Rocas Carbonatadas

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

INDICE INDICE...................................................................................................................... ............................................................................................................................................ ...................... 1 INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................. ............................................................................................................................. 3 OBJETIVOS ..................................................................................................................................... ..................................................................................................................................... 4 MARCO TEÓRICO.................................................................... ........................................................................................................................... ....................................................... 5 1.

2.

3.

AMBIENTES CONTINENTALES Y MARINOS ............................................................. ........................................................................ ........... 5 1.1.

AMBIENTES CONTINENTALES.............................................................. .................................................................................... ...................... 5

1.2.

AMBIENTES MARINOS .............................................................. ............................................................................................... ................................. 7

ROCAS CARBONATADAS................................................................... .................................................................................................. ............................... 16 2.1.

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS CARBONATADAS .......................... 17

2.2.

COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS CARBONATADAS..................................... 17

2.3.

COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONATADAS ................................................... 19

2.4.

TEXTURAS ...................................................................... ................................................................................................................ .......................................... 21

2.5.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS CARBONATADAS .................................................... 21

DIAGÉNESIS EN ROCAS CARBONATADAS ............................................................... ........................................................................ ......... 35 3.1.

4.

PROCESOS DIAGÉNETICOS .................................................................. ...................................................................................... .................... 35

DOLOMITIZACIÓN ................................................................. ........................................................................................................... .......................................... 41 4.1.

CONDICIONES ............................................................... .......................................................................................................... ........................................... 42

4.2.

FACTORES EN EL PROCESO DE DOLOMITIZACIÓN .................................................. 43

4.3.

MODELOS DE DOLOMITIZACIÓN ......................................................... ............................................................................. .................... 44

CONCLUSIONES .................................................................................................................. ........................................................................................................................... ......... 49 BIBLIOGRAFIA .............................................................................................................................. .............................................................................................................................. 50 LINKOGRAFÍA...................................................................................................................... ............................................................................................................................... ......... 50 ANEXOS ........................................................... .............................................................................................................................. ............................................................................ ......... 51

Página 1


A Dios porque toda la inspiración y el talento viene de él y va hacia él. A todas aquellas personas que hicieron y hacen posible que cada día escalemos un peldaño más en el largo y difícil camino de forjarnos profesionalmente y humanamente.

Página 2


A Dios porque toda la inspiración y el talento viene de él y va hacia él. A todas aquellas personas que hicieron y hacen posible que cada día escalemos un peldaño más en el largo y difícil camino de forjarnos profesionalmente y humanamente.

Página 2


INTRODUCCIÓN En el presente trabajo se describirán temas referentes a rocas carbonatadas, así como también sus ambientes de formación: fo rmación: ambientes continentales que están representados por el depósito de tufas, travertinos (calizas formadas por evaporación en manantiales y ríos) y margas y el ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual restringida comparada con los períodos geológicos de la historia de la Tierra. Una roca carbonatada es aquella que está formada por más del 50% de minerales carbonatados (aragonito, calcita alta en Mg, calcita baja en Mg, dolomita, otros). Constituyen el 20 % de las rocas sedimentarias y proceden de la precipitación físico-química o bioquímica del Ca. También se estudiara la clasificación y diagénesis de las rocas carbonatadas y el proceso de dolomitización. Los temas ya mencionados contribuirán a la formación académica de cada uno de los lectores.

Página 3


OBJETIVOS

GENERALES: 

Describir las rocas carbonatadas (su ambiente de formación, clasificación y diagénesis).

ESPECÍFICOS: 

Describir los ambientes de formación de las rocas carbonatadas.



Definir y clasificar las rocas carbonatadas.



Describir la diagénesis de las rocas carbonatadas.



Describir el proceso de dolomitización.

Página 4


MARCO TEÓRICO 1. AMBIENTES CONTINENTALES Y MARINOS 1.1.

AMBIENTES CONTINENTALES

Los ambientes continentales están representados por el depósito de tufas, travertinos (calizas formadas por evaporación en manantiales y ríos) y margas. 

La tufa es un material fino, poroso y esponjoso que se presenta como un depósito delgado. Los carbonatos son depositados sobre las plantas en crecimiento y comúnmente se marcan impresiones de hojas o tallos, en una estructura reticular y débil. Estos sedimentos están restringidos principalmente a depósitos cuaternarios. La tufa más densa y durable se encuentra actualmente asociada con lagos ligeramente hipersalinos, como el lago pirámide de Nevada y el lago Bonneville. Algunos depósitos de tufa forman montículos o domos a lo largo de lagos someros antiguos.



El travertino es una caliza más densa y bandeada, común en las cavernas calcáreas donde se forman las estalactitas y estalagmitas. Al igual que la tufa, está asociado a depósitos relativamente pequeños del reciente. Las aguas calcáreas frías o calientes en los manantiales, pueden llegar a formar depósitos de calcita alrededor de éstos. Las localidades más famosas por presentar este tipo de calizas son Mammoth, Hot Springs y el Parque Yellowstone en Estados Unidos.



Las margas son carbonatos débilmente cementados que se acumulan actualmente en lagos de agua dulce. Ciertas plantas como el Chara, Chara, típica de este tipo de lagos, pueden obtener el bióxido de carbono por fotosíntesis en solución, precipitando el carbonato de calcio como una corteza en las hojas o tallos de las plantas. Esta corteza es extraída lentamente para ser depositada posteriormente en el fondo del lago.



El caliche se puede encontrar en el registro geológico como nódulos pequeños o capas continuas en las partes superiores de los ciclos aluviales depositados bajo condiciones condiciones climáticas climáticas áridas.

Algunos caliches bajo el microscopio

muestran cuerpos pisolíticos en anillos concéntricos de calcita rellenando fisuras; así como en diferentes grados de reemplazamiento de cuarzo detrítico

Página 5


y feldespato en estructuras bandeadas concéntricas semejantes a las estructuras producidas por algas. Este tipo de pseudooncolitos y cuerpos pisolíticos se consideran relacionados a pisolitas de suelos bauxíticos y lateríticos.

Fig. 1

Ambientes diagenéticos para una plataforma solitaria, atolón o margen de plataforma,

donde se presenta una isla con la presencia lentes de agua “dulce”. Modificada de Longman (1981).

Fig. 2 Ambientes diagenéticos carbonatados para una plataforma con acuíferos confinados. Modificada de Longman (1981).

Página 6


1.2.

AMBIENTES MARINOS

El ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual restringida comparada con los períodos geológicos de la historia de la Tierra. Mares carbonatados tan extensos como los que existieron durante el Ordovícico, Devónico, Mississíppico y Cretácico no existen actualmente. Existen diferencias fundamentales entre los depósitos carbonatados terrígenos y marinos. Mientras que los terrígenos son producto del intemperismo químico y físico de las rocas preexistentes que han sido transportados a la cuenca de depósito, los sedimentos carbonatados marinos se derivan de una precipitación “in situ” dentro de la misma cuenca.

En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia de organismos que no solo secretan el CaCO 3, sino que también lo utilizan para la construcción de sus conchas o esqueletos. Sin embargo, es importante considerar que parte del sedimento carbonatado producido en el ambiente marino, puede llegar a sufrir un cierto transporte por la acción del viento, oleaje, corrientes, etc., ya sea a áreas continentales, al borde de la plataforma o a las profundidades marinas. Constituyentes

A

B

C

Algas calcáreas

22.8

25.1

18.0

Moluscos

15.8

17.5

12.2

Foraminíferos

11.7

9.0

17.3

Corales

9.0

9.3

8.2

Espículas

3.6

4.3

2.1

Tubos de gusanos

1.8

1.4

3.0

Crustáceos

1.2

1.4

0.7

Briozoarios

0.3

0.4

Trazas

Limo

13.2

13.9

11.7

7.8

14.8

3.9

0.5

Arcilla

con

(agujas 10.2

aragoníticas) Minerales (> cuarzo)

2.8

Página 7


CaCO3

5.5

5.3

6.0

Oolitas

0.8

0.4

1.6

Pellets

1.3

Trazas

3.8

Agregados

0.2

---

0.8

Total

100.2

99.7

100.7

Fig. 1

Distribución de constituyentes de los sedimentos carbonatados modernos. A) 50

muestras de Florida y 24 de Las Bahamas. B) 50 muestras de Florida. C) 24 muestras de Las Bahamas. Modificada de Pettijhon (1975).

En general, las plataformas de ambientes carbonatados se desarrollan en áreas donde el influjo de terrígenos no existe o es mínimo; una de las razones por las que actualmente existen solo algunas de éstas. El aporte de terrígenos en la mayor parte de las márgenes continentales afecta directamente el crecimiento de los organismos productores de carbonatos, especialmente en los constructores de arrecifes. Como resultado, los arrecifes se desarrollan en áreas donde no existe una fuente de terrígenos, como es el caso del Golfo Pérsico, la Plataforma de Yucatán y las Bahamas. En estas plataformas existe un equilibrio dinámico entre la producción de carbonatos y la subsidencia, para permitir acumulaciones gruesas y mantener la profundidad adecuada para favorecer continuamente el aporte de CaCO3. 1.2.1. CARACTERÍSTICAS DEL AMBIENTE MARINO El ambiente marino se divide en dos zonas. A) La zona bentónica que incluye el piso o fondo oceánico, desde la línea de costa hasta las profundidades mayores. Las formas marinas que viven, ya sea fijas al sustrato, deslizándose, como enterradores o nadadores, se les conoce como organismos bentónicos. Dentro de ésta misma, la zona de litoral yace entre la marea alta y baja, la zona de sublitoral sobre la plataforma continental y la zona batial sobre el talud continental; la zona abisal corresponde a las planicies abisales y la hadal a las trincheras. B) La zona pelágica representa la porción acuosa de los mares. Dentro del ambiente pelágico, la zona nerítica es el cuerpo de agua que cubre desde la zona costera hasta los límites de la plataforma continental, y la zona oceánica es aquella que está asociada con las profundidades mayores en las cuencas oceánicas.

Página 8


Fig. 2

Perfil esquemático mostrando las subdivisiones ecológicas tanto del piso oceánico

como del cuerpo de agua. Simplificado de Friedman (1978).



Procesos químicos y físicos.- La composición del agua de mar a través de los océanos es más o menos constante; aunque muchos elementos han sido identificados, solo seis iones forman el 99% del volumen de agua de mar (Fig. 3). Los elementos más abundantes son el Cl y el Na, por lo que la composición química de agua se exprese generalmente en medidas de cualquiera de estos dos iones. Ion

Proporción (%)

Cl-

55.1

Na+

30.6

SO42-

7.7

Mg2+

3.7

Ca2+

1.2

K+

1.1

Total

99.4

Tabla 01: Iones predominantes en las aguas marinas. Tomada de Friedman (1978)

Página 9


Fig. 3

Efectos del pH (aproximadamente 25 grados C) sobre la solubilidad del CaCO3,

cuarzo y la sílica amorfa. Modificada de Friedman (19 78).

En lo que respecta a la cantidad de gases disueltos, se ha demostrado que al aumentar la profundidad, el carbonato de calcio se disuelve ya que la concentración de CO2 aumenta y el pH disminuye, llevándose a cabo dicha acción. El Eh o potencial redox es una medida relativa de la intensidad de oxidación o reducción en solución, esto es, la concentración de electrones en una solución. Aunque los procesos de óxido-reducción son comúnmente biológicos, otros son más bien químicos. En los ambientes sedimentarios, el Eh y el pH son interdependientes, por lo que conociendo los límites de estabilidad del agua, se

Página 10


puede trazar en un diagrama el Eh como ordenada y el pH como abscisa y mostrar los campos para cada uno de éstos. La producción de sedimentos carbonatados ocurre típicamente en regiones cálidas, someras y en latitudes bajas; sin embargo, su producción también se puede dar en climas más fríos. En base a posiciones latitudinales se reconocen dos grupos dominantes de organismos, mientras que los tropicales incluyen a los corales y las algas verdes, los de latitudes altas incluyen a los moluscos y foraminíferos, considerando también a los corales ahermatípicos de aguas frías. Los procesos físicos tales como la fotosíntesis, la respiración, la evaporación, la lluvia y el aporte de agua dulce por ríos, afecta la producción de carbonatos. A estos procesos se le agregan la gravedad, el oleaje, las mareas, las corrientes y la bioturbación. 1.2.2. TIPOS DE AMBIENTES CARBONATADOS RECIENTES De acuerdo a las facies sedimentarias dominantes se presentan cinco tipos de ambientes: armazón de arrecifes orgánicos, sedimentos arrecifales y acumulaciones de sedimentos, bancos orgánicos, acumulaciones de lodo calcáreo y planicies de mareas o sabkas. Armazón de arrecifes orgánicos: El término arrecife se define como un armazón

carbonatado resistente al oleaje. Términos relacionados son biostroma y bioherma. El primero se refiere a una acumulación de restos biogénicos en capas (p.e. crecimiento de algáceos); mientras que el segundo se refiere a una acumulación “in situ” de organismos sedentarios a veces formando montículos.

Consecuentemente, no todos los arrecifes son biohermas. El rango anual de temperatura en los arrecifes actuales es de 15 a 32; mientras que el de la salinidad está entre 35,000 y 37,000 ppm. El rango relativamente pequeño de salinidad es característico de áreas marinas con abundancia de organismos, ya que la mayor parte de éstos son muy sensibles a los cambios de salinidad y no pueden sobrevivir a éstos por un tiempo largo. La flora calcárea de los arrecifes está dominada por dos familias de algas: las verdes (Codiacea) y las rojas (Coral linácea) (Fig. 4). La fauna es extremadamente variada y consiste principalmente de corales, moluscos, equinodermos, foraminíferos, anélidos, briozoarios y crustáceos.

Página 11


Fig. 4

Ecología de las algas marinas calcáreas. Se presentan los ambientes de depósito a lo

largo de un perfil ideal de un margen de plataforma carbonatada. Modificada de Wilson (1975).

En general, el arrecife está dividido en tres partes principales (Fig. 6): 1) El frente del arrecife es el área de crecimiento del arrecife bajo la profundidad efectiva de penetración de la luz (0-50 metros dependiendo de la latitud y la turbidez del agua). El sedimento en esta parte del arrecife está compuesto de gravas pobremente clasificadas y arenas derivadas de la desintegración arrecifal. En las partes más bajas hay una cementación por cristales de carbonato fibroso, mientras que en las porciones superiores la cementación se lleva a cabo por un crecimiento algáceo. 2) El arrecife principal consiste de una serie de arrecifes vivientes y montículos rocosos separados por áreas de aguas más profundas en donde se generan una serie de rizaduras en las gravas y arenas carbonatadas. Son arrecifes típicos de diferente relieve topográfico arriba de los 20 metros. Los principales elementos estructurales son los corales del tipo Acroporapalmata, los cuales crecen casi 2 centímetros por año, así como detritos de grava y arena de acumulaciones de otros corales e hidrozoarios del tipo Milleporaalcicornis, además de algas incrustantes. 3) la parte posterior del arrecife es la que se ubica hacia el continente en la cual el piso marino está tapizado de carpetas algales o de parches arrecifales. Las primeras son del género Thalassia y proporcionan un hábitat protector a una gran variedad de algas calcáreas (Halimeda, Penicillus y Goniolithon) y corales (Porites).

Página 12


Fig. 5

Sección esquemática mostrando los ambientes de depósito principales en las

inmediaciones de un arrecife. Modificada de Friedman (1978).

Sedimentos arrecifales: Una de las características más sobresalientes de los

sedimentos arrecifales es su origen biogénico exclusivo. El total de sedimentos producidos se deriva de cinco grupos principales de organismos: corales, algas coralinas, algas verdes, foraminíferos y moluscos. Así mismo, se presentan variaciones locales en partículas no biogénicas como ooides e intraclastos. Los sedimentos arrecifales incluyen también partículas carbonatadas acumuladas en bancos o apiladas por transporte físico, principalmente en barras, dunas y planicies deltaicas. Aunque la arena es el tamaño de grano más abundante en el arrecife, también se encuentran gravas pobremente clasificadas. La textura del sedimento arrecifal es el resultado de tres factores principales: el tipo de organismos que construyen el armazón, la actividad del oleaje y la desintegración producida por los mismos organismos. La desintegración biogénica del material arrecifal es una contribución importante para el volumen y la textura de estos sedimentos. Numerosos organismos se alimentan del arrecife produciendo pellets que forman también parte de los sedimentos. Otros, como el erizo y la estrella de mar, son destructores ya que “raspan” constantemente la superficie arrecifal. Por otro lado, los holotúridos o “pepinos de mar”, se alimentan de las partículas

disgregadas en el piso marino. Además, se considera a los gasterópodos como los principales productores de pellets. Los organismos horadantes como pelecípodos, bacterias, esponjas y algas, contribuyen no solo a desintegración del sedimento, sino que también a la textura del arrecife. Dentro de las acumulaciones actuales son comunes los ooides, los cuales se encuentran en flujos constantes y niveles altos de agitación. Los ooides se forman a profundidades menores a los 5 metros, algunas veces en áreas de Página 13


intermarea, a lo largo de las plataformas (Bahamas) o cerca de los canales de marea (Costa Trucial del Golfo Pérsico); por lo que las corrientes de marea son los procesos dominantes para las facies oolíticas. Las acumulaciones eólicas en ambientes subaéreos son comunes a lo largo de una plataforma carbonatada costera, y guardan una similitud con las acumulaciones terrígenas en morfología y estratificación interna. Ocurren con cualquier otro tipo de sedimento que se genera sobre el nivel del mar. Las secuencias de este tipo que llegan a cementarse se les conocen como eolianitas. Actualmente se presentan en las Bahamas, en las Bernudas, en la Península de Yucatán y en la costa sureste de Australia. Bancos orgánicos: Las partículas detríticas biogénicas pueden acumularse por la

acción del oleaje y corrientes, así como por entrampamiento especialmente por organismos bentónicos. Estos bancos orgánicos muestran una gran diversidad de formas y tamaños, dependiendo de la profundidad del agua, procesos locales, influjo terrígeno, etc. Las partículas esqueletales incluyen: equinodermmos, moluscos, algas, foraminíferos, briozoarios y corales. Los foraminíferos planctónicos llegan a ser abundantes en la plataforma externa y son buenos indicadores para determinar la profundidad. La bioturbación es muy intensa, excepto en las marcas de oleaje y en la estratificación cruzada cuando éstas se presentan en los depósitos. Estos bancos pueden ser locales y solos de algunos metros de espesor; aunque pueden extenderse por cientos de kilómetros y acumularse cientos de metros de sedimentos carbonatados. Ejemplos de este tipo de depósito han sido interpretados para el Devónico y el Cretácico. Acumulaciones de lodo calcáreo: Áreas extensas de lodo calcáreo se presentan en

ambientes modernos y probablemente estuvieron ampliamente distribuidos en el pasado. El mineral primario es la aragonito y se presenta como granos en forma de agujas y algunas micras de largo. Son comunes en áreas marinas someras protegidas del oleaje y corrientes, a una profundidad menor a los 4 metros. El sustrato en estos ambientes es más bien estable con una capa gruesa de carpetas algáceas (Thalassia) y algas verdes (Penicillus, Halimeda). Son

Página 14


comunes también moluscos, los cuales constituyen la fracción más gruesa de los sedimentos. Aunque el sedimento está dominado por lodo, hay una fracción más gruesa de arenas finas. Algunos autores consideran que el lodo es derivado principalmente del alga Penicillus, la cual produce partículas de aragonita en forma de aguja; sin embargo, la desintegración de conchas de moluscos puede producir el mismo efecto. Típicamente estos depósitos presentan una bioturbación intensa por infauna y raíces. El resultado es una facies lodosa, masiva y sin estructura. Áreas extensas de plataformas están formadas por acumulaciones de pellets ovoides de probable origen fecal; sin embargo, debido a las alteraciones diagenéticas y dificultades en determinar el origen, estas estructuras se han denominado con el término peloide o peletoide. Lodos calcáreos someros dominan actualmente los ambientes carbonatados de los bancos de las Bahamas y la bahía de Florida. Planices de marea y Sabkas: Dentro de los ambientes carbonatados, este término

se emplea para aquellos ambientes de intermarea en general; mientras que el término sabka representa planicies de mareas controladas por el viento y el nivel del agua subterránea. En el Medio Oriente, vientos fuertes remueven los sedimentos detríticos del ambiente de intermarea a menos de que guarde cierta coherencia por humedad. Las mareas producidas por el viento forman un aspecto importante para la dinámica de estas planicies, en las cuales son comunes: carpetas algáceas, huellas de desecación, minerales evaporíticos y dolomita. Como resultado de la evaporación alta así como de la influencia marina, salinidades extremas dan lugar a la precipitación de yeso. La característica más notable de estos ambientes es el desarrollo de algas estromatolíticas, tal como ocurre en la Bahía de Shark al oeste de Australia, que representa la mejor localidad de estudio para este tipo de algas, las cuales son muy comunes en el registro geológico y se considera como una de las estructuras orgánicas más antiguas que se conocen (Fig. 7). El margen oeste de la isla de Andros en el Banco de la Gran Bahama, es una de las planicies de

Página 15


marea carbonatada más extensas del mundo, ya que se extiende más de 150 kilómetros en dirección norte-sur. Esta costa se caracteriza por una energía baja y mareas lunares de 17 a 41 centímetros en primavera.

Fig. 6

Formas estromatolíticas en el oeste de Australia. Cada cuerpo tiene una altura de 30 a 40 cms.

Tomada de Mcray (1977).

El sabka se desarrolla como resultado del depósito de lodo calcáreo y detritos biogénicos por procesos diagenéticos primarios. El crecimiento de minerales evaporíticos como el yeso y la anhidrita, junto con la dolomita, juegan un papel importante en la formación de estos los depósitos. Aguas subterráneas llegan a saturarse para generar el yeso y pueden generar la precipitación de halita en superficie. 2. ROCAS CARBONATADAS Roca carbonatada es aquella que está formada por más del 50% de minerales carbonatados (aragonito, calcita alta en Mg, calcita baja en Mg, dolomita, otros). Constituyen el 20 % de las rocas sedimentarias y proceden de la precipitación físico-química o bioquímica del Ca. 

Los carbonatos se constituyen básicamente de calcita (caliza), aragonito y dolomita (dolomía), subordinadamente pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos. Los carbonatos de siderita son más escasos, incluso económicamente interesantes.

Página 16


2.1.

COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS CARBONATADAS

2.2.

COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS CARBONATADAS La base química de la sedimentación de carbonatos es la abundancia relativamente alta de los iones de calcio Ca 2+ y del bicarbonato (H 2CO3) o de los iones de bicarbonato (HCO 3-) respectivamente en el agua, en el agua del mar por ejemplo. Un ion de calcio y un ion de HCO 3- se unen formando la calcita y un ion de hidrógeno:

Página 17


En el equilibrio los iones de calcio y de HCO 3- son disueltos. La precipitación inicia cuando hay cantidades mayores del ion de calcio o del ion de bicarbonato o cuando hay cantidades iguales de estos dos iones y su producto sobrepasa el valor determinante para la saturación. La disolución de un sedimento calcáreo o de una caliza en un agua con un cierto contenido en CO 2 se puede describir por las reacciones siguientes:

Estas reacciones describen la meteorización química de los carbonatos y la disolución de sedimentitas calcáreas formando una caverna o una cueva. Los parámetros, que influyen la disolución y la precipitación de CaCO 3 son los siguientes: El contenido en dióxido de carbono (CO2): Cada proceso, que aumenta el contenido en CO 2, apoya la disolución de CaCO 3, la disminución de la cantidad de CO 2 favorece la precipitación de CaCO 3. El potencial de hidrógeno (pH) influye la disolución y la precipitación de CaCO3. Un valor bajo de pH favorece la disolución de CaCO 3, un valor alto de pH favorece la precipitación de CaCO 3. La temperatura: La disolución de CaCO 3 en agua pura disminuye, con el aumento de la temperatura. Las aguas tibias superficiales de las áreas tropicales están supersaturadas con carbonato de calcio, ahí se forman calizas por precipitación. El agua de mar de temperaturas moderadas casi está saturada con carbonato de calcio, es decir ahí existe un equilibrio entre la precipitación y la disolución de carbonato.

Página 18


La presión: El aumento de la presión apoya levemente la disolución de CaCO 3. La influencia de la presión se nota en profundidades altas. En el mar profundo, desde la llamativa profundidad de compensación de carbonato de aproximadamente 4500 - 5000m el carbonato se disuelve completamente. 2.3.

COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONATADAS

Sea cual sea el tamaño y el origen de las partículas que forman estas rocas, la composición de las mismas son los minerales carbonatados aragonito, calcita y dolomita. Al igual que en el caso de las rocas detríticas, las rocas carbonatadas están formadas por un esqueleto. Atendiendo a la naturaleza de los clastos, distinguimos dos grandes grupos: Estructuras orgánicas carbonatadas y otras partículas carbonatadas. 2.3.1. Estructuras Orgánicas Carbonatadas: La mayor parte de los organismos marinos con concha fabrican éstas con calcita o aragonito. Cuando estos organismos mueren, sus esqueletos se acumulan en el fondo marino, para formar los sedimentos carbonatados. Por tanto, estas partículas no sufren transporte, sino que proceden del mismo medio en el que se forma la roca sedimentaria. Esta es una de las diferencias importantes con las rocas detríticas. Veamos algunos de los esqueletos característicos que forman las rocas carbonatadas:

Página 19


2.3.2. Algas Bentónicas: Se incluyen algas rojas, algas verdes (Halimeda, Acetabularia) y algas pardas ya conocidas por todos. Este tipo de algas tiene la particularidad de que calcifican las paredes celulares, bien internamente o externamente. Al morir las algas y descomponerse los tallos, los fragmentos microscópicos de carbonato (aragonito o calcita) que recubrían dichas paredes se disgregan, formando un barro carbonatado, llamado micrita. Este es el principal componente de la matriz, y su aspecto al microscopio es el de la arcilla, es decir, no es posible distinguir fragmentos individuales. Excepcionalmente, los tallos completos de las algas se conservan, y es posible observar la estructura celular de los mismos.

Página 20


2.4.

TEXTURAS

2.5.

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS CARBONATADAS La formación como la clasificación de rocas carbonatadas es mucho más compleja que en las rocas detríticas. Sin embargo, los estudiosos han prestado mucha atención a este tipo de rocas por dos razones: 

Son la segunda clase más abundante de rocas sedimentarias.

Página 21

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA 

Junto con las rocas detríticas, son las rocas sedimentarias más importantes como roca almacén de petróleo.

Las rocas carbonatadas son calizas, dolomías, margas y cretas. 2.5.1. CALIZAS Se propone designar como calizas a aquellas rocas sedimentarias en las cuales la porción carbonosa está compuesta principalmente de calcita. Muchas sustancias además de los carbonatos, ocurren en los carbonatos y rocas afines. Estas son fragmentos detríticos o piroclásticos arrastrados por el agua hasta la cuenca de depositación y mezclados mecánicamente con los carbonatos. Entre ellos se encuentra el cuarzo, los feldespatos, los minerales arcillosos y los restos orgánicos. Durante la depositación de los sedimentos calcáreos o posteriormente a ella, pueden formarse minerales autigénicos como la calcedonia, el cuarzo, la glauconita, el yeso, la anhidrita, la limonita y la pirita. La materia bituminosa, común en algunas calizas, imparte un color oscuro a la roca y un olor fétido cuando la roca es golpeada por un martillo. Las texturas de las calizas son variables e inigualadas por cualquier otro grupo de rocas. Algunas texturas son clásticas, mientras que en otras son el resultado de acrecencia orgánica; aún otras se forman por cambios postdeposicionales, como recristalización y diagénesis. Se han reconocido variedades de caliza que dependen enteramente de las diferencias de textura. Algunas son de textura cristalina tosca y otras de textura de grano fino o aun afanítica. Algunas caliza son porosas debido a las estructura algáceas, pero en otras, los cristales de carbonato están entrelazados que producen una estructura de mosaico. Las calizas formadas mecánicamente muestran las mismas estructuras que las rocas sedimentarias clásticas. En muchas calizas puede observarse perfectamente la estratificación, la ordinaria, la cruzada, tanto en granos como de pequeña escala, y aun la estratificación graduada. 2.5.1.1.

CARACTERÍSTICAS

Están formados por CO3Ca en forma de calcita no llegando a un 50%, pudiendo presentar aragonito, siderita y dolomita. El importante contenido en calcita

Página 22


provoca que sean rocas de escasa dureza de fácil corte y presenten una baja densidad. 2.5.1.2.

CLASIFICACIÓN

2.5.1.2.1. Clasificación de Dunham (1962): Distingue dos tipos generales de carbonatos

(rocas

presentan textura

y

sedimentos

deposicional

carbonaticos)

reconocible,

y

(1) (2)

los

que

los

que

presentan textura cristalina, no siendo posible reconocer la textura deposicional.

Carbonatos con textura deposicional reconocible

2.5.1.2.1.1.

Boundstone: Los componentes originales se encuentran ligados durante la sedimentación debido a la acción de organismos bioconstructores (corales, algas rodofíceas, cianobacterias, etc.).

2.5.1.2.1.2.

Grainstone: Textura grano-soportada y sin matriz micrítica. El espacio intergranular puede estar ocupado por cemento.

2.5.1.2.1.3.

Packstone: Textura grano-soportada y con matriz micrítica. El espacio intergranular está ocupado por micrita.

2.5.1.2.1.4.

Wackestone: Textura matriz-soportada con más del 10% de granos.

Página 23


Mudstone: Textura matriz-soportada con menos del 10% de granos.

2.5.1.2.1.5.

Carbonatos cristalinos cuya textura deposicional no es reconocible. 2.5.1.2.2. Clasificación de Embry y Klovan (1971): Esta clasificación complementa la clasificación de Dunham, añadiendo cinco nuevos tipos: Rudstone: Textura grano-soportada, en la que los “clastos" tienen

2.5.1.2.2.1.

un tamaño > 2 mm y están en una proporción superior al 10%. Floatstone: Textura matriz-soportada, en la que los “clastos" tienen

2.5.1.2.2.2.

un tamaño > 2 mm y están en una proporción superior al 10%. 2.5.1.2.2.3.

Boundstones ( se diferencian los siguientes tipos): Framestone: Tipo de bioconstrucción en la que los organismos



construyen armazones rígidos (Ej.: arrecifes de corales). Bindstone: Tipo de bioconstrucción por organismos (esqueléticos o no)



que incrustan y atrapan el sedimento (Ej.: estromatolitos). Bafflestone: Tipo de bioconstrucción en la que los organismos atrapan



sedimento por efecto pantalla (Ej.: mud mounds). 2.5.1.2.3. Clasificación de Folk (1959, 1962): 2.5.1.2.3.1.

Rocas aloquímicas: calizas formadas por: Elementos esqueléticos (componentes aloquímicos > 10%).



Bioclastos o fósiles: Restos de partes duras de organismos vivos.



Pellets: Agregados de micrita de forma subesférica, sin estructura interna y menores de 1 mm, generalmente de origen fecal (coprolitos). Si no se conoce su origen se denominan peloides.



Oolitos: Partículas esféricas de micrita y/o esparita con estructura concéntrica, menores de 2 mm y origen inorgánico (> 2 mm: pisolitos). Los oncolitos son similares pero de origen orgánico (algas). Cuando no se conoce su origen se denominan ooides.



Intraclastos: Son clastos irregulares de roca carbonatada de la misma cuenca de depósito.



Agregados: Partículas arracimadas formadas en ocasiones por aglomeraciones de pellets o peloides.

Página 24


2.5.1.2.3.2. 

Rocas ortoquímicas: < 10% de aloquímicos. 1-10% aloquímicos: se denominan con el aloquímico más abundante:



Micrita con intraclastos



Micrita con oolitos



Micrita con fósiles



< 1% aloquímicos: micritas (medios tranquilos)

2.5.1.2.4. Clasificación Según Pettti Jhon

Clasificación de las rocas carbonatadas en función de su composición mineralógica (Pettijhon, 1957)

2.5.1.2.4.1.

Calizas Autóctonas: Son las formadas in situ por una acumulación de estructuras orgánicas que no han sido transportadas desde el lugar en que crecieron vivieron y murieron. En estas los restos orgánicos pueden estar articulados y pueden aun encontrarse en la posición de crecimiento.

Página 25


2.5.1.2.4.2.

Calizas alóctonas: (sin raíce) están compuestas principalmente por fragmentos orgánicos depositados en conjunto con los rombos de carbonato u oolitas que han sido fragmentados, transportados, clasificados y finalmente depositados como acumulaciones fragmentarias del material orgánico desmenuzado para formar la caliza bioclástica. Las Calizas que constan principalmente de materiales orgánicos son probablemente más comunes y difundidas que cualesquiera otra. Las variedades predominantes como, caliza crinoidal, caliza coralina, caliza braquiópodica y caliza foraminífera.

2.5.1.2.5. Por su textura 2.5.1.2.5.1.

Calizas clásticas

Se forman mecánicamente y contienen partículas carbonatadas, tales como fragmentos orgánicos, fragmentos de rocas carbonatadas más antiguas y oolitas. Estas partículas son transportadas y más o menos clasificadas antes de llegar finalmente al reposo. 

Calcarenitas: El término calcarenitas, propuesto por Grabau en 1904, se refiere a una caliza clástica bien clasificada que contiene 50% o más de detritos carbonatados del tamaño de una arena. La proporción de detritos orgánicos, oolitas carbonatadas y granos de arena pueden variar muchísimo. Si predominan los materiales oolíticos, puede aplicarse a la roca los términos oolita, caliza oolítica o calcarenitas. Si predominan fragmentos de fósiles, puede llamarse a la roca microcoquina. Si las calcarenitas constan de granos de arena o fragmentos líticos, la roca es una arenita lítica.

2.5.1.2.5.2. 

Calizas de Textura Afanítica

La caliza litográfica: Usada en un tiempo para la litografía, se caracteriza por su textura afanítica notablemente uniforme. Se cree que algunas variedades de caliza de grano fino son de origen marino, precipitadas químicamente o por acción bacteriana.

Página 26


Al aumentar los minerales arcillosos, las calizas de grano fino pasan en forma gradual por calizas arcillosas a marga o piedra de marga, que puede ser media arcilla.

2.5.1.2.6. Por su origen 2.5.1.2.6.1.

Calizas Detríticas: Se originan por erosión y transporte de calizas anteriores. Son semejantes a los conglomerados, areniscas o arcillas, pero

compuestas

por

clastos

y

cemento

calcáreo.

Calizas oolíticas: Están formadas por pequeñas concreciones de

carbonato (oolitos) son esféricas y están cementadas por el mismo carbonato. Cuando las concreciones son mayores (pisolitos), se tienen las calizas pisoliticas Entre las calizas detríticas de tamaño de grano arcilloso están las calizas itográficas, muy compactas. En ellas se han conservado impresiones de fósiles, como la del Archaeopteryx lithographica, primera ave fósil conocida. Las calizas oolíticas tienen estructura uniforme y son generalmente de color gris claro o de color ante. 2.5.1.2.6.2.

Calizas Bioquímicas: Se forman por precipitación del carbonato de calcio, debido a la actividad de algas y bacterias. En conjunto son poco importantes.

2.5.1.2.6.3.

Calizas Organogénicas: Son las calizas más abundantes. Se forman por la acumulación de los esqueletos u otras partes duras de diversos grupos de animales: moluscos, corales, esponjas, equinodermos, etc. o

Las biohermas o calizas de arrecife forman un tipo importante de caliza orgánica. La mayoría de las biohermas son estructuras

Página 27


de arrecife de forma de promonitorios. Están formadas por dolomita y porosa y por dolomita calcítica, pero pasan en forma gradual lateralmente a caliza mejor estratificada, bioclástica y brechada, sobre la cual se edifican y por la cual son sepultadas. 2.5.2. MARGAS Están constituidas por CO 3Ca y arcilla, pudiendo contener muchos otros minerales accesorios. Si presenta mayor proporción de CO 3Ca se denominan margas calizas, y si es al contrario, margas arcillosas. Son muy sensibles a la humedad, no empleándose como piedra de construcción, sin embargo puede constituir una excelente materia prima para elección de cemento.

2.5.3. CRETA Roca sedimentaria marina, calcárea (90% o más de CaCO 3), de grano muy fino, blanca, porosa, blanda y friable, que deja traza. Está formada en su mayor parte por una acumulación de cocolitos y contiene frecuentemente foraminíferos. El cemento de calcita microcristalina es escaso. Estas rocas son conocidas únicamente en las series mesozoicas. La creta es una roca calcárea, ligera y de grano muy fino, de color blanco o gris. Está formada principalmente por caparazones de foraminíferos. Estos protozoos aparecieron en el Cámbrico, y en el Mesozoico abundaban en tal manera que llegaron a forman cretas de enormes espesores, de ahí que uno de los periodos del Mesozoico se denomine Cretácico, en clara referencia a este

Página 28


fenómeno. Para el estudio de los tiempos geológicos, en paleontología y estratigrafía tienen gran importancia los fósiles de foraminíferos

2.5.4. DOLOMÍAS 2.5.4.1.

Composición y textura

Las dolomitas están compuestas principalmente por el mineral dolomita. Frecuentemente contienen algo de calcita, y existen probablemente todos los grados comprendidos entre la caliza pura y la dolomita pura. La mayoría de las dolomitas y calizas dolomíticas son de color claro en una fractura fresca, pero se vuelven amarillentas a tostadas al sufrir la exposición al aire, debido a la oxidación del hierro ferroso contenido en los cristales de dolomita, o de pirita, siderita o marcasita contenidas en la roca. En composición química, las dolomitas se parecen a las calizas, excepto en que la magnesia es un grande e importante componente. Las dolomitas tienden a adoptar una textura de grano fino. Raras veces son de grano tan fino como el de la caliza afanítica o de uno tan grueso como el de la caliza de grano más grueso. Algunas dolomitas están atestadas de pequeñas cavidades, y las calizas dolomíticas p arecen brechas o “seudobrechas”. Las partículas de de formas irregulares están rodeadas por una matriz de color más claro y de textura más gruesa en las rocas. Las partículas o fragmentos se deben probablemente a la recristalización de una porción de aragonita de un lodo de cal original acompañado por un agregado un tanto concrecionado de los materiales recristalizados que hacen una seudobrecha.

Página 29


2.5.4.2.

Ocurrencia en el campo

Las calizas dolomíticas y las dolomitas se presentan interestratificadas con areniscas, limolitas, argilitas, calizas y diversas evaporitas. Las unidades de estas rocas varían desde un manto sencillo hasta una formación, y los límites están con frecuencia bien definidos. En muchos casos no pueden describirse las relaciones como de interestrificación, dado que los contactos entre la dolomita y la caliza dolomítica no siguen los planos de la estratificación sino que más bien los cruzan. Es obvio que en estos casos el reemplazamiento de la caliza por la dolomita es secundario y no una consecuencia de diferencias originales existentes en los sedimentos. Los fósiles son raros en la dolomita, posiblemente a causa de que son pocos los organismos que habitan en las aguas marinas en las que es alta la salinidad y favorable para la depositación de la dolomita; ciertamente, el reemplazamiento por la dolomita tiende a borrar hasta los contornos de muchos fósiles formando capas adyacentes de un afloramiento. Las dolomitas están presentes en todo sistema geológico. Aunque su máxima distribución corresponde a sistemas del precámbrico y del paleozoico inferior, algunas de las dolomitas y las calizas dolomíticas más extensas y más gruesas tienen magnitud de formaciones, como loas dolomitas Onconta y Shakopee y las calizas dolomíticas del Ordoviciano en el valle superior del Misisipi, así como las formaciones Romanine y Beekmantown, de edad Ordoviciano, en la región Norte de los Apalaches. La dolomitización puede tener lugar en cualquier caliza, aunque la caliza de grano fino parece ser más susceptible a tal proceso que la de grano grueso. Aunque para la mayoría de las dolomitas se establece claramente un origen de reemplazamiento, el tiempo o fecha de tal reemplazamiento dista mucho de ser seguro. Si el tiempo y la profundidad de enterramiento son importantes, pueden explicar por qué cuanta más antigua es la roca más rica en magnesio es. Los únicos sedimentos dolomíticos recientes que se sabe que existen en cantidades apreciables para formar rocas son las dolomitas claramente secundarias de diversas islas de coral del mar rojo. Twenhofel ha llegado a la conclusión de que no

Página 30


se conocen ejemplos algunos de depositación primaria de la dolomita. Son dignos de atención los siguientes puntos relativos a la formación de las dolomitas: 

La única fuente adecuada de origen del magnesio para la mayoría de las dolomitas de gran extensión lateral, no clásticas y estratificadas, es el mar. Se sabe que la dolomita se forma secundariamente a lo largo de fallas, juntas, planos de estratificación u otras zonas de debilidad o de permeabilidad del manto sedimentario de la corteza terrestre, por lixiviación del agua subterránea, por reemplazamiento o por acción hidrotermal.

Las

ocurrencias

conocidas

de

tal

dolomita

son

volumétricamente carentes de importancia en la columna geológica. 

La mayoría de la dolomita bien estratificada y lateralmente persistente que se encuentra entre los mantos de caliza inalterada, pero no asociada con sales evaporitas, puede explicarse solamente por alteración contemporánea de los sedimentos de carbonato de calcio en el fondo del mar o por depositación primaria de la dolomita. Sin embargo, la investigación más reciente efectuada sobre las solubilidades relativas de los diversos compuestos de calcio y de magnesio encontrados en el agua del mar parece al presente favorecer la deducción de que la alteración contemporánea de los sedimentos de carbonato de calcio por compuestos de magnesio en el fondo del mar, es más probablemente un compuesto de magnesio en el fondo del mar, es más probablemente un proceso de dolomitización que uno de precipitación primaria. Aunque algunas dolomías pueden formarse por precipitación directa del CaMg (CO3)2 en el mar en ambientes reductores (Dolomías primarias). La mayoría son el resultado de procesos metasomaticos que se producen cuando soluciones ricas en magnesio circulan a través de las calizas, de manera que el magnesio sustituye parcialmente al calcio, a este proceso se le llama dolomitización. Está formada por carbonato cálcico y magnésico, de aspecto exterior parecidos a las calizas. De estructura granular, presenta buenas cualidades para ser empleada en la construcción, aun cuando le ataca la humedad y las atmósferas ácidas. Se distingue de la caliza porque el

Página 31


ácido clorhídrico diluido en frío no le produce efervescencia, aunque sí en caliente.

2.5.4.3.

Forma de presentarse

Las dolomías se encuentran asociadas normalmente a sedimentos químicos y bioquímicos evaporitas y calizas, observándose dos formas extremas de presentarse: A) 

Interestratificadas con otras litologías (calizas, evaporitas), en bancos de similar espesor, mostrando contactos normales y con frecuencia gradación lateral a calizas.



Se trata de rocas formadas en medios marinos, cálidos, estables, poco profundos (de

ambientes fisiográficos y tectónicos similares a las

calizas), situados ahora más próximos a la costa. 

Se consideran depósitos primarios o penicontemporáneos (en el segundo caso por transformación, más o menos contemporánea al depósito, de calizas en dolomías).

B) 

Mostrando contactos irregulares –de graduales a digitados y bruscos –, en relación con estructuras sedimentarias (arrecifes) o tectónicas (fallas).



En este caso es frecuente encontrar señales de sustitución en la caliza de calcita por dolomita (rombos de dolomita que traspasan granos aloquímicos).

Página 32

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERÍA ESCUELA ACADÉMICO PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA 

Se trata sin duda de formaciones secundarias, debidas a procesos de transformación (reemplazamiento) de calizas preexistentes.

2.5.4.4.

Mineralogía de las Dolomías

El mineral esencial es la dolomita: CaMg (CO 3)2, trigonal (romboédrico). El Mg puede encontrarse sustituido en bajo porcentaje por Ca (hasta un 8 %) y por Fe (hasta un 30 %), denominándose en este último caso ankerita (mineral isomorfo a la dolomita). La dolomita ideal –estequiométrica – muestra una red trigonal perfectamente ordenada, donde alternan los átomos de Ca y Mg. Como consecuencia es un compuesto estable, cuya celda unidad posee menor volumen que la calcita y, por tanto, mayor densidad (calcita: 2,72 g/cm 3, dolomita: 2,86 g/cm3). En la naturaleza –en los restringidos ambientes de sedimentación en los que se forman actualmente – no se presenta la dolomita ideal, lo que aparece (según los análisis de difracción de rayos X) son fases más o menos desordenadas denominadas "protodolomita", que además son ricas en Ca: son por tanto "dolomitas cálcicas", y que también presentan abundantes dislocaciones y sustituciones (sobre todo de Sr, Na). Estas fases holocenas son metaestables y se transforman en fases más estables –con el paso del tiempo o ascensos detemperatura – durante las primeras etapas de la diagénesis. La existencia de esta protodolomita puede justificarse termodinámicamente, ya que las fases desordenadas presentan mayor facilidad para cristalizar y, por tanto, son las primeras en formarse al requerir menor energía; después, cuando se traspasan ciertos umbrales de energía, las fases metaestables tienden a transformarse en fases organizadas, más estables. En el laboratorio se ha observado que la dolomita precipita con gran dificultad; su síntesis tiene lugar en condiciones (presión y temperatura) más o menos alejadas de las que pueden darse en los ambientes naturales sedimentarios. En consecuencia, la dolomita es un mineral que requiere ambientes más energéticos que las calizas para su formación –ya sea energía física o química –, situándose en el límite de las condiciones sedimentarias. Entre los minerales accesorios que presentan las dolomías pueden citarse los mismos que aparecen

Página 33


en las calizas: minerales carbonatados (calcita); minerales siliciclásticos(cuarzo, arcillas); minerales evaporíticos (yeso, halita); óxidos de Fe y materia orgánica. 2.5.4.5.

Clasificación genética de las dolomías

2.5.4.5.1. Dolomías detríticas o terrígenas (la dolomita es predeposicional). Formadas por procesos de erosión subaérea a partir de otras dolomías. Presentan granos de dolomita policristalinos o monocristalinos, más o menos rotos, redondeados y a veces recrecidos. Son raras y difíciles de encontrar (pueden verse trasformadas durante la diagénesis). 2.5.4.5.2. Dolomías primarias (la dolomita es deposicional). Formadas por precipitación química directa, en ambientes muy restringidos (lagos hipersalinos). Su existencia es discutida, aceptándose el origen primario para algunos niveles milimétricos interestratificados con terrígenos. Mucho más frecuente es que precipite dolomita en poros megascópicos como cemento; posteriormente puede darse una dolomitización general de la roca, coexistiendo dolomita primaria y secundaria. 2.5.4.5.3. Dolomías penicontemporáneas, de reemplazamiento precoz (dolomita formada al inicio de la neogénesis). Generadas por transformación de calizas sedimentos lodosos normalmente – en etapas muy próximas a su depósito, en el mismo ambiente que el depósito. Existen varios modelos que pueden explicar dichos cambios y en todos ellos las soluciones dolomitizantes proceden de la superficie. Constituyen uno de los tipos más abundantes de dolomías. 2.5.4.5.4. Dolomías de soterramiento, diagenéticas (dolomita formada en la mesogénesis). Corresponden en gran parte a precipitación de cemento de dolomita: es un cemento tardío, normalmente rico en hierro. La cementación puede ir acompañada de reemplazamiento, pero este hecho se considera poco importante debido al problema que supone el aporte de magnesio. En esta etapa, dependiendo del ambiente diagenético, es probable que tenga lugar la recristalización de los otros tipos de dolomías de grano más fino.

Página 34


2.5.4.5.5. Dolomías hidrotermales , diagenéticas tardías (formadas durante la mesogénesis o telogénesis). Generadas por fluidos de origen hidrotermal asociados a rocas ígneas ricos en Mg y otros componentes. Presentan un acusado control estructural, Fco. Javier Alonso. Facultad de

Geología

(Petrología).

Universidad

de

Página 3 de 13 Petrología Sedimentaria (Feb. 2003)

Oviedo Rocas

carbonatadas: Dolomías normalmente por fallas, mostrando en general sentido ascendente. Suelen tener aspecto cavernoso (con presencia de geodas) y paragénesis complejas, en relación muchas veces con depósitos de minerales metálicos (Pb-Zn) de interés económico. 2.5.4.5.6. Dolomías freáticas, diagenéticas tardías (formadas en la telogénesis). Debidas a la presencia de aguas freáticas ricas en Mg. Dichas aguas al atravesar formaciones calizas tienen el poder de dolomitizar. En general, muestran sentido descendente, controladas por fallas y diaclasas. Existen ejemplos en las islas Canarias, en relación con calizas que yacen bajo basaltos. 3. DIAGÉNESIS EN ROCAS CARBONATADAS Las rocas carbonatadas presentan, desde el punto de vista diagénetico, una característica muy

importante en su alta diagenetibilidad, fruto de la rápida

inestabilidad de sus componentes con el enterramiento. 3.1.

PROCESOS DIAGÉNETICOS 

Micritización



Compactación



Cementación



Disolución



Recristalización



Dolomitización-dedolomitización

3.1.1. Micritización Es un proceso que tiene lugar por la acción conjunta de la erosión biológica (factor más importante) y la abrasión mecánica, dando lugar a unas

Página 35


envueltas micríticas que van destruyendo la textura interna de las partículas (total o parcialmente). La erosión biológica la llevan a cabo microorganismos que perforan la estructura de la partícula, rellenándose posteriormente por barro calcáreo. Este proceso se considera típicamente como de diagénesis temprana.

Micritización, la textura oolitica se pierde en algunos granos. 3.1.2. Compactación Este proceso implica una reorganización de las partículas en respuesta a las nuevas condiciones de presión por sobrecarga, es decir, reducción de porosidad por perdida de volumen. El aspecto más importante de la compactación, desde el punto de vista de su estudio en cortes transparentes, es el desarrollo de texturas características como son: Contactos suturados, nodulosidad, estilolitos.

Compactación en ostracodos (foraminiferos) Página 36


3.1.3. Cementación Es el crecimiento de cristales en espacios preexistentes a partir de la precipitación desde soluciones saturadas. Estos espacios pueden ser tanto interpartículas como intrapartícula. Uno de los resultados finales más importantes de la cementación es la litificación del sedimento y pérdida de porosidad. Tipos de cementos según su textura: 

Drusy: cristales fibrosos alrededor de la partícula.



Mosaico: cristales constituyendo un mozaico.



Sintaxial: cristal en continuidad óptica con la partícula. Muy característico de las placas de equinodermos. - Poiquilotópico: grandes cristales englobando las partículas (sin continuidad óptica con estas).



Menisco: cristales que precipitan entre partículas próximas desarrollando morfologías en menisco.



Gravitacional: cemento cuya morfología global está condicionada por la gravedad. Es un buen criterio de polariadad de la roca:

Página 37


Los procesos de cementación van a estar condicionados por factores fisicoquímicos que a su vez están interrelacionados con ambientes geográficos. Esto hace que se puedan establecer una serie de ambientes de cementación caracterizables, cada uno de ellos, por la morfología y mineralogía de sus cementos.

Zona vadosa: Paso de las aguas meteóricas, por lo tanto está subsaturada en

agua dulce. Los tipos más característicos de cementos van a ser los meniscos y los gravitacionales, o simplemente cristales aislados de calcita. Zona freática continental : zona saturada en agua de origen continental (bajo

contenido en Mg). Los cementos que se generan son básicamente en mosaico y sintaxial de calcita. Zona freática marina : zona saturada en agua de origen marino (alto contenido

en magnesio). Los cementos que se generan son básicamente del tipo drusy o aragonito. Zona intermareal : esta zona, situada entre la subida y la bajada de marea,

queda

bajo la acción alternante de aguas marinas y ambiente vadoso,

desarrollándose unos cementos característicos que se denominan beach-rocks; están constituidos por cementos drusy y menisco de aragonito. 3.1.4. Disolución La disolución es el resultado de la interacción de dos factores: la composición del agua de poros y la mineralogía de las partículas. Cuando estos dos factores

Página 38


se encuentran en desequilibrio, a consecuencia de los cambios que tienen lugar en el enterramiento, se producela disolución. El resultado final de los procesos de disolución va a ser la creación de diferentes tipos de poros (porosidad secundaria). Es importante tener en cuenta la evolución de la porosidad: Sedimento primario (bioclástico y/o barro) ---------porosidad primaria (inter e intrapartícula) Procesos diagenéticos----------------------------------aumentan o disminuyen la porosidad Porosidad visible----------------------------------------------porosidad secundaria. Selectividad de fábrica: poros delimitados por los elementos de fábrica (constituyentes sólidos: partículas primarias, cristales, granos de cuarzo, etc.). Según esto se clasifican en:

Página 39


3.1.5. Recristalización La recristalización es el paso de micrita (menor de 4 micras) a microesparita (entre 4 y 10 micras) y posteriormente a pseudoesparita (mayor a 10 micras, de tal forma que el producto final son cristales de gran tamaño (pseudoesparita) que se pueden confundir con los cristales de cementación (esparita). La distinción entre unos y otros resulta fundamental dada la absoluta diferencia entre ambos procesos. Reconocimiento de textura de recristalización 

Calizas con textura de mosaico cristalino con cristales de tamaños diferentes.



Mosaico de cristales con fantasmas de partículas o barro micrítico.



Calizas sin recristalización completa (contactos difusos).



Masas micríticas con manchas (parches) de cristales.



El principal problema en cuanto a su distinción surge cuando nos encontramos con mosaicos de cristales entre las partículas.

Recristalización: Note que la matriz está formada de pseudoesparita y el molusco de la derecha por esparita.

Página 40


4. DOLOMITIZACIÓN La dolomitización es el proceso de formación de dolomías por reemplazamiento diagenético de calizas preexistentes (es decir el remplazo de calcita a dolomita) y puede tener lugar en una etapa temprana o tardía respecto a la formación del carbonato cálcico precursor.

El análisis de textura de dolomitización puede hacerse considerando dos casos reemplazamiento parcial o reemplazamiento total. 

Reemplazamiento total: podemos encontrarnos diferentes situaciones. a) Conservación de la textura deposicional. b) Conservación parcial de la textura deposicional (fantasmas). c) Sin conservación de la textura deposicional.



Reemplazamiento parcial: el reemplazamiento parcial suele llevar, generalmente, un orden selectivo de tal forma que lo primero en dolomitizarse es la matriz micrítica y posteriormente los bioclastos. En otras ocasiones la selectividad se establece a través de fracturas, bioturbación, estructuras sedimentarias, etc. Al igual que existe una transformación calcita-dolomita (dolomitización) también existe el reemplazamiento dolomita por calcita conocido como dedolomitización o calcitización de dolomita. Este proceso tiene lugar típicamente en condiciones superficiales por la acción de las aguas meteóricas. Al contrario que la dolomitización, la de dolomitización no suele destruir la textura previa, de tal forma que es fácil reconocer, ante una situación de una roca de composición calcítica, si se trata de una calcita primaria o fruto de un proceso dedolomitización. Los criterios a la hora de establecer si se trata de un caso u otro giran siempre alrededor de la

Página 41


existencia de relictos (composicionalmente o morfológicamente), o de rombos, que es la morfología característica de los cristales de dolomita.

Micrita:

Matriz o barro carbonatado compuesto por un agregado de cristales finos menores a 4 micras de aragonito a calcita rica en Mg. (Es un material primario en la formación de la roca)

(Granos esqueléticos, fósiles): Restos completos o fragmentados de los esqueletos construidos por organismos. Ejm: moluscos, gasterópodos, braquiópodos, equinodermos, briozoos, foraminíferos, corales, algas calcáreas, etc Bioclastos:

4.1.

CONDICIONES

Para que el proceso de dolomitización se mantenga a lo largo del tiempo y genere importantes volúmenes de dolomías se requiere: Una caliza que aún se conserve porosa y permeable. Una fuente capaz de suministrar gran cantidad de Mg. Un fluido capaz de importar Mg, disolver la calcita, precipitar dolomita y exportar Ca.

Página 42


Una fuerza que mantenga el fluido en movimiento (un flujo). Entre dichos factores destaca la necesidad de que exista una fuente de Mg; la cual puede proceder de: a)

De pizarras, consecuencia de la transformación de la montmorillonita en illita.

b)

De calizas ricas en calcita magnesiana (tanto en granos como en cementos), las cuales son muy abundantes en medios marinos.

c)

De compuestos orgánicos (mallas de algas, estromatolitos...), con los que suelen estar relacionadas las dolomías.

También es importante que se mantenga un flujo acuoso para el transporte del Mg y la eliminación del Ca sobrante. En consecuencia, para explicar el proceso de dolomitización se han establecido modelos de tipo hidrológico. 4.2.

FACTORES EN EL PROCESO DE DOLOMITIZACIÓN

4.2.1. Factores Ambientales (Factores Externos) Temperatura: ascensos de temperatura incrementan la energía del ambiente y la movilidad iónica, favoreciendo el proceso. Presión: ascensos de presión actúan también positivamente. Relación Mg/Ca: su ascenso como es lógico favorece el proceso. Salinidad: su aumento inhibe el proceso, ya que perjudica la ordenación de los cationes. En este sentido el anión que más influye es el sulfato, su descenso favorece la dolomitización y este hecho puede deberse a: reducción microbiana (en mares profundos), precipitación de yeso/anhidrita (en sabkhas), o mezcla de aguas. Movimiento de los fluidos: aumentos en la velocidad de circulación favorecen la dolomitización, ya que permite su renovación más rápidamente. Tiempo: se trata de un proceso lento, que precisa tiempos largos para su desarrollo.

Página 43


4.2.2. Factores Petrográficos (Factores Internos)

Composición mineral: la presencia de minerales inestables (ej.: aragonito, calcita, Mg↑) favorece el proceso de dolomitización y genera selectividad.

Textura: disminución en el tamaño de los cristales (ej.: zonas de micrita) también resultan favorable. Porosidad y permeabilidad: valores elevados favorecen la circulación de fluidos y por tanto la dolomitización.

Cristales rómbicos de dolomita vistos bajo el microscopio petrográfico. Tomadas de Pettijhon (1975).

4.3.

MODELOS DE DOLOMITIZACIÓN

Desarrollados para dolomías penicontemporáneas o de reemplazamiento precoz. Se trata de modelos hidrológicos, establecidos para explicar los depósitos actuales, y con los que se intenta dar respuesta a la formación de los grandes volúmenes de dolomías del pasado, las cuales se consideran mayoritariamente de este tipo. La dolomitización tienen lugar en ambientes diagenéticos próximos a los sedimentarios, donde pueden actuar diferentes factores, y en consecuencia pueden atribuirse a distintas causas. De acuerdo con el ambiente se tiene los siguientes modelos: 4.3.1. Evaporítico o Hipersalino: La dolomitización tiene lugar en "sabkhas": amplias llanuras costeras supramareales, junto a lagoones (masa de agua salada, poco profunda, separada del mar abierto por un cordón litoral, un arrecife; especialmente de coral o una flecha litoral) o mares, con intensa

Página 44


evaporación y aportes periódicos de agua marina. Cuando la salinidad es elevada comienza la precipitación de yeso y se incrementa la relación Mg/Ca, al alcanza dicha relación el valor 10/1 el mineral estable es normalmente la dolomita y tiene lugar la sustitución de calcita por dolomita. Se diferencian dos modelos: 4.3.1.1.

Descenso evaporítico o flujo descendente ("seepage reflux"): En el lagoon, al incrementarse la densidad de las salmueras, éstas fluyen hacia abajo a través de los carbonatos permeables de fondo, desplazan las aguas intersticiales y dolomitizan a su paso. La recarga puede ser subaérea en tormentas, o subterránea en flujos superficiales si el lagoon se encuentra bajo el nivel del mar. La dolomita se presenta ahora dentro de sedimentos blandos (ej.: Golfo Pérsico).

4.3.1.2.

Ascenso Evaporítico O Flujo Ascendente ("Evaporative Pumping"): En dichas llanuras supramareales, debido a la concentración de las aguas intersticiales muy próximas a la superficie alimentada sobre todo por capilaridad se producen cortezas dolomíticas. En este caso el ambiente hipersalino sólo es local (ej.: Mar Caribe).

4.3.2. Dolomitización por Mezcla de aguas ("Dorag"): Tiene lugar en ambientes submarinos, en el interior del sedimento, en zonas próximas a áreas emergidas húmedas (plataformas, arrecifes). En dicho ambiente tiene lugar

Página 45


la mezcla de aguas dulces y marinas; las aguas de mezcla en torno al 70 % dulce y 30 % marina se encuentran supersaturadas para la dolomita y subsaturadas para la calcita, por lo que pueden dolomitizar. En este caso el proceso es mucho más lento, presentándose la dolomita en cristales de mayor tamaño (50 μm), euhedrales, má s limpios (sin inclusiones) y

ordenados, lo que les confiere una mayor resistencia a la disolución. En este caso la dolomitización tiene lugar únicamente en la zona de mezcla de aguas; no obstante, la interfase se desplaza como consecuencia de variaciones en el nivel del mar, y puede generar a su paso cuerpos dolomíticos de mayor importancia. Entre los rasgos distintivos para la identificación de este tipo de dolomías en las series carbonatadas tenemos: 

Contactos oblicuos y digitados con la estratificación.



Imagen de flujo descendente, sin relación con facies.



Ausencia de zonas emergidas (estructuras, minerales evaporíticos).



Mayores potencias en los bordes de la cuenca.



Texturas relacionadas con ambientes diagéneticos meteóricos.

Zona vadosa: Paso de las aguas meteóricas, por lo tanto está subsaturada en agua dulce. Zona freática marina: zona saturada en agua de origen marino (alto contenido en magnesio).

Página 46


4.3.3. Dolomitización por Convección térmica ("Kohout"): Tiene lugar en ambientes marinos profundos, en presencia de aguas marinas normales, debido a movimientos de convección de origen térmico, favorecidos por gradientes geotérmicos elevados (ejem: en atolones volcánicos). En dichas condiciones se generan gradientes de densidad entre las aguas marinas profundas, frías y densas, y las aguas intersticiales templadas: las aguas frías descienden y sustituyen a las templadas. Cuando esto ocurre en el entorno de la lisoclina de la calcita, por encima de ella se forma cemento de calcita, enriqueciéndose las aguas residuales en Mg; por debajo las continúan su descenso y dolomitizan.

4.3.4. Dolomitización Diagenética: Las dolomías secundarias son propias de la diagénesis, de etapas más o menos tardías, en las que el reemplazamiento se produce sobre calizas ya consolidadas. La dolomitización tiene lugar normalmente en ambientes de soterramiento profundo, donde altas temperaturas y presiones favorecen el proceso. El problema fundamental planteado es la fuente del magnesio, en este caso se han señalado como posibles fuentes: la existencia de salmueras amargas fósiles, las transformaciones en las arcillas y la expulsión de aguas marinas connatas, apuntándose esto último como más probable.

Página 47


4.3.5. Dolomitización por Infiltración-Reflujo (Seepage-Reflux): Este modelo explica la formación de fluidos dolomitizantes por evaporación del agua del lagoon o aguas intersticiales de llanuras mareales, al descender causan dolomitización. Es necesario un aporte continuado de fluido. 4.3.6. Dolomitización de Enterramiento: Estos modelos consideran que la compactación de arcillas depositadas en zonas más profundas de la cuenca causa la expulsión de fluidos ricos en Mg+2 hacia las calizas adyacentes del margen de la plataforma. 4.3.7. Dolomitización por Agua del Mar: El agua del mar con pequeñas modificaciones sea el fluido dolomitizante. El elevado gradiente geotérmico de debajo de las plataformas carbonáticas, puede generar sistemas de convección a gran escala, que introduzcan aguas marinas frías dentro de las plataformas.

Página 48


CONCLUSIONES



Roca carbonatada es aquella que está formada por más del 50% de minerales carbonatados (aragonito, calcita alta en Mg, calcita baja en Mg, dolomita, otros).



Las rocas carbonáticas presentan, desde el punto de vista diagenético, una característica muy importante en su alta diagenetibilidad, fruto de la rápida inestabilidad de sus componentes con el enterramiento.



Los carbonatos se constituyen básicamente de calcita (caliza), aragonito y dolomita (dolomía), subordinadamente pueden participar cuarzo, feldespato alcalino y minerales arcillosos.



En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia de organismos que no solo secretan el CaCO3, sino que también lo utilizan para la construcción de sus conchas o esqueletos.



La dolomitización es el proceso de formación de dolomías por reemplazamiento diagenético de calizas preexistentes (es decir el remplazo de calcita a dolomita) y puede tener lugar en una etapa temprana o tardía respecto a la formación del carbonato cálcico precursor.



Las plataformas de ambientes carbonatados se desarrollan en áreas donde el influjo de terrígenos no existe o es mínimo; una de las razones por las que actualmente existen solo algunas de éstas.

Página 49


BIBLIOGRAFIA 

Bathurst, F.G. C. 1975. Carbonate sediments and their diagenesis. Developments In Sedimentology, 47. Elsevier. Amsterdam, 658 pp.



Given, R.K., y Wilkinson, B.H. 1985. Kinetic control of morphology, composition and mineralogy of abiotic sedimentary carbonates. Journal of Sedimentary Petrology , 55, 109-119.



Arche, A. (1992). Sedimentología. CSIC, Madrid, 528 p.

LINKOGRAFÍA



http://es.scribd.com/doc/41369939/Clasificacion-de-Dunham



http://www.ucm.es/info/petrosed/rc/cla/index.html



http://www.geologia.uson.mx/academicos/olivia/carbonatadas/ambientesdes edimentacioncarbonatada.htm



http://petro.uniovi.es/Docencia/prs/P5Clasificacion-carbonatos.pdf

Página 50


ANEXOS

Página 51

Rocas Carbonatadas

Recommend Documents