sedimentologia

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La media y la mediana son las medidas de la tendencia central . Reflejan la energía cinética media del agente de transporte. La desviación standard, la asimetría y la curtosis son medidas de dispersión. La desviación standard nos muestra el grado de selección granulométrica. La selección es más baja cuantos mayores intervalos de grados estén involucrados en la distribución granulométrica. Refleja el tipo de agente de transporte y es una medida de su grado de fluidez o viscosidad . La asimetría muestra si la distribución es simétrica o asimétrica con respecto a la moda y la media. Las distribuciones con asimetría positiva poseen una cola de finos, mientras que las de asimetría negativa tienen una cola de materiales gruesos La curtosis es una medida comparativa entre la selección en el centro de la distribución y en los extremos o colas. La distribución leptocúrtica posee mejor mejor selección en el centro que en las colas colas de la distribución. distribución. La inversa sucede en la distribución platicúrtica.





























SIGNIFICADO GEOLÓGICO DE LOS ANÁLISIS GRANULOMÉTRICOS Construcción de diagramas a partir part ir de parámetros estadísticos para determinación determinación de ambientes sedimentarios. Passega: CM  involucra al percentil 1 vs mediana LM involucra al percentil 1 de menor tamaño vs la mediana Discrimina entre varios ambientes Friedman Moiola y Weiser: media vs desvío estándar  distingue arenas de río, dunas eólicas o playa. Walcott Dras y Neel: análisis modal  diferentes ambientes Friedman y Sanders: asimetría vs desvío estándar  arenas fluviales o marinas LA FORMA DE LOS CLASTOS































ECUANTICIDAD (Spalletti, 1985). Aproximación a la geometricidad ecuante: Ec = √ (B/A) (C/B) = √ (C/A) ≤ 1





























Procesos de transporte Los clastos cambian de forma por desgaste, desgaste, astillado, aplastamiento y ruptura debido a procesos de colisión mutua y a interacción con el sustrato. Un agente efectivo para los cambios de forma es el





























En un agente de transporte lineal (por ejemplo fluvial) la redondez aumenta con la distancia. Este incremento es inicialmente muy elevado, pero luego tiende a estabilizarse alrededor alrededor de una cifra límite (alrededor de 0,8).





























LA DISPOSICIÓN DE LOS CLASTOS Entre las propiedades texturales que conforman la disposición se reconocen:





























FÁBRICA Y TIPOS DE DEPÓSITOS DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS SEDIMENTARIOS En las gravas fluviales y litorales puede desarrollarse la estructura imbricada. En fluviales la imbricación de ejes A o B llega a los 30º. Se considera que el ángulo de imbricación en las gravas costeras es menor al de











































































































































































































































































































































































































































































































































































































































































UNIDAD 10 ROCAS PIROCLÁSTICAS

Ambientes volcánicos y sedimentación • Cuando los sistemas magmáticos alcanzan la superficie se manifiestan como co mo volcanismo. Los fenómenos volcánicos producen un fuerte impacto en la sedimentación de las cuencas. • El tipo de cuenca (ej. rift, antepaís, antepa ís, pull apart , etc.), las características del volcanism volcanismoo (ej. ( ej. estilo eruptivo, composición y volumen) y la proximidad al área fuente, van a determinar el impacto del volcanismo sobre el relleno En este sentido, se encuen encuentra tra una gama de posibilidades, desde sucesiones volcano-dominadas (ej. relleno de calde calderas) ras) hasta sucesi sucesiones ones sedimento-dominadas, con influencia menor del volcanismo (ej. ambiente fluvial sujeto a eventual eventuales es caídas de cenizas). •Las erupciones volcánicas pueden producir grandes cantidades de rocas ro cas coherentes (lavas) y clásticas “volcaniclásticas” - que pueden ser fragmentadas, transportadas y depositadas por una amplia variedad de procesos. Roca Volcaniclástica: Volcaniclástica: “Todo material volcánico clástico formado por algún proceso de fragmentación, de fragmentación, dispersado por algún tipo de agente, depositado en algún ambiente o mezclado en algún porcentaje significante con fragmentos no - volcánicos” (Fisher, 1961). Roca Piroclástica: “ Material formado explosivamente por fragmentación y trituración volcánica (Teruggi, 1982). Erupciones magmáticas En estas erupciones puede haber generación de rocas piroclásticas y de rocas volcánicas. Durante las explosiones de las erupciones magmáticas suelen ser expelidos materiales procedentes de las cámaras magmáticas (vidrio volcánico y cristales) y de los conductos volcánicos (generalmente litoclastos volcánicos). Tipos de erupciones erupciones magmáticas HAWAIANAS (lávicas básicas, bajo nivel de explosividad) STROMBOLIANAS (lavas escasas, explosividad intermedia) VULCANIANAS (volcane s mixtos, se caracterizan por la formación de grandes aparatos volcánicos en los que alternan mantos lávicos y diversos depósitos piroclásticos) PLINIANAS Erupciones hidromagmáticas o surtseyanas: Efusiones en las que intervienen importantes volúmenes de agua. Las más típicas son las freáticas en las que en la explosión no se incorpora material magmático activo. Los materiales expelidos son típicamente líticos. COMPONENTES DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS Los componentes de estas rocas son: vitroclastos, cristaloclastos y litoclastos. Tipos genéticos de componentes: a) juveniles: son los procedentes de la cámara magmática (vidrio volcánico, cristales), b) ancestrales ancestrales o cognados (comúnmente (comúnmente denominados denominados accesorios): accesorios): genéticamente genéticamente relacionados con los los procesos volcánicos, volcánicos, proceden de los conductos conductos volcánicos (por lo lo general, litoclastos); c) accidentales: procedentes del sustrato, pero que no tienen relación con los procesos volcánicos. Variabilidad granulométrica de los componentes. Los litoclastos son predominantes en las fracciones más gruesas, mientras que los cristaloclastos y vitroclastos se concentran en las más finas. Vidrio volcánico Material de la cámara magmática magmática enfriado súbitamente y que por tanto no tiene estado cristalino (microscópicamente es una sustancia isótropa).



























El vidrio volcánico: material muy alterable. La alterabilidad del vidrio se debe a su carácter amorfo. Es un material con una elevada entropía a causa de la carencia de estructura cristalina y la distribución desordenada de sus elementos constitutivos. Su alteración puede producirse a altas y bajas temperaturas. La alteración a altas temperaturas es muy rápida, se conoce como proceso de devitrificación y como resultado se genera un agregado microcristalino, normalmente de composición cuarzo-feldespática. La más común alteración del vidrio a bajas temperaturas conduce a la formación de argilominerales y/o ceolitas. El producto más característico de este fenómeno de alteración del vidrio es la esmectita. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS VOLCANICLÁSTICAS VOLCANICLÁSTICAS

CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS



























CLASIFICACIONES DE LAS PIROPSAMITAS

PROCESOS DE ACUMULACIÓN DE LAS ROCAS PIROCLÁSTICAS

• Depositación de materiales originados por una er upción upción volcánica con un tipo de fragmentación explosiva. • Clasificación genética en función del mecanismo de transporte: Depósitos de caída piroclástica Depósitos producidos por agentes superficiales: Depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas) ( ignimbritas) Depósitos de corrientes piroclásticas ( surges ( surges,, oleadas) Depósitos piroclásticos piroclásticos de caída o lluvias de tefra t efra (Cas y Wright, 1987) • Depósitos formados por decantación suspensiva l uego de que el material ha sido eyectado explosivamente desde una boca eruptiva en una columna eruptiva ascendente. • Los fragmentos mayores son eyectados balísticamente, se depositan en zonas proximales y se denominan clastos balísticos o eyectos y comprenden a bloques, bombas y lapillos. • La mayor parte del material es transportado t ransportado por la pluma eruptiva. La movilizaci movilización ón es altamente selectiva selectiva,, especialmente por granulometría. Los polvos volcánicos pueden desplazarse en suspensión por miles de kilómetros. • Diseño en planta de los depósitos, desde circular a elíptico, según la influencia de los vientos. • Se muestran con disposici d isposición ón mantiforme. • Presentan cambios de composición en sentido areal y en sentido vertical. Ello es debido a la estrecha relación entre la granulometría y la composición, y entre el proceso de vaciamiento de las cámaras magmáticas y la composición, respectivamente.

• Los depósitos pueden ser subaéreos o subácueos. • Controlados por la gravedad y su depositación es partícula a partícula. part ícula. • Generalmente inconsolidados y presentan gradación normal de componentes. • Son generalmente clasto -soportados. • Las facies están definidas de finidas por cambio s en la granulometría y tipo de componentes. Depósitos primarios producidos por por la acción de agentes superficiales generados durante explosiones



























FLUJOS PIROCLÁSTICOS (Cas (Cas y Wright, 1987) • Es un mecanismo caracterizado por a lta concentración de materiales piroclásticos dispersados en gas (relación partículas/gas > 1). • Posee alta fluidez (exsolución) por la actividad de fluidos. • Está control controlado ado por la gravedad. • El flujo es una corriente de densidad caliente, muchas veces incandescente. • El mecanismo principal para la generación de un flujo piroclástico es el colapso de la columna eruptiva. También se pueden producir por derrames o nubes ardientes o de cenizas, previas o sincrónicas a la generación de la columna eruptiva. • Su desplazamiento es rápido (más de 200 km/h) y pueden recorrer distancias de más de 100 km. Ello depende del factor inercial y de la topografía. Características generales de los depósitos de flujos f lujos piroclásticos • Se conocen como depósitos ignimbrít icos. Presentan una composición preferentemente silícea. • Los depósitos resultantes son generalmente masiv masivos os o pobremente estratificados. • La granulometría va desde piropsefítica a piropsa mítica. Poseen esqueleto quebrantado, selección pobre (desviación standard superior a 2) y no experimentan mayores cambios de textura con la distancia. • La elevada temperatura (supera los 550 º C) hace que con frecuencia se presenten soldados, aunque también hay depósitos no soldados. Los depósitos con soldamiento poseen textura eutaxítica, fiammes y concentrados de obsidiana, así como disyunción columnar hasta estructura en rampa. • La superposición de depósitos de flujos incandescentes puede generar el desarrollo de unidades de enfriamiento más potentes. FLUJOS INFLADOS (SURGES) (SURGES) U OLEADAS PIROCLÁSTICAS PIROCLÁSTICAS Pueden estar relacionados con los flujos densos. En general estos surges preceden surges preceden o son ulteriores ulteriores al clímax de actividad de los flujos densos. Por otra parte, son los típicos depósitos de las explosiones hidromagmáticas. El material viaja en estado altamente fluido, favorecido por la presencia de una elevada cantidad de agua y de vapor de agua. Las velocidades de desplazamiento oscilan entre los 100 y los 200 km/h. Los depósitos de surge (también denominados hialoclásticos) son característicamente no soldados y con buen grado de selecci selección. ón. La granulometría va desde desde piropsefítica piropsefítica a piropsamítica (ésta última última es más frecuente). Las estructuras sedimentarias primarias reflejan el muy alto régimen de los flujos (estructuras monticulares y capas planas), así como la depositación súbita de los materiales (estructuras de escape de fluidos en platos). Características de depósitos de surges piroclásticos o flujos piroclásticos diluidos • Cubren la topografía con forma de mant o, pero tienden a acumularse en depresiones con mayor espesor. •Formas de capa unidireccionales: 1. Estratificación entrecruzada de bajo ángulo 2. Dunas 3. Dunas escalantes 4. Chute and pool •Presencia de conductos de desgasificación •Enriquecidos en cristales y líticos •Las láminas se encuentran bien ordenadas

Rocas volcaniclásticas secundarias secundarias - epiclásticas volcanigénicas volcanigénicas - retrabajadas retrabajadas y resedimentadas resedimentadas • Son el producto de la depositación de materiales or iginados por la resedimentación o el retrabajo (fragmentación por meteorización) de depósi depósitos tos y/o materiales piroclásticos primarios. • Al igual que los depósitos epiclásticos relacionados a cuencas sin o con poca actividad volcánica, los



























Concepto de tufolita y tufita

• Tufolita: roca volcaniclástica secundaria producto del retrabajo o reelaboración de tefras y piroclastitas sin mezclas con otro tipo de detritos. Está enteramente constituida por material piroclástico primario que fue removilizado. Granulométricamente se reconocen tufopsefitas, tufopsamitas y tufopelitas. • Tufita: roca volcaniclástica secundaria en la que además de materiales piroclásticos pir oclásticos retrabajados o reelaborados participan otros detritos detritos sedimentarios epiclásticos. Estas rocas de mezcla pueden subdividirse en ortotufitas (menos del 50% de material epiclástico no volcánico) y paratufitas (más del 50% de dicho material).

Vinculación entre rocas piroclásticas secundarias y primarias Existe una estrecha vinculación entre las rocas piroclásticas primarias, tanto formadas por procesos de caída como de flujo piroclástico, con las rocas piroclásticas secundarias. En los ambientes volcánicos es muy característica la asociación entre depósitos secundarios y depósitos de flujos piroclásticos. El retrabajamiento en las áreas volcánicas puede producirse por una amplia gama de agentes de transporte, desde corrientes de agua hasta flujos gravitacionales de sedimentos que poseen elevada viscosidad, gran velocidad (hasta 200 km/h) y alcanzan distancias apreciables (hasta 40 km). Lahar Actualmente se acepta el uso del vocablo lahar en referencia al proceso y no al depósito. Se lo define como: “UN FLUJO ESCENCIALMENTE CONTEMPORÁNEO A LA ERUPCIÓN PRODUCTO PRODUCTO DE ALGUN TIPO DE DESESTABILIZACIÓN DESESTABILIZACIÓN DE MATERIAL MATERIAL PIROCLÁSTICO PREVIAMENTE PREVIAMENTE DEPOSITADO”

Principales causas que generan lahares lahares • Fusión de casquetes de nieve eterna o glaciares en las cumbres de volcanes (Nevado de Ruiz, 1985; Cotopaxi, 1867). • Lluvias infrecuentes en pendientes inestables. • Inesta bilidad de taludes. taludes. • Sismicidad asociada a la erupción.

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Diferencias entre depósitos de avalanchas y lahares Avalanchas Lahares Presencia de hummocks Rara vez muestran hummocks Clastos con estructura en rompecabezas Depósitos masivos, masivos, gradados gr adados o con estratificación estratificaci ón interna Homogeneidad Homogen eidad textural de los clastos volcánicos Polimícticos o monomícticos con heterogeneidad heterogenei dad textural de los clastos. Espesores de decenas de metros Generalmente poco espesor (del orden de Clastos de decenas de metros de diámetro metros) Depositación por flujos granulares dilatantes Depositados por flujos flujos de detritos det ritos o flujos hiperconcentrados  

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AMBIENTES VOLCÁNICOS Y SEDIMENTACIÓN La sedimentación dentro de una cuenca resulta de la relación entre la acomodación, el aporte, el retrabajo y la tasa de producción de organismos. • Tasa de acomodación aco modación (espacio (espacio disponible) = tectónica • Tasa de aporte = tectónica + naturaleza natura leza del basamento ( bedrock ) + clima + quimismo de las aguas La generació generaciónn de aparato aparatoss volcánicos influye sobre el relieve y el gradient gradientee de los ambient ambientes es





























MODELOS DE FACIES EN AMBIENTES VOLCÁNICOS Los modelos de facies están relacionados con el tipo de ambiente volcánico y la proximidad o lejanía del centro efusivo. En zonas proximales las facies volcaniclásticas están vinculadas directamente a los aparatos volcánicos (ej. calderas o estratovol estratovolcanes). canes). Aparecen asociaciones constituidas por depósitos de d e flujo piroclás p iroclástico, tico, de caídas proximales (depósitos (depósitos de eyectos), eyectos), y de lahares lahares y avalanchas. avalanchas. En zonas distales los modelos de facies pueden ser de ambientes sedimentarios clásicos (fluviales, lacustres, etc.) pero con particularidades debidas a la influencia del volcanismo. Por ejemplo, en un ambiente fluvial el volcanismo puede modificar el patrón de canales o la tasa de agradación en la planicie de inundación). Metodología de trabajo 1. Datos relevantes sobre los procesos eruptivos 2. Descripción del depósito 3. Caracterización de las facies y de las asociaciones de facies Datos relevantes sobre los procesos eruptivos Observaciones de campo: 1. Componentes del depósito 2. Estructura volcáni volcánica ca Observaciones Observaci ones posteriores: 1. Tipo de fragmentación 2. Propiedades físicas y químicas del magma Descripción del depósito (a) Identificación de los componentes (b) Tamaño y forma de los componentes (c) Disposición de los componentes (d) Alteración Análisis de facies 1. Litología 2. Estructura externa: tipo, escala y relaciones geométricas de base y techo 3. Ordenamiento vertical y fábrica de los distintos componentes 4. Estructuras sin-deposici sin-deposicionales onales y pos-deposicionales pos-deposicionales 5. Geometría general del depósito, relación con la topografía 6. Desarrollo areal y volumen 7. Definición de facies 8. Definición de asociaciones de facies y de unidades de acumulación (D´Elia, 2010)





























UNIDAD 11 y 12 DIAGÉNESIS Se define como el conjunto de procesos que actúan para modificar a los sedimentos luego de su depositación. La diagénesis se produce pro duce desde condiciones condiciones superficiales (interfase ( interfase sedimentaria, sustrato sedimentario de los ambientes de acumulación) hasta profundidades de soterramiento en las que la temperatura alcanza unos 250ºC y la presión llega hasta 1,5 kb (para algunos autores estas cifras pueden ser aún mayores). La profundidad a la que se llega a estos valores de temperatura y presión no es uniforme, uniforme, ya ambos ambos parámetros están fuertemente condicionados por la geodinámica interna. Factores que influyen sobre la diagénesis Tipo de roca sedimentaria (textura, composi co mposición, ción, contenido orgánico), porosidad porosidad y permeabilidad, per meabilidad, características de los cuerpos sedimentarios y de la sucesión sedimentaria. Ambiente sedimentario y clima Tipos de organismos y procesos biológicos Tiempo geológico de residencia Profundidad Temperatura Presión Propiedades de las aguas porales: pH, redox, sales disueltas 

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Procesos de la diagénesis Bioerosión y bioturbación Disolución y generación de porosidad (porosidad secundaria) Compactación física Compactación química (disolución por presión) Recristalización Autigénesis incluye cementación reemplazo diferenciación diferenciación diagenética (cuerpos crecionales) crecionales) Introducción de hidrocarburos       

DIAGÉNESIS DE LAS PSAMITAS Y PSEFITAS DIAGÉNESIS DE LA FRACCIÓN FRACCIÓN CLÁSTICA Cambios por descomposición (esencialmente) hidrólisis y disolución parcial (“intraestratal”) a total. Cambios por compactación (esencialmente en la morfología de los clastos). DIAGÉNESIS DE LA MATRIZ MATRIZ Formación de pseudomatriz pseudomatriz (material ( material intersticial producido por deformación deformación y fluencia de componentes detríticos, por lo común co mún litoclastos blandos), ortomatriz (debida a la recristalización de argilominerales





























DIAGÉNESIS DE LAS PELITAS En las rocas de granulometría limosa se reproducen esencialmente los mismos procesos diagenéticos que en las areniscas. Por su menor granulometría, los granos son más susceptibles a la disolución. En las fangolitas y arcilitas los procesos diagenéticos más importantes son dos: a) compactación física que produce la reducción de la alta porosidad original de estos sedimentos y su deshidratación (eliminación (eliminación de aguas porales), y b) autigésis y transformación de argilominerales. argilominerales. REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS DIAGENÉTICOS Suelen reconocerse dos grandes estados: Diagénesis temprana o eogénesis Diagénesis tardía La diagénesis tardía suele subdividirse en dos regímenes: Mesogénesis Telogénesis. Régimen eogenético, eogénesis o sindiagénesis Corresponde al ambiente de depositación y al período de soterramiento menos profundo. Con exposición a la atmósfera va desde condiciones secas y oxidantes a húmedas oxidantes y húmedas reductoras. En ambientes subácueos puede variar desde condiciones oxidantes a reductoras. Las aguas en los poros son propias del ambiente sedimentario y los procesos de la diagénesis están asociados con el Eh, pH y composición química de las aguas superficiales y subsuperficiales; no obstante, las aguas deposicionales pueden ser parcialmente modificadas por la descomposición de la materia orgánica y por la actividad microbiana. La diagénesis temprana puede alcanzar los 2 km de profundidad y temperaturas inferiores a 70º C. Con el soterramiento se pueden producir progresivos cambios en las características de las aguas porales. RÉGIMEN MESOGENÉTICO, MESOGÉNESIS O ANADIAGÉNESIS Corresponde al ambiente de soterramiento de los sedimentos, sedimentos, superior a 2km de profundidad. En este régimen se incrementan la temperatura (por encima de 70º C) y la presión, y consecuentemente aumenta la capacidad de reacción de los sistemas y las velocidades de reacción. La diagénesis profunda opera por varias decenas de millones de años. Durante este estadío las aguas porales han sido modificadas por reacciones con los argilominerales, por la disolución de granos inestables, la precipitación de minerales autigénicos y la posible mezcla con aguas de otros orígenes. Las aguas mesogenéticas son salinas, neutras y alcalinas, y en comparación con las aguas marinas poseen menores tenores de Na, Mg, SO 4 y K, pero más elevados de Ca, Sr y SiO 2. La temperatura en la mesogénesis Aceleración en las reacciones químicas.





























La composición de las aguas porales porales en la mesogénesis En la mesogénesis las aguas porales cambian su composición como resultado de reacciones químicas con minerales de las arcillas u otros componentes, así como por interacción entre la materia orgánica y las propias fases minerales. minerales. Estos cambios se producen en los poros de las pelitas y psamitas epi y piroclásticas, y pueden ejercer fuerte influencia sobre las reacciones de disolución y precipitación. Las nuevas reacciones no sólo se pueden producir in situ, situ, sino que afectan a otros sedimentos que son invadidos por esas aguas cuando son expelidas por fenómenos de compactación (en especial desde rocas pelíticas). La materia orgánica en la mesogénesis mesogénesis En profundidad, la actividad de las bacterias reductoras de sulfatos da paso a la fermentación. Este proceso, que ocurre a temperaturas de alrededor de 70 - 80º C y a menos de 1 km de profundidad, produce metano, iones de bicarbonato y de hidrógeno. A esas temperaturas, en las lutitas se pueden formar ácidos carboxílicos solubles que suelen ser expelidos durante la deshidratación de arcillas (transici (t ransición ón esmectita/illita). A partir de los 120º C se inicia la destrucción de los aniones carboxílicos, lo que con el aumento de la temperatura puede favorecer la precipitación de los minerales minerales carbonáticos. Durante el soterramiento tiene lugar la generación de hidrocarburos (entre 1,5 y 3 Km de profundidad) y ello puede favorecer favorecer la aparición aparición de aguas porales porales ácidas que pueden pueden atacar atacar a granos y a los los cementos carbonáticos generando porosidad secundaria. Además, la presencia de petróleo en los poros de las areniscas puede inhibir inhibir la cementación y preservar preservar la porosidad y permeabilidad de de la roca. RÉGIMEN TELOGENÉTICO, TELOGÉNESIS O EPIDIAGÉNESIS EPI DIAGÉNESIS Corresponde al ambiente diagenético generado durante la fase de ascenso tectónico y progresivo retorno de las masas sedimentarias a las condiciones superficiales. Decrecen la presión y la temperatura, y se produce infiltración de aguas meteóricas ácidas y oxidantes. PROCESOS DIAGENÉTICOS Bioerosión y bioturbación Procesos típicos de la eogénesis más temprana en los que se produce la modificación de un depósito sedimentario por actividad de organismos. La bioerosión es el proceso biogénico de modificación mecánica o química de un sustrato consolidado. Las borings). estructuras más características son las perforaciones ( borings). La bioturbación en cambio es la modificación de un sustrato inconsolidado. Las estructuras de bioturbación son: a) las impresiones (furrows): pisada (tracks ( tracks), ), rastro o rastrillada (trackway (trackway)) y pistas (trails (trails); ); y b) las excavaciones excavaciones (burrows ( burrows). ).





























Compactación Este proceso consiste en pérdida de volumen de sedimento y concomitante decrecimiento de la porosidad producidos por fenómenos fenómenos de sobrecarga sobrecarga y esfuerzos tectónicos. tectónicos. La compactación compactación inicial conduce conduce a la pérdida de agua agua que satura a los los sedimentos sedimentos y a un incremento incremento en el empaque de los granos. granos. El reordenamiento simple (teórico) de esferas reduce la porosidad desde 47,6% (empaque cúbico) a 26% (empaque rombohédrico). La compactación física profunda es producida por la presión litostática o de sobrecarga y se manifiesta en el reordenamiento mecánico de los granos hacia un empaque más apretado, el recurvamiento de granos flexibles como las micas, la deformación rígida (conchillas carbonáticas, granos de silicatos) y la deformación dúctil y plástica de clastos “blandos”. En este último caso muchos litoclastos e incluso la glauconita nodular producto de la diagénesis temprana, pueden ser aplastados y deformados, presentándose como pseudomatriz. La compactabilidad de las arenas es función del tamaño de grano y de la selección, de la forma de los granos, de su orientación, composición, contenido de matriz y de cementos. Es importante tener en cuenta que areniscas de distinta composición responden de modo diferente a la sobrecarga y alcanzan diferentes grados de compactación. La compactación mecánica es dominante a profundidades de soterramiento entre 0,6km y 1,5km dependiendo del tipo de arenisca. Los efectos mecánicos se extienden a mayores profundidades para las areniscas cuarzosas. Con el incremento del soterramiento se torna importante la presión por disolución. La compactación química es efectiva a profundidades del orden de los 4,5km a 8km, donde la porosidad primaria puede ser reducida prácticamente prácticamente a cero. Compactación química. Presión por disolución. Este es un fenómeno que se produce entre los granos en los puntos de contacto y se atenúa cuando los espacios espacios porales pora les de las arenas están ocupados por argilominerales o han sido cementados tempranamente. tempranamente. Sus efectos suelen ser más intensos en las areniscas con textura fina. Se manifiesta por: a) desarrollo de contactos suturales (cuando los granos han tenido la misma solubilidad), b) contactos de tipo cóncavo-convexo cóncavo-convexo (si uno de los los granos posee mayor mayor predisposición predisposición a la disolución), disolución), c) aparición de planos suturales sutur ales conocidos conocidos como estilolitas (estiloli (est ilolitización). tización). Este efecto efecto de disolución disolución es importante en la reducción de la porosidad y en la provisión de material disuelto que puede actuar como cemento en los mismos u otros niveles estratigráficos. Autigénesis de argilominerales Los argilominerales autígenos se forman a expensas de la transformación de argilominerales preexistentes o de la descomposición descomposición de minerales detríticos lábiles (feldespatos, mafitos) y litoclastos. litoclastos. Todos los principales minerales de las arcillas pueden ser formados diagenéticamente: diagenéticamente: caolinita, caolinita, esmectita, illita, clorita y diversas ceolitas. Cada uno de estos minerales tiene un campo de estabilidad determinado por la temperatura y las concentraciones termodinámicas efectivas de los elementos que los constituyen. La caolinita requiere medios ácidos (producido, por ejemplo, por alteración de la materia orgánica). Por su































Autigénesis de argilominerales en las pelitas Se debe a la transformación de argilominerales detríticos, entre los que se destaca el pasaje progresivo de esmectita a illita (vía ( vía interestratificados). La transformación de esmectita a illita es un fenómeno mesogenético que se inicia a 55º C con el desarrollo de interestratificados I/Sm irregulares y con dominio de esmectita. A mayores temperaturas se produce una más ordenada interestratificación, con dominio de illita (con K aportado por feldespatos, micas y vidrio volcánico). La transformación transformación completa de la esmectita ocurre a alrededor alrededor de 200º C. Durante esta transformación son liberados grandes volúmenes del agua de composición de la esmectita, la que suele alcanzar a los depósitos de areniscas en los que la sílice puede re-precipitar como sobrecrecimientos de cuarzo o formar caolinita autígena. Por su parte el Ca se puede combinar con iones carbonato para generar cementos de calcita o ankerita, en tanto que el Fe y el Mg pueden ser captados en la formación de clorita y ankerita tardías. DIFERENCIACIÓN O SEGREGACIÓN DIAGENÉTICA Consiste en la formación de cuerpos crecionales por el proceso de precipitación química: concreciones (estructuras con crecimiento centrífugo) centrífugo) y secreciones (estructuras con crecimiento centrípeto). Estos cuerpos se originan por disolución y reprecipitación de sustancias que se encuentran finamente divididas o dispersas dentro del sedimento. Los cuerpos crecionales pueden ser singénicos (formados poco después del proceso de depositación) o epigénicos (desarrollados durante el soterramien soterr amiento). to). Los principales productos de la diferenciación o segregación diagenética son: nódulos de glauconita, nódulos y costras carbonáticos (caliche o calcretes), nódulos de pedernal y costras silíceas (silcretes), nódulos fosfáticos, nódulos ferruginosos (de óxidos hasta sulfuros de hierro). CEMENTACIÓN El proceso de cementación consiste en la precipitación masiva de sustancias autígenas en los poros de las rocas. En los conglomerados y las areniscas es uno de los más importantes procesos de litificación y de reducción de la porosidad primaria.





























CEMENTACIÓN POR CARBONATOS Son los cementos que aparecen con mayor frecuencia en las areniscas clasto soportadas. Los minerales cementantes más comunes son calcita, calcita ferrosa y dolomita. Más rara es la siderita. Pueden aparecer como un mosaico equi o inequigranular de textura macr oesparítica (› 2 mm), esparítica crista les pueden tener gran desarrollo y mostrar una (0,062 mm a 2 mm) o subesparítica (‹ 0,062 mm). Los cristales relación poiquilítica respecto a los granos cementados, hasta llegar a constituir estructuras de “cristal de arena”. La cementación por carbonatos puede ser temprana (eogenética) o tardía. La cementación temprana suele estar relacionada con procesos de evaporación del agua de la zona vadosa (agua de los suelos) y/o freática. La cementación mesogenética mesogenética está favorecida por el aumento de tempe t emperatura ratura y por ende de la profundidad de soterramiento. El carbonato puede ser aportado por aguas circulantes circulantes (captación externa del carbonato) o por disolución disolución de granos aislados aislados en la roca silicoclástica silicoclástica (ej. (ej. Fragmentos esqueletales). esqueletales). No obstante, aportes aportes importantes de CO2 CO2 por descomposición descomposición parcial de de la materia orgánica (por ejemplo petróleo) puede producir producir descenso descenso del pH, con inhibición inhibición de la precipitación precipitación de carbonatos carbonatos y hasta su disolución. CEMENTACIÓN SILÍCEA El cemento silíceo puede ser de cuarzo, microcuarzo, calcedonia y ópalo. El de cuarzo es el más común y puede producir la reducción a eliminación total de la porosidad de las areniscas. El cemento de cuarzo suele aparecer como un sobrecrecimiento sobrecrecimiento en continuidad continuidad óptica y cristalográfica. cr istalográfica. En muchos casos no se advierte con claridad el límite entre la porción alotígena y autígena de cuarzo, en cambio en otros queda delineada por una pátina muy delgada de impurezas. En algunas areniscas (sobre todo las cuarzosas puras) los granos parecen interpenetrarse y adherirse, pero en ellas no hay crecimiento secundario. Los clastos fueron unidos por efectos de disolución por presión, un proceso de disolución intergranular de clastos adyacentes a causa de un stress no-hidrostático. Provisión de sílice





























UNIDAD 13 PALEOGEOTERMOMETRÍA

Concepto: Es el conjunto de métodos que contribuyen a determinar la máxima temperatura a la que han estado sometidas las rocas sedimentarias durante el soterramiento. Importancia en geología básica y aplicada Desde el punto de vista del conocimiento básico, es fundamental para comprender a las cuencas sedimentarias y a los procesos y productos de la diagénesis. Desde el punto de vista aplicado, los estudios de paleogeotermometría son importantes para las industrias del petróleo, gas y de la energía geotérmica. Sobre todo, el cálculo de las temperaturas máximas de soterramiento es crítico para el modelado de las cuencas sedimentarias sedimentarias con generación generación de hidrocarburos. El gradiente geotérmico Se define como la variación de la temperatura desde la superficie hacia el interior de la Tierra. El valor promedio se estima estima en 25 ºC/km, ºC/km, con rangos “normales” entre 15 ºC/km y 40 º C/km. EL GRADIENTE GEOTÉRMICO NO ES UNIFORME; POSEE UNA ESTRECHA RELACIÓN CON LAS CONDICIONES TECTÓNICAS; ES UN FACTOR DE CONTROL ESENCIAL EN LOS PROCESOS DIAGENÉTICOS. DIAGENÉTICOS. El gradiente geotérmico y las condiciones tectónicas Los más elevados gradientes (pueden ser superiores a los 70 ºC) se dan en los centros de expansión oceánica (por ejemplo la Dorsal Centro Atlántica), en áreas donde hay marcado adelgazamiento cortical y en arcos de islas. El fuerte incremento incremento térmico t érmico de las dorsales oceánicas se relaciona con el ascenso de las masas volcánicas a la superficie. En las regiones cratónicas los valores de gradiente geotérmico son relativamente bajos (del orden de 15 ºC/km). En los orógenos o rógenos donde prevalece prevalece la tectónica de escamas compresivas, compresivas, el gradiente geotérmico geot érmico es también de escasa intensidad.

GEOTERMÓMETROS Son las herramientas que provee la Petrología Sedimentaria para determinar la paleogeotermometría. Los principales geotermómetros geotermómetros son:





























LOS CONODONTOS Organismos marinos (atribuidos del grupo de los cordados) que vivieron y evolucionaron a lo largo del Paleozoico y se extinguieron a finales del Triásico. Su cuerpo era de tamaño muy pequeño (unos 40mm de largo por 2mm de ancho), con forma de pequeña anguila y constituido totalmente por tejidos blandos, con la excepción de unas pequeñas piezas de apatita (y/o fluorapatita) que formaban parte de un aparato atrapador de alimentos situado en la región cefálica. Estas pequeñas piezas reciben el nombre de elementos conodontales (muy pequeños cuerpos dentiformes) y, dada su mineralización previa, son las partes del conodonto que habitualmente se hallan como fósiles, sobre todo en rocas r ocas carbonáticas Índice de alteración del color de conodontos (CAI): El color de los elementos conodontales se debe a la materia orgánica finamente distribuida en el resto fósil. En el rango de la diagénesis, hasta alrededor de 300ºC, se definen cinco clases de color de alteración (CAI), desde amarillo pálido al negro pasando por el castaño. Por encima de los 300ºC el color pasa a gris y blanco por la pérdida de material carbonoso y de agua, así como por recristalización. OTROS ÍNDICES DE COLOR DE ALTERACIÓN ALTERACIÓN Suelen también utilizarse otros índices de color con el empleo de diferentes restos fósiles. Entre ellos cabe mencionar a las esporas y polen (post-silúricos) y a los foraminíferos (del Cámbrico a la actualidad). Por lo común, las variaciones de color van siempre desde tonos pálidos a baja temperatura hasta tonos oscuros a alta temperatura.





























UNIDAD 14 ROCAS CARBONÁTICAS Clásicamente conocidas como calizas (rocas para la fabricación de la cal), los sedimentos y sedimentitas constituidas por el anión carbonato tienen gran importancia, importancia, no sólo por su frecuencia frecuencia en el registro r egistro geológico, sino por su valor aplicado y por su interés científico. El desarrollo de los depósitos carbonáticos está ligado en forma muy estrecha con la vida sobre la Tierra. De esta forma, los cambios evolutivos y las extinciones han producido variaciones en las características de los depósitos carbonáticos y en su distribución en los ambientes sedimentarios. COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS. ELEMENTOS QUÍMICOS ESENCIALES Y MINERALES CONSTITUTIVOS Los principales minerales que constituyen las rocas carbonáticas son: ARAGONITA (CaCO3): rómbico, biáxico negativo, carece de clivaje romboédrico, índices de refracción relativamente altos. CALCITA (Ca CO3): hexagonal (romboédrico), uniáxico negativo, tiene menos birrefringencia que otros ot ros minerales romboédricos, maclas polisintéticas paralelas a la diagonal mayor. CALCITA MAGNESIANA (CaCO3, con 4 a 19 moles % de MgCO3). DOLOMITA [Ca (Mg, Fe) (CO3)2]: hexagonal, hexagonal, de d e tendencia euedral, frecuentemente zonal, puede presentar tinción tinción con óxidos de hierro, hierro, índice de refracción refracción mayor mayor que la calcita. Maclado Maclado polisintético paralelo a las diagonales diagonales mayores mayores y menores de los los rombos cristalinos. cristalinos. SIDERITA (FeCO3): hexagonal, coloración amarilla castaña a castaña, con índices de refracción muy altos. ELEMENTOS QUÍMICOS ACCESORIOS En la calcita pueden aparecer variables contenidos de Mg, Fe y Mn. En la aragonita son más comunes Pb, Ba y Sr, aunque estos elementos también pueden encontrarse en la calcita (*). Otro componente que puede llegar a tenores t enores importantes (superiores al 10%) es la materia orgánica descompuesta, preservada en las rocas típicas de ambientes anóxicos. Los carbonatos pueden tener contenidos variables de componentes componentes silicoclásticos sil icoclásticos de diversa granulometría. También pueden identificarse en ellos procesos diagenéticos diagenéticos de silicificación.































Mecanismo Mecanismo Extracción directa Extracción directa Actividad bacteriana Fotosíntesis

Procesos bioquímicos más importantes Acción Acción directa Efecto final Promueve el crecimiento del Genera fragmentos esqueletales desde limo a grava exoesqueleto luego de muerto el organismo. Elemento gigantes de tejidos Forma fango carbonático (micrita) (ej: algas) Promueve precipitación de Promueve precipitación de micrita, genera peloides, CaCO3 matas algales. Pérdida de CO2. Promueve precipitación inorgánica. Incremento del pH

LA COMPOSICIÓN MINERALÓGICA Y LA EDAD DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS En estrecha relación con la solubilidad que poseen los principales componentes carbonáticos, se pueden apreciar tendencias a cambios mineralógicos con el tiempo geológico. Las rocas carbonáticas que preservan los componentes más solubles (calcita altamente magnesiana, aragonita) son únicamente las muy jóvenes. Por el contrario, rocas carbonáticas del Precámbrico se caracterizan por composiciones composiciones dolomíticas y calcíticas. Procesos formadores de los depósitos carbonáticos carbonáticos Precipitación: Precipitación: bioquímica, química, metasomática. metasomática. Redistribución: Redistribución: intervención intervención de procesos mecánicos mecánicos o de retrabajamiento retrabajamiento





























COMPONENTES DE LAS ROCAS CARBONÁTICAS. Conceptos de Folk. COMPONENTES INTRACUENCALES INTRACUENCALES Componentes autígenos o autóctonos (acumulados in situ) Por precipitación química o metasomática ( ortoquímicos) La clasificación por el tamaño cristalino La macroesparita La esparita La subesparita Conceptos de granoesparita y poiquiesparita. Por concentración bioquímica. Los componentes “esqueletales” y los productos de la actividad act ividad orgánica. Componentes alotígenos (reelaborados) Esqueletales: desde parcialmente removilizad r emovilizados os (para-autóctonos) (para -autóctonos) a removilizados, desarticulados y fragmentados No esqueletales: Ooides Peloides (incluye pellets) Intraclastos y agregados Fango carbonático. La micrita . COMPONENTES EXTRACUENCALES EXTRACUENCALES Calcilitos y calcilitita.

PRINCIPALES TIPOS DE CARBONATOS ESPARÍTICOS (SPAR)





























4) Estructura tepee : de V invertida. Son antiformas que se generan en sustratos carbonáticos carbonáticos duros a causa de la expansión causada por la cementación o por el relleno de fracturas con sedimento o con cemento. 5) Estilolitas: planos suturales sutur ales o microsuturales (microestilolitas) (microestilolitas) generados en ambiente mesogenético mesogenético por disolución bajo presión de carga o presión stress. 6) Estructura Estructura biosedimentaria criptalgal : generada por el soldamiento y precipitación de carbonatos a través de algas verde azuladas (cianobacterias) y bacterias. Estromatolitos: Son estructuras microbiales (microbialitas) producidas esencialmente esencialmente por la actividad de cianobacterias CLASIFICACIÓN DE LAS ROCA CARBONÁTICAS CARBONÁTICAS AUTÓCTONAS BIOGÉNICAS QUÍMICAS METASOMÁTICAS CARBONÁTICAS ALÓCTONAS CALCIRUDITAS CALCIPSAMITAS (CLÁSICAMENTE CALCARENITAS) CALCIPELITAS CLASIFICACIÓN TEXTURAL





























CLASIFICACIÓN PETROGRÁFICA (FOLK, 1959) Fundamento: empleo de todos los componentes que participan en la roca y que aparecen en proporción superior al 1 %. Procedimiento: 1) Determinar la moda petrográfica, sobre la base de los componentes definidos por Folk. 2) Ordenar a los componentes en orden porcentual decreciente. 3) Aplicar la denominación con el empleo de sustantivos, prefijos, sufijos y calificativos. 4) Sugerencias: anteponer el prefijo oligo o ligo antes de todos los componentes que aparezcan en proporciones menores al 25%. 5) En el caso de sedimentitas con dolomita emplear el prefijo dolo para aquéllas que posean más del 50% de dicho mineral y el calificativo dolomítico para las que lo tengan entre 50 y 10%. 6) Tipos especiales de Folk: Dismicrita: micrita fenestral o micrita esparítica o subesparítica. subesparítica. Biolitita: carbonatos biogénicos bioconstruidos (build ( build ups), ups), entre los que se reconocen biohermitas y biostromitas. Calcilitita: carbonatos terrígenos, constituidos esencialmente por calcilitos.





























UNIDAD 15 DIAGÉNESIS DE ROCAS CARBONÁTICAS

EOGÉNESIS : diagéne d iagénesis sis temprana, producida pro ducida en el ambiente depositacional. depositacional. MESOGÉNESIS: ocurre en la zona de soterramiento en la que se produce incremento de temperatura, presión litostática litostática y cambios marcados marcados en la composición composición de las aguas aguas porales. TELOGÉNESIS: diagénesis que se produce bajo condiciones de oxidación, aguas meteóricas y decrecimiento de presión y temperatura a causa del ascenso tectónico y exposición de las masas de rocas. FACTORES CONDICIONANTES CONDICIONANTES DE LA DIAGÉNESIS DIAGÉNESIS DE LAS ROCAS CARBONATADAS CARBONATADAS GEOQUÍMICA DEL AGUA pH DISPONIBILIDAD DISPONIBILIDAD (ACTIVIDAD) DEL C02 TEMPERATURA PRESIÓN (HIDROSTÁTICA Y LITOSTÁTICA) LITOSTÁTICA) COMPOSICIÓN DE LOS SEDIMENTOS CARBONATADOS: Aragonita Calcita magnesiana (4 a 19 Moles % de MgCO3) Calcita Dolomita PROCESOS DIAGÉNETICOS ESENCIALES DE LOS CARBONATOS































LA DIAGÉNESIS EN EL FONDO MARINO ZONA FREÁTICA MARINA Rasgos: presencia de agua marina (salinidad normal) hasta hipersalina. Factores condicionantes: condicionantes: batimetría batimetr ía y posición latitudinal (variaciones de tempe t emperatura, ratura, pH, penetración penetración solar). Tiempo de acción: 10 a 10.000 años. Procesos biogénicos en el fondo marino Bioturbación: mezcla textural destrucción estructuras primarias Microbioturbación: Microbioturbación: generación de velos micríticos Cementación en el fondo marino: cementos de aragonita y de calcita altamente magnesiana. CARACTERES Y PROCESOS DE LA ZONA VADOSA Poros de los sedimentos alojan aire y aire-agua. Circulación de aguas vertical. Fluctuación permanente de las condiciones de humedad.





























DIAGÉNESIS EN EL ESTADO TELOGENÉTICO Su diferencia con la diagénesis meteórica radica en la naturaleza del material original. El sedimento carbonatado post-mesogenético es rico en calcita y/o dolomita que son carbonatos mineralógicamente mineralógicamente estabilizados. estabilizados. Su acción es mucho menos pronunciada. Disolución: vadosa y freática producida por aguas cargadas en CO2. En climas húmedos es importante la karstificación: formación de huecos, cuevas y cavernas. Precipitación: por sobresaturación y degasificación de CO2: calizas espélicas o espeleotemas. Generación de estalactitas, estalagmitas, perlas espélicas y ónix calcáreo. ROCAS DOLOMÍTICAS - DOLOMÍAS El principal componente es la dolomita (carbonato doble de calcio y magnesio) que cristaliza en el sistema





























PROCESOS DE DOLOMIZACIÓN TEMPRANA La dolomitización temprana puede producirse bajo condiciones de hipersalinidad o de hiposalinidad. Se propusieron dos modelos clásicos: modelo de sabkha y modelo Dorag. El modelo de sabkha refleja condiciones de fuerte aridez e hipersalinas. Hay exceso de Mg por precipitación precipitación previa de Ca en carbonatos carbonatos (tapetes algales). algales). El modelo Dorag es de mezcla de aguas marinas y meteóricas ( de 5 a 20 % de aguas marinas) y refleja condiciones húmedas. Actualmente se definen cuatro modelos principales: sabkha, sabkha, albufera, acuífero confinado confinado y acuífero no confinado. MODELOS DE DOLOMITIZACIÓN TARDÍA





























UNIDAD 16 EVAPORITAS Las evaporitas son rocas formadas por la evaporación de aguas salinas. Para que se formen es esencial que el ritmo de evaporación exceda al de los aportes de aguas. Estas rocas se pueden acumular en ambientes marinos, marinos marginales y continentales. La mayoría de los depósitos antiguos de mayor desarrollo se han formado en cuencas marinas hasta marinas marginales. Las evaporitas se encuentran el todo el registro geológico, desde el Precámbrico, aunque son más comunes en las sucesiones del Fanerozoico. Resultan particularmente importantes en el Cámbrico tardío, t ardío, Pérmico, Jurásico y Mioceno. Se caracterizan por procesos de acumulación que suelen ser muy rápidos. Por ejemplo 100 m de espesor de estos sedimentos pueden representar a 1000 años de edad. Las famosas evaporitas mesinianas del Mediterráneo (Mioceno tardío) alcanzan un registro de 2 km y se depositaron en unos 200.000 años





























EXPERIMENTO DE USIGLIO (1849)































ESTRUCTURAS PROPIAS DE LAS EVAPORITAS Las evaporitas pueden tener diversas estructuras sedimentarias, sedimentarias, como por ejemplo ejemplo una amplia a mplia variedad de estructuras mecánicas (estratificación entrecruzada, estratificación ondulítica, estratificación estratificación gradada, etc.).





























AMBIENTES EVAPORÍTICOS

Planicies salinas ( salt flats): son planicies de fango que pueden quedar cubiertas por breves lapsos con aguas muy poco profundas. Las evaporitas se acumulan por precipitación directa sobre el fondo, por

























































UNIDAD 17 ROCAS FOSFÁTICAS – FOSFORITAS Son rocas compuestas por el anión PO 4-3. Su contenido en P 2O5 es superior al 15%.





























Fosforitas conglomerádicas conglomerádicas : fosfatos nodulares y de fósiles fosfáticos concentrados por procesos de retrabajamiento mecánico. Guano: depósitos producidos por acumulaciones de excrementos de aves, lixiviados para formar un residuo insoluble de fosfato de calcio. Son depósitos actuales de islas oceánicas, pero no son de importancia en el













































































































































































sedimentologia

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