recristalizados: Valores bajos de 30 18 corresponden a ambientes cálidos.
56
• LAGO ZONA VADOSA
ZONA INTERTIDAL
CALCITA DOLOMITA
PLATAFORMA CARBONATADA NIVEL DEL MAR
ZONA FREÁTICA METEÓRICA
-Mg -Na
ARAGONITO Mg-CALCITA
ZONA MIXTA
ZONA FREÁTICA MARINA
CALCITA
+Na DOLOMITA CALCITA
CALCITA
Fisura 4.1.- Ambientes deposicionales y diagenéticos favorables para la formación de
carbonatos (basado en Fi,f)GEL, 1982).
4.2.
Factores que condicionan la formación de carbonatos
El origen orgánico de las calizas se debe a la acumulación de caparazones de CaCO 3 , los cuales son formados aún en ambientes con baja concentración de carbonato. La precipitación química se debe a la sobresaturación de soluciones (depósitos evaporíticos por ejemplo), o a cambios bruscos de salinidad o de pH del medio, los cuales se pueden producir durante la formación del depósito (como es el caso de las desembocaduras de ríos) o durante la diagénesis, como por ejemplo, cuando soluciones carbonatadas
55
Cemento masivo.- Cementación tardía que sella los poros con monocristales de calcita - Cemento radiaxial.- Cementación tardía terminal consistente en cristales fibrosos de calcita desarrollados perpendicularmente desde las superficies de las fracturas hacia el centro. Los cristales son ligeramente curvos. Normalmente se desarrollan cristales de elongación largo-rápido (índice de refracción menor paralelo al largo del cristal), pero, por precipitación a partir de soluciones salinas, se pueden desarrollar también cristales largo-lento. .
1,111 1 '1911 1191‘111111w ---
Epitáctico fibroso
Mosaico (drusy)
Pseudoesparita
Granular o esparita
En capas
Masivo
Sintaxial epitáctico
Radiaxial
Micrítico (microesparita)
Figura 4.2. Tipos de cementos de rocas carbonatadas. -
61
Recristalización y transformaciones mineralógicas Recristalización es el sobrecrecimiento de cristales sin que ocurran cambios mineralógicos. Durante la diagénesis de rocas carbonatadas, la recristalización más importante es la de la micrita, lo que da origen al cemento micrítico (o microesparita). Transformación mineralógica (o neomorfismo) es el cambio in situ de un mineral por otro de composición similar. Reemplazamiento es un término más amplio que se refiere a la formación de un mineral en el espacio que dejan otros que se destruyen. Seudomorfismo es el neomorfismo o reemplazamiento, en el cual se preserva la forma externa del aloquímico o del cristal original. Las principales transformaciones mineralógicas que se producen durante la diagénesis de rocas carbonatadas son la calcilitización (aragonito ó Mg-calcita a calcita), dolomitización (calcita a dolomita) y dedolomitización (dolomita a calcita). Los reemplazamientos más comunes son los de sílice (cuarzo, calcedonia, ópalo) por calcita y los de sílice o calcita por minerales evaporíticos (anhidrita, yeso, etc). Muchas veces las transformaciones y reemplazamientos mencionados son seudomórficos. Formación de nódulos Por removilización de elementos durante la diagénesis se pueden formar nódulos de composición diferente a la de la roca que los contiene. Por ejemplo son relativamente comunes los nódulos de calcita, siderita o ferromanganeso en micritas; así mismo son también comunes los nódulos de sílice en calizas expuestas a la acción de aguas meteóricas. Compactación El porcentaje de compactación que ha sufrido una roca es aproximadamente igual a la diferencia entre la porosidad primaria original de los sedimentos (estimado teóricamente a partir del grado de redondez y clasificación de la roca) con la suma de la porosidad primaria actual más el porcentaje de poros sellados diagenéticamente: % Compactación
PPORIGINAL (PF'ROCA PSELLADOS)
Los efectos de la compactación son más pronunciados en rocas que no han sido cementadas tempranamente, ya que la cementación impide la reorganización de los sedimentos en empaques más densos. Los principales efectos de la compactación son sucesivamente la disminución de la porosidad, fracturamiento mecánico, deformación de aloquímicos, disolución por presión, disolución de granos y formación de estilolitos. Disolución selectiva Los cambios en las soluciones diagenéticas (composición, pH, Pc02, etc) originan la disolución selectiva de ciertos minerales constituyentes de aloquímicos u ortoquímicos, originando así porosidad secundaria, la cual, más adelante, puede ser sellada por precipitación de cemento. La disolución selectiva en rocas carbonatadas se produce a lo largo de todo el proceso diagenético, desde la eo- hasta la telediagénesis. Dolomitización Dolomitización es el proceso de transformación de calcita a dolomita, con lo cual se forman las dolomías secundarias. Este cambio se verifica en la zona freática mixta, cuando
62
Organismo
Habitat
Mineralogía original
Bivalvos y gasterópodos Cefalópodos Braquiopodos
Aguas someras dulces o saldas Plataforma externa Aguas marinas someras
Mayormente aragonito Aragonito Calcita
Corales
Aguas marinas someras Aguas marinas someras
Equinodermos Briozoarios Artrópodos Espongiarios Anélidos (huellas de) Foram níferos Algas
Aguas marinas someras hasta regular profundidad Medios salados y salobres Plataformas, preferentemente en sus zonas profundas Aguas someras dulces o saladas Variable Aguas someras cálidas dulces o saldas
Estructura interna
Moldes de esparita. Moldes de esparita. Capa externa delgada con cristales epitácticos. Capa interna gruesa con cristales fibrosos oblicuos. Fibroso.
Variable (aragonito calcita) Calcita Monocristales porosos de calcita. A veces con canal central. Mixta Poroso. Zoecias con relleno esparítico. -
Variable (aragonito calcita) Calcita Sílice -
Prismática fina, granular Moldes de diversos minerales.
Micrítico o esparítico. Quitinosa, Aglutinada, microgranular, Silícea, aporcelanada, fibrosa radial, etc. Calcárea mixta Variable Microgranular, microporosa, tipo (aragonito calcita) panal, fibrosa, etc. -
Cuadro 4.4. Características de los diferentes organismos formadores de rocas carbonatadas. -
.0a
Nácar
Calcita prismática Gasterripodos
Calcita Braquiópodos (detalle)
Lamelibranquios
Equinodermos
00 Cr\ Ostrácodos Corales
Bryozoarios
Artrópodos
O \o
Espongiarios (espículas)
Algas dasicladáceas
Alga roja
Algas carofitas
Fisura 4.3.- Aspecto de algunos organismos frecuentes en plataformas carbonatadas vistos en sección delgada (sin escala). Fuente desconocida.
67
4.5.3.
Granos no esqueletales
- Peloides.- Término genérico para referirse a granos de formas esféricas a ovoides, menores a 500 pim de diámetro, sin estructura interna y compuestas por micrita oscura, frecuentemente con glauconita, pirita o fosfatos. Por su origen se clasifican en pellets fecales, peloides de algas, seudopeloides, peloides bahamíticos y peletoides (MoNnio., 2003). Pellets fecales.- Son peloides originados por las deyecciones de los organismos. Presentan formas esféricas alargadas (longitud hasta 2 veces el ancho), de 100 a 500 ptm de largo, bien redondeadas, bien clasificadas. Presentan un halo más oscuro de naturaleza orgánica. Carecen de estructura interna, pero en ocasiones dan la apariencia de tener una especie de malla que los cubre. Son característicos de las zonas intertidal y subtidal someras de baja energía. Peloides de algas.- Presentan formas irregulares, subredondeadas, de tamaño pequeño variable entre 50 y 200 pim, generalmente mal clasificados. Se originan de bioclastos de algas y ocurren asociados a otras estructuras de algas. Son característicos de ambiente lacustre y lagunares hipersalinos. Seudopeloides.- Se trata en realidad de pequeños intraclastos de composición micrítica producto del retrabajo de lodos marinos. Con frecuencia ocurren en forma de lentes junto con partículas terrígenas. Son característicos de ambientes de alta energía, situados detrás del arrecife o en ambientes de plataforma de aguas profundas. Peloides bahamíticos.- Son bioclastos u oolítos totalmente micritizados como producto del retrabajo de algas y hongos que atacan al sedimento. Peletoides.- Son bioclastos redondeados sin recristalización u ooides recristalizados. Se presentan totalmente micritizados y redondeados, no tienen estructura interna y se les llama también arróndidos. Ooides u oolitos.- Son granos de formas esféricas o subesféricas, de tamaños variables entre 0,5 y 2 mm, constituidos por un núcleo de naturaleza variada (cuarzo, bioclasto) y capas externas finas concéntricas (cortex). Diagenéticamente pueden adquirir una estructura radial, probablemente por el cambio de aragonito a calcita. Los ooides se forman en aguas marinas someras de ambiente tropical y subtropical. Existen tres tipos: Superficiales, normales y micríticos. Ooides superficiales.- También llamados protooides. Presentan formas con bajo grado de esfericidad, núcleos muy grandes y cortex de una o muy pocas capas. Son característicos de zonas de baja energía y de áreas con procesos orgánicos e inorgánicos. Ooides normales.- Este tipo presenta formas esféricas bien redondeadas y cortex con muchas láminas concéntricas. Se forman en ambientes de alta energía de aguas marinas someras supersaturadas de carbonato de calcio. Ooides micríticos.- También llamados pelets bahamíticos. Son estructuras concéntricas de micrita, que no tienen cristales visibles ni orientación. Posiblemente son producto de la actividad de algas azules o, en otros casos, pueden ser ooides normales micritizados diagenéticamente. - Oncoides (biopisolitos).- Son granos formados por un núcleo irregular recubierto por láminas de micrita ocasionalmente con partículas detríticas. Las laminaciones pueden ser producto de actividad de organismos. Se forman en diversos ambientes, principalmente lacustrinos o lagunares, de alta o baja energía. Por su tamaño se
68
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Intergranular
Ventanas (fenestral)
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Fracturas
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De abrigo (schelter)
Canales
I in./ Will 414 II ob.Mellini, Intercristalina
Bioturbaciones (boring)
eit
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1141
Estructural (growth-framework)
•
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Cavidades (vuggY)
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-.......-.....p.wz ..
Intragranular
Concordante o no concordante
1 11LT ;110 t ijkl 4
Concordante con la estructura de la roca
Cavernas
Ill
Mienta
Aloquímico
4,
a.
Bioturbaciones (burrow)
Grietas de desecación (schrinkage) Esparita
Figura 4.4. Clasificación de la porosidad de calizas según CHOQUE 1 l E & PRAY (1970). -
4.6.
Clasificación
Los diferentes orígenes (orgánico o químico), las gradaciones a rocas elásticas y la diversidad de elementos petrográficos y de facies que pueden tener las rocas carbonatadas, han motivado la creación de diversos sistemas de clasificación, algunos de los cuales se indican en el cuadro 4.5. Los parámetros en que se basan los diversos sistemas de clasificación son el tamaño de grano, la composición mineralógica, la relación Matriz / Cemento, tipos de granos, textura, porosidad. Los sistemas antiguos se basan unos en el tamaño de los granos, y otros en las cantidades relativas de dolomita-calcita-arcillas (ver figura 4.5). Estos sistemas son importantes para una primera aproximación de estudios mineralógicos, pero no para determinación de facies; por ello, en los años 50' y 60' del siglo pasado se desarrollaron sistemas basados en tipos de aloquímicos que permiten determinar litofacies y biofacies. Algunos de ellos son descriptivos, simples y de fácil aplicación; otros son complicados ya que conjugan aspectos descriptivos con interpretativos de la génesis. Actualmente, si bien es cierto que no existe un consenso o convención sobre la nomenclatura de las rocas carbonatadas, se utilizan ampliamente los sistemas descriptivos 71
que permiten identificar las facies. Existen muchos sistemas de ese tipo, pero los mayormente utilizados y los que se recomiendan en este curso son los de FoLK (1959, 1962) y DUNHAM (1962) .
Autor
Sistemas antiguos Muestra de mano. Tamaño de grano. Contenido de (Coraban, 1903: dolomita, calcita y entre otros) arcillas Folk (1959. 1962)
Leighton & Pendexter (1962) Dunham (1962) Plumley et al. (1962)
Monte (1963)
Ventajas
Parámetros
Aplicaciones
Rápida clasificación. No consideran tipos de granos ni facies Útil para rocas intermedias entre calizas y epiclásticas
Algunas Subdivisión de Sección delgada. Tipo de subdivisiones son textura aloquímicos. artificiales Granos / Matriz. Matriz / Cemento. Textura Rápida clasificación Mezcla descripción e Muestra de mano. Tipo de interpretación Sección delgada. aloquímicos. genética. Granos / Matriz Textura Rápida clasificación Tipo de textura. Muestra de mano. Granos / Matriz. Textura
Muestra de mano Tipo de textura. Sección delgada. Sección delgada. Tipo de aloquímicos. •
Sección delgada. Tipo de aloquímicos. Matriz / Cemento. Tipo de textura. Composic. química Tipo de Sección delgada Bissel & Chilingar aloquímicos (1967) Tamaño de grano (Basado en Leighton Matriz. Cemento & Pendexter 1962 y Todd (1966)
Monte 1963)
Füchtbauer (1970) Swanson (1981) (Modificado de
Desventajas
Muestra de mano. Tipo de Sección delgada aloquímicos. Matriz, Cemento M uestra de mano. Tipo de textura. S ección delgada Granos / Matriz. Textura
Rápida clasificación Fundamento algo cuestionable. del tipo genético Complicado Intento de una clasificación exhaustiva
Involucra análisis de facies
Combina tamaño de Sistema de términos algo complicado grano con tipo de aloquímicos y ortoquímicos Rápida clasificación Mezcla descripción interpretación genética Rápida clasificación
Dunham. 1962)
Cuadro 4.5.- Comparación de algunos sistemas de clasificación de rocas carbonatadas. Modificado de FLUGEL (1982).
72
Mas de 2/3 de micrita > 50% 10 - 50% 1 -10% 0 - 1% de aloquímicos de aloquímicos de aloquímicos de aloquímicos Micrita y Dismicrita
a
Micrita y Dismicrita
C%2
,,;&
Buena selección
Redondeados
Bioesparita escasamente lavada
Bioesparita mal seleccionada
Bioesparita bien seleccionada
Bioesparita redondeada
‘zzsz.) (lW'A
IP „ c:::::::: -.=z:, , „
)(7,
' 147
4^
lb AM°
'
41.0”
Esparita > Micrita Infra espanta
Intramicrita
Ooesparita
Oomicrita Biomicrita
Bioesparita
3:1 a 1:3
Biopelesparita
Biopelmicrita
> 1:3
Pelesparita
Pelmicrita
Poro
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,
Ab.
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Awc5"7::: O CZ::
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Ad
Bioesparita
Micrita > Esparita
> 3:1
____..._.1.1i ,
cz, 7
t. 111
< 10% de aloquímicos
> 10% de aloquímicos
> 25% de ooides
B iocla stos / Pe loide s
Escasa selección
Mas de 2/3 de esparita
Bomicrita
> 25% de intraclastos
<25% oo ide s
Biomicrita empaquetada
Micrita fosilífera
Proporciones volumétricas de aloquímicos
<25 %de in traclastos
■,
,,,,•::;,.
.
.„:
rn
Biomicrita dispersa
Micrita fosiffera
Esparita y misia en proporcionas smares
1 a 10% de aloquímicos Micrita con intraciastos
1
gi 1Z 5 co O' 'O oc
craa Mloo ides con Micrita fosilífera
(o ..,
e-co
aE I=
Aloquímico
Micrita
Micrita con peloides
o < 1% de u> aloquímicos 1,,) 1 1 – to 1,1É 1 0o c :o a m
t-, E8
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1É .52
in
ro ,,.. 3 'al .. -.
Esparita
Figura 4.6.- Arriba: Sistema de clasificación textura! de rocas carbonatadas de FoLK (1959, 1962). Abajo: Sistema de clasificación de rocas carbonatados de FOLK (1962).
Clasificación de Dunham (1962) Este sistema se basa en las cantidades relativas de aloquímicos, micrita y matriz, sin considerar los tipos de aloquímicos, e introduce el concepto textural de sostenimiento por granos o por matriz (ver figura 4.7). Así mismo considera a las rocas orgánicamente unidas (biolititas de Folk) a las que denomina "boundstones" . Esta clasificación es muy simple y no requiere del uso de microscopio. Clasificación de Embry & Klovan, 1972 (modificado de Dunham, 1962) Esta modificación del sistema de DUNHAM (1962) por un lado, incorpora a rocas con alto contenido de aloquímicos mayores a 2 mm (Floatstone y Rudstorze) y por otro subdivide a las rocas bioconstruidas (Biolititas de Folk o Boundstone de Dunham), en Bafflestone (roca trampa) que incluye sedimento estabilizado por los organismos en posición de vida, Bindstone (roca ligada) cementado por organismos que forman costras (algas rojas por ejemplo) y Framestone (roca organizada) formada por los organismos constructores en su sitio (ver figura 4.8).
74
Clasificación de CORABAN (1903) Componentes Calcita
Dolomita
Bioclastos / Bioformas
> 2 mm
Calcirudita
Dolorudita
Biorudita
2 mm - 62 ptm
Calciarenita
Doloarenita
Bioarenita
<62 ptm
Calcilutita
Dololutita
Biorudita
Tamaño de grano
Impurezas
A
1 = No carbonato
AUL
AMII II
Dolomita
MI
8
2 = Dolomía impura 3 = Dolomía calcárea impura 4 = Caliza dolomítica impura 5 = Caliza impura
Xlik
6 = Dolomía 7 = Dolomía calcárea 8 = Caliza dolomítica 9 = Caliza
Calcita
Lado derecho del diagrama triangular de FÜCHTBALTER (1959) Caliza margosa
Caliza 0
5
Marga
(Ver figura 4.20) Limolita margosa
35 65 'Yo Arcillas o Material no calcáreo
Limolita 95
100
Figura 4.5. Sistemas antiguos de clasificación de rocas carbonatadas transicionales a epiclásticas. -
Clasificación de Fa& (1959, 1962)
El sistema de clasificación textural de Folk está basado en las cantidades relativas de aloquímicos, micrita y matriz. Originalmente, en 1959, el autor dividía a las rocas carbonatadas según cuatro grupos, que posteriormente, en 1962, los amplió a ocho y los presenta ordenados según niveles crecientes de energía durante la sedimentación (ver figura 4.6). Este sistema requiere de determinaciones microscópicas, con lo cual la definición de ambientes de sedimentación se ve ampliamente enriquecida. FoLK (1962) presenta también un sistema alternativo al textural, basado en las cantidades relativas y tipos de aloquímicos y ortoquímicos (parte inferior de la figura 4.6). Esta clasificación utiliza un sistema de nomenclatura compuesto por el nombre del elemento dominante (oo- para ooides, pel- para peloides, bio- para bioformas o bioclastos, intra- para intraclastos) seguido del término micrita o esparita según cual sea más abundante. Cuando varios elementos son importantes, se les menciona en orden decreciente. Por ejemplo, una intraoobioesparita es una roca formada por intraclastos, ooides y restos de organismos con cemento esparítico. Este sistema requiere de análisis de microfacies, es sencillo y permite una descripción completa de la roca. Es importante también indicar la introducción del concepto de roca biohermal sin modificar, a la que se denomina "biolitita". 73
Textura original no reconocible
La textura original del depósito es reconocible
Componentes originales no unidos orgánicamente durante el depósito
Cornponentes unidos orgánicamente durante el depósito
Sin micrita
Contiene micrita
Matriz soportado Grano soportado >10% Aloquímicos
<10% Abquímicos
Carbonato Wackstone
Mudstone
Boundstone
Grainstone
Packstone
cristalino
4110
41I Mi diiir a0P 411P
.aP
Fisura 4.7.- Sistema de clasificación textural de rocas carbonatadas de
Componentes originales J'idos orgánicamente durante el depósito
Componentes originales no unidos orgánicamente durante el depósito Mas de 10% de aloquirmcos mayores de 2 mm
Menos de 10% de aloquimicos mayores de 2 mm MICRITA
Menos del 10% de granos 30 ion a 2 mm
Mas del 10% de granos 30 i.rm a 2 mm
Mudstone
Wackstone
0% Grano sostenido
Mas del 10% de mienta
Menos del 10% de mienta
Mata sosteni do
Matriz sostenido
Boundstone
a.
tp < 30 um)
1 00 %
DUNHAM (1962).
E •
o in o
Figura 4.8.- Sistema de clasificación de rocas carbonatadas de en DUNHAM (1962).
75
EMBRY & KLOVAN (1972), basado
4.7.
Características petrográficas de las calizas
Calizas masivas o micríticas
Son rocas carbonatadas de grano muy fino, fractura concoidal y colores variados (blanco, amarillo, rosado, rojo, gris o negro). Están compuestas por calcita o dolomita (cristales o microfósiles) e impurezas de arcillas, cuarzo, óxidos de hierro, etc. Dentro de este tipo de calizas se pueden distinguir las siguientes variedades: - Caliza litográfica.- Caliza de grano muy fino a criptocristalina, fractura concoidal y colores variados. Caliza bituminosa.- Caliza con impregnaciones de asfalto u otros hidrocarburos. Por lo general de color negro. - Caliza margosa.- Caliza con impurezas de arcilla. - Caliza ferruginosa.- Caliza con óxidos de hierro. Coloración pardo a rojizo irregular.
Calizas espáticas o esparíticas
Calizas que se caracterizan por presentar grandes cristales de calcita, visibles a simple vista, los que se han formado por recristalización del primitivo sedimento carbonatado .
Calizas orgánicas "sensu strictu"
Calizas en las que la micrita y el cemento juegan un papel secundario frente a los organismos que, por su tamaño o por su abundancia, definen las características más notables de la roca. - Caliza biohérmica.- Caliza formada por colonias de organismos marinos (caliza coralina, caliza de alga, etc ) - Lumaquela Caliza formada por valvas fósiles de moluscos aglomeradas por un cemento de calcita con impurezas de naturaleza variable. Creta.- Caliza calcárea, ligera, de grano muy fino, de color blanco o gris, formada por caparazones de foraminíferos (especialmente globigerinas), fragmentos de conchas y estípulas de esponjas, todo ello aglomerado por un cemento de calcita y arcillas. - Biomicrita.- Caliza intermedia entre masiva y lumaquela. -
-
Calizas concrecionadas
Caliza oolítica.- Roca formada por la acumulación de ooides. Presenta tamaño de grano grueso (0,5 a 2 mm) y porosidad variable según el desarrollo de cemento. Indica ambientes deposicionales someros de niveles de energía variables (ooides de bajo grado de esfericidad y pocas capas de corteza indican baja energía y ooides de alta esfericidad y muchas capas indican alta energía). - Caliza pisolítica.- Similar a la caliza oolítica pero de granulometría mayor.
Travertino
Roca calcárea formada en ambientes continentales por precipitación de carbonatos en los afloramientos de manantiales o fuentes termales. Consiste en calcita o aragonito y 76
MO SAPROPÉLICA ALGAL HERBACEA LIPTINITA ALGINITA ESPORONITA RESINITA
MACERALES
MO HÚMICA LEÑOSA CARBONOSA VITRINITA
KEROGENO
TIPO I-II
TIPO II
TIPO III
H/C
1,7 - 0,3
1,4 0,3
1,0
0/C
0,1 - 0,02
0,2 0,02
0,4 0,02
FUENTE
MARINA LACUSTRE
TERRESTRE
TERRESTRE
PRONÓSTICO
PETROLEO PELITAS BITUM. CARBONES BITUM.
PETROLEO GAS
GAS CARBÓN HÜMICO
-
-
-
0,3
-
INERTITA TIPO IV 0,45 0,3 -
0,3 0,02 TERRESTRE MARINO RECICLADO -
TRAZAS GAS NO PETRÓLEO
Tabla 8.1.- Características de los kerógenos y macerales.
VEGETALES SUPERIORES
MATERIA ORGÁNICA
LiGt4NA
HÚMICA
FITOPLANKTON
CARBOHIDRATOS
ZOOPLANKTON
CCAPUESTOS WITIOGENADOS MATERIA ORGÁNICA SAPROPÉLICA
LIPIDOS
ESPORAS
20
MO SAPROPÉLICA
Temperatu ra (°C)
CH4
CH4
MO HÚMICA
CO2 - 1 00
150
200
Rendimiento relativo de gas natural de sedimentos finos ricos en materia orgánica
Figura 8.1.- Naturaleza de la materia orgánica húmica y sapropélica y su descomposición durante la diagénesis.
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LIGNINA
CARBOHIDRATOS
PROTEÍNAS
LíPIDOS
Biomonómeros Geopoímeros
KEROGENO
o
AMARILLO RvIT = 0,4 %
o
HIDROCARBUROS DE BAJO Y MEDIO PESO MOLECULAR
CASTA„0
HCs DE ALTO PESO MOLECULAR
CRACKING
RvIT = 1
o METANO
ANTRACITA
HCs LIVIANOS
Figura 8.2.-
OSCURO RVIT = 2 %
RESIDUO CARBONOSO
Descomposición de la materia orgánica durante la diagénesis y formación de carbón e hidrocarburos.
84
1.5
H/C 10
0.5
o
0.1
0.2
0.3
O/C
1.6 1.4 1.2 1.0
H/C 0.8
ZONA INMADURA
0.6 0.4
INERTINITA
0.2
0.01
0.02
0.04 0.06
0.1
0.2
0.4
0.6
O/C
Figura 8,3.- Diagrama 0/C versus H/C mostrando los diferentes tipos de kerógenos, así
como el grado de madurez y la reflectancia de los mismos.
85
8.2.
Carbón
El carbón es una roca sedimentaria de origen orgánico, constituida por restos de vegetales transformados durante la diagénesis. Contiene más del 50% en peso y más del 70% en volumen de materia carbonosa como carbono amorfo, hidrocarburos, compuestos orgánicos de naturaleza compleja (lignina y celulosa), proteínas vegetales y materia inorgánica. Los elementos que conforman al carbón son fundamentalmente C, H, O y en menor proporción N y S.
8.2.1. Ambientes de formación Para que haya una adecuada acumulación de restos vegetales como juncos, cañas, arbustos, hojas, musgos entre otros, que pueda dar origen a carbón debe haber una zona con un paleoclima preferentemente tropical, que asegure una vegetación exuberante (zona de aporte). Así mismo debe haber una zona de acumulación protegida del influjo detrítico, con una profundidad adecuada y una subsidencia continua para así mantener condiciones uniformes y evitar la oxidación. La acumulación se puede producir en la misma zona de vegetación, lo que da origen a carbones autóctonos, o en medios distintos al de aportes, lo que da origen a carbones aloctónos. Los medios más favorables son :
-
Estuarios, albuferas o marismas, saladas o salobres
-
Zonas pantanosas, ciénagas, manglares, canales, lagos y charcas
- Ambientes fluviales y deltáicos. Si el medio de formación es lacustre decimos que los carbones son límnicos y si se han formado en medios marinos los denominamos pariálicos. A lo largo del tiempo geológico, debido fundamentalmente a las variaciones paleoclimáticas y al tipo de vegetación predominante, han habido edades más favorables que otras para la formación de carbón, tal como se puede notar en la tabla 8.2.
Cenozoico
28,7%
Cretácico
16,7%
Jurásico
14,2%
Triásico
0,5%
Pérmico
24,4%
Carbonífero superior
14,5%
Carbonífero inferior
1,0%
Tabla 8.2.- Porcentajes de reservas mundiales de carbón por edad de los yacimientos.
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