Propiedades de las Rocas y Los Fluidos Prof. Daniel Tabernero Origen de las Rocas Sedimentarias

ORIGEN DE LAS ROCAS.

INTRODUCCIÓN Las rocas sedimentarias son depositadas en un estilo estratificado, capa sobre capa en la superficie de la litosfera a temperaturas y presiones relativamente bajas. Por otro lado, la gran mayoría de las rocas ígneas y metamórficas se originan a grandes profundidades, abajo de la superficie terrestre y fueron formadas a altas temperaturas y presiones. La diferencia entre una roca sedimentaria y una roca metamórfica es arbitraria y, sin embargo, no es tan fácil definirlas, excepto cuando los esfuerzos, así como el calor, han sido los factores principales al producir el cambio. La clasificación de ciertas rocas comunes es, por lo tanto, una cuestión de cierta distinción y pudiera parecer como contradictoria. Por ejemplo, la pizarra generalmente se clasifica como una roca metamórfica y la latita como sedimentaria, aunque puede haber poca diferencia visible en la composición, mientras que la dolomita es clasificada generalmente como sedimentaria, aun cuando ha resultado de un reemplazamiento completo de la calcita original. En rocas que evidentemente son sedimentarias, algunos rasgos, como la composición mineralógica y textura, pueden arrojar luz sobre el origen e historia. Estos rasgos registran, más o menos plenamente la herencia y el ambiente que producen una roca sedimentaria.

FACTORES EN LA FORMACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS En general, las rocas sedimentarias son formadas de dos maneras diferentes. Algunas son acumulaciones mecánicas de minerales y fragmentos de roca y otras son depositadas por medios químicos. Muchos sedimentos depositados mecánicamente, como lodo, arena y grava, son productos del intemperismo y la erosión y consisten de detritos de rocas antiguas desintegrados y descompuestos, transportados y depositados por el agua, hielo o aire y son llamados en forma apropiada, sedimentos detríticos o epiclásticos. Muchos de ellos, incluyendo las areniscas y lodolitas comunes, consisten de cuarzo y minerales silicatados. Los sedimentos depositados por medios químicos, por otro lado, consisten 1

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principalmente de carbonatos, sulfatos, sílice y fosfatos y haluros. Casi todos se originan por precipitación química en cuerpos de agua superficiales, pero que no resultan de un solo proceso. La precipitación puede ser causada directamente por evaporación o por reacciones puramente inorgánicas entre sales disueltas. O puede ser causada indirectamente por organismos que pueden ser bacterias muy pequeñas u organismos como moluscos y corales que forman secreciones esqueléticas fácilmente visibles y los depósitos formados por ellos se llaman orgánicos o biógenos. Los arrecifes coralinos y de algas, lechos de conchas articuladas, diatomita y muchas vetas de carbón, son ejemplos de rocas sedimentarias biógenos. Cuando los depósitos químicos, en especial los de tipo orgánico, se forman en aguas someras, los materiales precipitados, que después son parcialmente consolidados, por lo común son rotos y los fragmentos redistribuidos.

ÁREA DE SUMINISTRO Las rocas originales controlan en alto grado la composición de los sedimentos detríticos derivados de ellas, un hecho claramente evidente en muchas rocas sedimentarias. Una menisco, volcánica, por ejemplo, consiste de detritos necesariamente derivados de un terreno volcánico. De modo similar, una arenisca compuesta esencialmente de feldespato y de cuarzo, es derivada de rocas feldespáticas bastas, como las que por lo común componen el basamento cristalino y no es formada a menos que las rocas de aquél; basamento estén expuestas en el área de suministro de la que son derivados los detritos. Entre las rocas sedimentarias originales y la roca sedimentaria final, muchos minerales pueden ser alterados o completamente destruidos, en tal forma, que los sedimentos nunca tienen exactamente la misma composición mineralógica que las originales. Algunos minerales primarios: pueden ser destruidos o cambiados por el intemperismo aun antes de ser removidos por la erosión del área de suministro. Si el ambiente es tal que favorezca una intensa descomposición (descomposición química), puede verificarse una destrucción selectiva que causa que el producto intemperizado sea muy diferente del de la roca original; puede contener una concentración relativa de minerales primarios estables, como cuarzo y moscovita, entre los granos de arena y limo, de minerales arcillosos entre las partículas más pequeñas y de iones en solución. Por otro lado, si el intemperismo implica de manera principal la desintegración física, el producto intemperizado es semejante, mineralógicamente, con la roca original; contiene mine-

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rales estables e inestables de varios tamaños de grano, principalmente cuarzo, moscovita, feldespatos, silicatos ferromagnesianos y partículas dé roca sin desintegrar. En general, la descomposición química de los minerales y rocas es fomentada por los Climas húmedos y calientes, particularmente en áreas bien drenadas y cubiertas de una densa vegetación y es menos activo en climas fríos y secos. El factor climático, sin embargo, es comúnmente eclipsado por la rapidez relativa de la erosión y el intemperismo. Todos los procesos del intemperismo son lentos, pero la remoción del material intemperizado por la erosión se efectúa a ritmos variables. Cuando la erosión es muy lenta, se acumula una cubierta residual de material totalmente intemperizado —un suelo maduro—, sobre la roca original y las condiciones climáticas y biológicas del área pueden tener más influencia que la composición de la roca original sobre el carácter del producto intemperizado. Donde la erosión es lápida, por ejemplo, en regiones de fuertes pendientes y lluvias intensas, el desgaste de las rocas puede ser removido tan pronto como es aflojado de la capa rocosa y es natural, .que en estas condiciones, el material sufra una descomposición mínima antes de ser acarreado. Por lo tanto, indistintamente del clima, la composición mineralógica de los sedimentos detríticos se aproxima a la de la roca original; aun en los trópicos, son de esperarse sedimentos que, al igual que las arcosas contienen abundantes minerales inestables. El ritmo de la erosión determina, parcialmente, a su vez, la cantidad de sedimentos suministrados a las áreas de depósito en cualquier momento dado y de esta manera controla en forma parcial el ritmo de depósito. Donde quiera que sea depositada una carga de sedimentos detríticos a lo largo de la ruta de transporte, las partículas más grandes y más pesadas tienden a depositarse primero. Las partículas más pequeñas, ligeras y menos esféricas tienden a viajar más que las otras y la proporción de las partículas más pequeñas en la carga de los sedimentos., aumenta progresivamente en dirección del viaje, así como las más grandes y pesadas van quedando atrás. El tamaño del grano promedio de los depósitos, de esta manera disminuye en forma progresiva en la dirección del transporte, un rasgo que recibe el nombre de clasificación progresiva. La clasificación local, dentro de los depósitos, es mucho menos sistemática. Resulta de las variaciones locales en la competencia de las corrientes depositantes, las cuales pueden producir, lodo a lodo, depósitos contemporáneos de textura y composición muy diferente. De vez en cuando, ocurren en un lugar variaciones en la clasificación, de tal manera que un estrato de una clase puede ser, y comúnmente lo es, cubierto por otro que tiene características muy diferentes. Una sucesión de estratos 3

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puede mostrar un cambio sistemático, quizás de un grano progresivamente fino o progresivamente grueso o una sucesión estratigráfica puede contener alternancias rítmicas, de tipos de sedimentos como varvas glaciáricas o los ciclotemas en las capas carboníferas. Sin embargo con más frecuencias, parecen no ser sistemáticas las variaciones que exhiben estratos sucesivos. En términos generales, lo expresado acerca de los efectos de la transportación de sedimentos, se aplica a los minerales y partículas de la roca acarreadas por el viento, corrientes, corrientes oceánicas y lacustres donde la proporción de sedimentos a fluido es tan baja, que cada partícula se comporta como un individuo. Bajo estas condiciones, son de esperarse los efectos selectivos sobre los granos individuales. Una gran proporción de todos los sedimentos detríticos es transportada, más o menos en masa, por deslizamientos terrestres, marinos, corrientes de loso y corrientes turbias de alta densidad. A esto puede añadirse el transporte por el hielo glacial, aunque es de más importancia local. A tales medios de transporte corresponde un traslado rápido y sin selección de masas de sedimentos detríticos y en muchas ocasiones se han originado extensos y gruesos depósitos. Poco tiene que decirse sobre las sustancias acarreadas en solución, aun cuando de esta manera se han transportados enormes cantidades de material rocoso. Las sustancias disueltas en el agua son fácilmente llevadas, tanto abajo de la superficie terrestre, como encima de ella. A diferencia de los sedimentos detríticos, las sustancias precipitadas de una solución, raramente pueden conducir a una particular área de suministro, ni por cualquiera de sus propiedades pueden señalarse efectos de transportación. El carácter de los sedimentos químicos tiene que ser explicados, principalmente como consecuencia de un ambiente de depósito.

AMBIENTE DE LA DEPOSICIÓN. De todos los ambientes sedimentarios, el más extenso y el más durable es el de la cuenca marina. En la que han sido depositados los sedimentos más antiguos y donde actualmente se está acumulando de los modernos, un gran volumen. Sin embargo, este es el destino final de todo sedimento. No obstante, algunos depósitos gruesos y muy extendidos, yacen sobre los continentes, arriba del nivel del mar, en tanto que otros son depositados temporalmente sobre las áreas continentales en ruta al mar. Los principales ambientes sedimentarios son los océanos, los continentes y las áreas marginales entre ellos, pera cada uno incluye, a su vez, muchas áreas locales, que tienen características distintas y variadas, que en su mayor parte determinan la clase particular de sedimentos que es depositado en cada uno de ellos. 4

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Sobre los continentes, algunos sedimentos yacen bajo el agua y son llamados depósitos acuosos. Son principalmente detríticos, pero por lo general incluyen también algunas sustancias orgánicas y otras precipitadas químicamente. Algunos son sedimentos aluviales (aluvión), depositados por las corrientes en sus cauces y sobre sus planicies de inundación o como abanicos; otros son sedimentos lacustres y palustres, que yacen en lagos y pantanos. Los depósitos terrestres subaéreos, por otro lado, son depositados sobre la superficie terrestre y contienen algunos detritos clásicos de rocas viejas; algunos de estos depósitos son residuales, es decir, que no han sufrido transporte y que yacen como cubiertas delgadas sobre el material original del cual fueron derivados por intemperismo. Otros sedimentos terrestres han sido trasladados y depositados por el viento como dunas de arena loess y por gravedad como depósitos coluviales que incluyen los taludes y deslizamientos de tierras. Por supuesto el ambiente marino es enteramente acuoso y de esta manera, menos variado que el ambiente continental; sin embargo, la variedad de los depósitos sedimentarios es grande en exceso. Las aguas marinas no solo son el vehículo del depósito del volumen de los sedimentos detríticos, sino que también son responsables, en la mayoría de los casos, de grandes depósitos químicos inorgánicos y es la principal morada de los organismos que producen muchos sedimentos biógenos. El ambiente marino es comúnmente subdividido, de acuerdo con la profundidad del agua, en zonas costera, nerítica, batial y abisal; la extensión superficial de estas zonas y sus relaciones a la costa, dependen de la geometría de la cuenca, incluyendo su tamaño y forma y las irregularidades de su margen y piso. En general, los sedimentos clásticos más gruesos y los organismos de conchas gruesas, tienden a acumularse en las aguas someras de las zonas costeras y neríticas, particularmente en áreas expuestas, donde la energía de las olas y corrientes es consumida en los fondos marinos y en las costas. Los materiales finos son acarreados lejos por las corrientes relativamente fuertes que existen en estos lugares y tienden a acumularse en áreas abrigadas cerca de la costa y en las profundidades situadas hacia el más abierto. La restricción de la circulación en un cuerpo de agua, acarrea como consecuencia, cierto número de efectos químicos sobre los sedimentos depositados. Las aguas de algunas cuencas, completa o parcialmente cerradas, se hacen tan salinas como resultado de la evaporación, que son precipitadas las sales muy solubles, produciendo los depósitos colectivamente llamados evaporitas. Las evaporitas raramente incluyen materia orgánica, más bien contienen algunos sedimentos detríticos mezclados con precipitados químicos. Los depósitos salinos dependen, por supuesto, del área de suministro y de la 5

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composición inicial del agua en la cuenca, así como de factores físico-químicos como presión, temperatura y grado de concentración. La halita y los sulfatos de calcio, yeso y anhidrita, son los minerales más comunes producidos por la evaporación del agua marina. Por otro lado, algunos cuerpos de agua se estancan y como resultado de la pobre circulación y la pérdida de oxígeno a través de la descomposición de la materia orgánica, las aguas adquieren un carácter químico reductor, por lo que sus sedimentos son piríticos y de colores negros por la abundancia de materia orgánica a los que se les llama depósitos sapropélicos. En los sedimentos detríticos, el grado de clasificación varía ampliamente; algunos depósitos están bien clasificados y sus fragmentos son de tamaño uniforme, mientras que otros están sin clasificar o pobremente clasificados y contienen partículas que difieren ampliamente en tamaño. Las dos clases reflejan ritmos diferentes de depósito, y en consecuencia, diferentes ambientes. Los depósitos bien clasificados y limpios, resultan de una transportación selectiva durante la cual solamente una fracción de la carga de los sedimentos se deposita en un sitio, mientras que la mayoría de los sedimentos pobremente calcificados son vaciados y depositados rápidamente en las cuencas de depósito sin tener ocasión de que se efectúe la selección. Sin embargo, muchas formaciones detríticas contienen estratos, o grupos de estratos asociados, que difieren en grado y carácter de clasificación por lo que resulta natural preguntar, dónde se aplica la clasificación como criterio del ambiente de depósito, puesto que varía tan ampliamente dentro de un cuerpo de rocas sedimentarias.

DIAGÉNESIS. La textura y la composición son afectadas por cambios que se efectúan en los sedimentos después de la depositación y donde quiera que ocurran a temperaturas relativamente bajas, son llamados diagenéticos. La depositación primaria y la diagénesis, pueden distinguirse con dificultad cuando las alteraciones han ocurrido en el asiento del depósito original y casi simultáneamente con él. Los procesos que generalmente ocurren durante la diagénesis incluyen, compactación, solución, autogénesis y reemplazamiento. A medida que los sedimentos son sepultados, se efectúa la compactación, las partículas sólidas de un sedimento son presionadas hasta quedar muy juntas unas de otras por el peso del material sobreyacentes, reduciéndose el tamaño del volumen. Cómo consecuencia, los fluidos que llenan los poros son pulsados de los sedimentos y migran lentamente hacia arriba a través 6

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del depósito. El proceso de la compactación es más notable en lodos acuosos finos, detríticos o químicos, pero de cualquier manera ocurre en cierto grado en todos los sedimentos. El agua original o connata, de la que están saturados los depósitos marinos y lacustres, no puede ser desplazada totalmente sólo por este proceso; sin embargo, algo de ella permanece formando parte integral de sedimentos profundamente sepultados a través de las edades. En donde permanece, constituye el medio donde ocurren los cambios químicos posteriores y su carácter ejerce un efecto considerable sobre muchas reacciones diagenéticas. Parte del material original, en muchos sedimentos es llevado en solución durante la diagénesis. Si el material disuelto es redepositado, como sucede comúnmente, puede considerarse simplemente como un material "recristalizado" cuyo efecto es visible únicamente en la textura de la roca. Algunas rocas, especialmente aquellas que consisten principalmente de carbonatos, contienen poros originados por la solución o también pueden tener suturas estilolíticas o que entre los granos haya límites microestilolíticos, sugiriendo que la solución ha ocurrido bajo presión. El reemplazamiento y los moldes de estructuras originales son otras indicaciones seguras de que ha tenido lugar la solución. Los procesos dé" solución entre estratos tienden a destruir y a eliminar de muchos de los sedimentos antiguos a varios minerales inestables, en particular ciertos minerales ferromagnesianos de alta temperatura Los minerales que son estables en el ambiente diagenético, común-mente cristalizan de nuevo en los sedimentos y de esta manera son agregados al depósito original. A dicho proceso se le da el nombre de autogénesis. Los minerales más comunes formados por este proceso son los carbonatos y la sílice. El reemplazamiento de los minerales originales por los antigénicos, es una forma de metasomatismo de baja temperatura. El cual puede alterar profundamente la composición de una roca, sedimentaria. Es probable que los cambios más amplios ocurridos en los abundantes cuerpos de caliza, son aquellos en los que la caliza, son aquellos en los que la caliza ha sido reemplazada por dolomita o pedernal. Tal reemplazamiento ocurre, a menudo, sin cambio en el tamaño del volumen. Los resultados más fácilmente visibles de la diagénesis es la consolidación. Algunos depósitos son cementados, ya sea por precipitación de abundante material fresco entre los espacios de los granos originales o por recristalización de precipitados químicos originales durante la compactación. Otros son litificados por presión. La apretada compactación de material arcilloso, por ejemplo, produce un agregado firmemente unido, que no puede ser desintegrado con facilidad. Algunos materiales clásticos de grano 7

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grueso, son convertidos, por un proceso que combina la solución parcial y la deformación del grano, en un agregado entrelazado, donde los granos están unidos como en un mosaico. Una combinación de la cementación y el entrelazamiento de los granos por presión ha sido llamada soldadura

MINERALOGÍA Las rocas sedimentarias son de origen secundario; los materiales de que están formadas derivan de la alteración por los agentes atmosféricos de masas rocosas preexistentes. Han sido depositadas en zonas de acumulación por la acción de las aguas o. con menos frecuencia, por la acción de los glaciares o de los vientos. La alteración producida por los agentes atmosféricos incluye, no sólo la descomposición química, sino también la desintegración mecánica, y de ahí que el producto final conste de minerales arcillosos, diversas sales solubles y granos de minerales inertes, tales como cuarzo, circón, rutilo y magnetita. Las rocas sedimentarias pueden dividirse en dos clases, según que su origen sea mecánico o químico. Las rocas sedimentarias de origen mecánico están formadas por partículas de minerales arcillosos o granos de minerales que han resistido los ataques químicos. Estos materiales han sido transportados mecánicamente por las corrientes a una gran masa de agua, donde han sido depositados en capas. Las rocas sedimentarias de origen químico recogieron los materiales que las, forman disueltos por las aguas que circularon por las rocas, y unidos, finalmente, por dichas aguas, en los mares o lagos, donde fueron precipitados por algún proceso químico u orgánico. Todas las rocas sedimentarias se caracterizan en general por una disposición paralela de las partículas que las formas, en capas o lechos que se distinguen entre sí por diferencias en espesor, tamaño de grano o color. En las rocas sedimentarias de grano grueso existe algún material que actúa de cemento y rodea a las partículas de los minerales, manteniéndolas así juntas. Este cemento es generalmente sílice, carbonato cálcico u óxido de hierro.

ROCAS SEDIMENTARIAS DE ORIGEN MECÁNICO. Conglomerados. Los conglomerados pueden considerarse como gravas consolidadas. Están formados por guijarros gruesos, generalmente redondeados por la acción de las corrientes de agua. Los guijarros pueden estar formados enteramente por cuarzo, o pueden ser fragmentos de una roca que no se hayan descompuesto totalmente. Los conglomerados finos caen dentro de la categoría de areniscas gruesas. 8

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Areniscas. Las capas de arena que se .han consolidado formando masas rocosas se llaman areniscas. Los granos que las forman están generalmente redondeados y gastados por las aguas pero pueden ser también más o menos angulares. El cemento que mantiene unidos los granos de arena puede ser sílice, un carbonato (generalmente calcita), óxido de hierro (oligisto o goetita) o material arcilloso de grano fino. El color de la roca depende en gran parte del carácter del cemento. Las rocas que tienen sílice o calcita como material de cementación, son de color claro, generalmente amarillento pálido, color de ante, blanco o grisáceo; las que contienen un óxido de hierro son rojas o castaño rojizas. Hay que tener en cuenta que cuando una arenisca se rompe, es el cemento el que se ha roto, permaneciendo enteros los demás granos, por lo que la superficie nueva de la roca tiene tacto y aspecto granudo. El principal mineral de las areniscas es el cuarzo; si la roca contiene cantidades importantes de feldespato, se la conoce con el nombre de arcosa. Las areniscas de grano más fino pueden tener también cantidades considerables de material arcilloso; dichas rocas pertenecen ya a las pizarras arcillosas. Pizarras arcillosas. Las pizarras arcillosas son rocas sedimentarias de grano muy fino, que se han formado por la consolidación de capas de cieno arcilla o sedimentos. Generalmente tienen una estructura laminar delgadísima. Su color es, por lo general, de tonos grisáceos, aunque también puede ser blanco, amarillento, castaño rojizo o verde a negro. Están formadas principalmente por minerales arcillosos con cuarzo y nica, pero rara vez permiten los granos, por ser demasiado finos, distinguir a simple vista sus constituyentes minerales. Cuando se introduce cuarzo y aumenta el tamaño del grano se entra ya en las areniscas y con la presencia de calcita, en las calizas.

ROCAS SEDIMENTARIAS DE ORIGEN QUÍMICO. Las rocas sedimentarias que se forman por proceso químico se dividen en tres grupos: 1) las que se originan por precipitación directamente de una solución acuosa. 2) Aquellas en las cuales han participado activamente organismos en extraer de una solución los materiales que forman la roca. 3) Aquellas en que la roca final es el resultado de un reemplazamiento parcial o completo de una roca sedimentaria formada anteriormente.

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Precipitación. Cuando una solución salina se evapora, las sales disueltas se precipitan según un orden definido, el menos soluble primero, la más soluble la última. Existen, por lo tanto, diversos tipos de rocas sedimentarias que se han formado por precipitación y evaporación del agua de mar y son llamadas evaporaos. Las más importantes son el yeso, la anhidrita y la sal gema. El yeso es el primer mineral que precipita en grandes cantidades por la evaporación del agua del mar, y en condiciones apropiadas puede formar gruesas capas. Como roca, el yeso es generalmente de grano fino, pero en ciertos lugares tiene un hábito fibroso o aplanado. Debido a la manera de formarse, el yeso está asociado con otros depósitos salinos y a las calizas y pizarra. La anhidrita sigue al yeso en el proceso de precipitación de sales del agua del mar. Por ello también se halla, en capas similares al yeso y asociada con él en los depósitos salinos. La anhidrita puede transformarse en yeso. Sal gema. Los agregados granudos de halita comúnmente se presentan en lechos de considerable espesor y en esta forma se conoce con el nombre de sal gema. La halita sigue al yeso y a la anhidrita en la secuencia de precipitación del agua del mar al evaporarse, y por ello comúnmente recubre las capas de estos minerales. En algunos depósitos, sales más solubles, como la silvina, carnalita y polihalita, están asociadas a la halita: el depósito puede convertirse entonces en una fuente de potasa. Caliza oolítica. La variedad de caliza formada por concreciones esféricas pequeñas que semejan huevos de peces, parece que ha tenido por origen la precipitación química. Cada concreción tiene con frecuencia un núcleo de grano de arena, fragmento de cáscara o partícula extraña que ha originado la deposición. La arena oolítica que actualmente se forma en el fondo del Gran Lago Salad producirá, por consolidación, una caliza eolítica. El travertino es un material calcáreo depositado por las fuentes en condiciones atmosféricas. Si el depósito es poroso se conoce con el nombre de toba calcárea. Dichos depósitos se forman en las regiones calcáreas en las que las aguas freáticas que contienen ácido carbónico han disuelto una considerable cantidad de carbonato cálcico.

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Cuando el agua subterránea llega a la superficie, se desprende algo del acide carbónico y se produce la precipitación de los carbonatos cálcicos. De esta manera se forman los depósitos de travertino. Sínter silíceo. En ciertas regiones volcánicas, las fuentes termales depositan un material opalino conocido como sínter silíceo o geyserita. El depósito, al parecer, se debe tanto a la evaporación como a la secreción de sílice por las algas. Precipitación orgánica. Caliza. Muchos de los organismos que habitan en el mar utilizan el carbonato cálcico del agua para formar caparazones protectores duros. Cuando estos organismos mueren las partes calcáreas duras se acumulan en el fondo del mar. Si la vida submarina es abundante pueden llegar a formar grandes capas de caparazones y otras partes duras que, al consolidarse, producen caliza. Existe una gran variedad de calizas, dependiendo del tipo de animal del que se ha formado o de la textura. La creta es una variedad de caliza porosa de grano fino, formada en su mayor parte por caparazones de foraminíferos. La coquina es una caliza de la costa de Florida, formada por conchas y fragmentos de conchas parcialmente cementados. La caliza litográfica es una roca de grano extremadamente fino, procedente de Solenhofen, Baviera. Las calizas están formadas dominantemente por calcita, pero pueden contener pequeñas cantidades de otros minerales. Si la impureza es arcillosa en abundancia, la caliza entra ya en la categoría de margas y se denomina caliza arcillosa. Cuando es dolomita el constituyente principal de la caliza, la roca entra en el tipo denominado dolomía. La caliza es una roca sedimentaria de tipo común y en muchas regiones no sólo tienen gran extensión sus depósitos, sino también gran profundidad. Dolomita. Las diatomeas son organismos unicelulares diminutos que viven tanto en el agua salada cómo en las dulces y tienen el poder de segregar material opalino. Cuando los organismos mueren sus menudos caparazones se acumulan en el fondo formando un depósito de tierra de diatomeas Reemplazamiento. Algunas rocas sedimentarias, particularmente las calizas, sufren, después de su formación, un reemplazamiento total o parcial por las reacciones con elementos del agua de mar o de aguas que corren por el subsuelo. Aquí vamos a considerar las rocas que se forman como consecuencia de dichas reacciones. 11

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Dolomía.

La roca dolomía se parece tantísima a la caliza en todas sus propiedades físicas, que

resalta generalmente imposible distinguirlas sin pruebas químicas Más aún, la dolomía, como roa no está confinada a un material cuya composición sea la del mineral dolomía, sino que puede contener mezcla de calcita. Las dolomías no se han formado como rocas primarias, sino que se originaron por la alteración de la caliza pura en la cual parte del calcio se reemplazó por magnesio. Este proceso de dolomitización ha sido originado por la acción del agua subterránea una vez que la roca se había consolidado y elevado por encima del nivel del mar. Magnesita. La magnesita, como roca sedimentaria, es mucho más limitada que la dolomía. Se ha formado por un reemplazamiento casi completo del caldo por el magnesio en la caliza original.

COMPOSICIÓN Y TEXTURA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS. Son partículas sólidas y mecánicamente depositadas, son llamados alogénicos o detríticos. Se originan por la precipitación química, ya sea dentro de la cuenca de depósito o posteriormente con el depósito sedimentario mismo, son llamados autigénicos, los cuales son, por supuesto, los principales componentes de depósito químico y orgánico y de los cementos intersticiales en los sedimentos detríticos. Muchas rocas sedimentarias son mezclas de componentes alogénicos y autigénicos, son llamadas con nombres que indican que son resultado de mezclas: comúnmente se enuncia calizas arenosas y areniscas calcáreas, para referirse a mezclas de arena de silicatos alogénicos y calcita autigénica y de calizas argiláceas y lutitas calcáreas que se refieren a mezclas de material arcilloso y calcita autigénica. Algunas rocas compuestas, sin embargo, no tienen nombres compuestos. Pueden concebirse muchas combinaciones diferentes, pero por fortuna, sólo son cuantitativamente importantes unas cuantas combinaciones posibles para los propósitos de descripción y clasificación. Las más comunes son mezclas de los siguientes cuatro tipos de material: 1. Constituyentes típicamente alogénicos: a) Arena, limo y guijarros. Granos detríticos relativamente grandes que consisten principalmente de cuarzo, otros silicatos formadores de rocas y fragmentos de roca. 12

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b) Arcilla y limo muy fino. Pequeños granos detríticos que consisten principalmente de minerales de arcilla, pero generalmente incluyen otros minerales micáceos de grano fino, tales como sirecita y clorita y también pequeños fragmentos de cuarzo. 2. Constituyentes típicamente autigénicos: a) Carbonatos de calcio. Principalmente calcita, dolomita y anquerita. b) Pedernal. Sílice precipitada en la forma de ópalo, de calcedonia o de cuarzo microgranular. La composición de las rocas sedimentarias comúnmente puede describirse en función de estas cuatro clases de constituyentes, considerando a cada una como un “miembro final” el cual puede mezclarse con los otros en cualquier proporción. Algunas rocas sedimentarias, tales como pedernal puro, caliza química* y arena, consisten completamente de un “miembro final”, pero son mucho más abundantes las rocas de composición mezclada, cuando son clasificadas de acuerdo con sus principales componentes. Las variaciones entre las rocas sedimentarias son continuas y que,

por lo tanto, todos los tipos son

gradacionales. Este hecho se ilustra gráficamente en la Figura 01, en la cual los sedimentos se muestran como mezclas de tres componentes. En estos diagramas triangulares –los vértices de uno representa carbonato, arcilla y pedernal y los del otro, carbonato, arcilla, arena – los puntos sobre cualquier triangulo representan todas las mezclas posibles de los tres componentes representados por sus vértices. Las mezclas que implican arena y pedernal autigénicos, junto a la misma roca y también aquellas que implican limo en lugar de arena, no se ilustran necesariamente, pues serian clasificados en un estilo similar.

TEXTURAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS. Los minerales sedimentarios más comunes (minerales arcillosos, cuarzo, feldespato alcalino y carbonatos), son autigénicos

y la diferencia entre fragmentos depositados mecánicamente y los

materiales que han sido precipitados químicamente o recristalizados, está basada principalmente sobre los rasgos textuales. Por lo tanto, es apropiado dividir las texturas de las rocas en dos grandes clases, a saber, las que son clásticas o fragmentadas y las que son no clásticas.

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ROCAS QUÍMICAS Y ORGÁNICAS

Carbonato de calcio autigénico

50% Caliza

Caliza silícea

Sílice autígeno

Pedernal calcáreo

Caliza Porcelanitas

50%

50%

Arenisca argilácea

Arcillita o lutita arenosa

Arcillita o lutita Arcillita o lutita

50%

Arena

50%

Arcilla

ROCAS DETRÍTICAS

Figura Nro. 01. Clasificación general de las rocas sedimentarias

TEXTURAS NO CLÁSTICAS. Los rasgos esenciales de las texturas cristalinas no clásticas, surgen del crecimiento o agrandamiento de los cristales en un agregado y pueden describirse mejor considerando las etapas de su desarrollo. Los cristales que primero se precipitan de una solución, son pequeños y están envueltos por una solución saturada que los nutre y en la que pueden crecer libremente. Estos cristales iniciales, pueden adherirse a cualquier superficie sólida en contacto con la solución o pueden formarse en suspensión. En muchos sedimentos químicos, es inducida, al menos, la parcial recristalización del precipitado original, por una presión que aumenta como resultado del sepultamiento. Este es un proceso diagenético o metamórfico de baja temperatura. Puesto que todos los sedimentos de origen consisten de minerales que son, al menos, sensiblemente solubles en agua, durante la diagénesis son particularmente susceptibles a la recristalización, especialmente cuando aumenta la temperatura y la presión por efecto del sepultamiento. Por lo tanto, las texturas de estas son frecuentemente cristaloblásticas. Durante la recristalización de sedimento original,

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sin que se añadan nuevos minerales el tamaño del grano de un agregado tiende a ser agrandado, de tal manera que los cristales individuales quedan apretadamente entrelazados. Cuando tiene lugar el reemplazamiento de la sustancia original por nuevos minerales el resultado puede ser diferente. El tamaño del grano puede disminuir en vez de aumentar, como en la dolomitización y silicificación de calizas de grano-grueso y la porosidad se origina cuando los nuevos materiales ocupan menos volumen que el original.

TEXTURAS CLÁSTICAS. Las rocas formadas por la acumulación de minerales y fragmentos de roca, tienen textura clástica. Las partículas pueden tener cualquier tamaño, forma o composición y pueden estar empaquetados en cualquier estilo, ya sea sueltos o muy apretados. Muchos agregados clásticos, como arenas y gravas, tienen alguna porosidad intergranular, pero pueden no tenerla y ser impermeables por la cristalización de cemento autigénico en los poros. O bien, pueden estar apretadamente empaquetados y quizá por la solución parcial de los granos bajo la presión de un profundo sepultamiento, una roca clástica puede ser soldada en un agregado para simular una textura granular cristalina. El término “clástica”, sin embargo, es tan apropiado para rocas consolidadas de este tipo como lo es para las arenas porosas; en realidad. Puede aplicarse a la textura de cualquier agregado., cuyo carácter fragmentado original es claramente visible o puede ser inferido con seguridad. En todos los agregados fragmentados que tienen que tienen una amplia variedad de tamaño de partículas, el material es convenientemente sub-dividido, para propósitos de descripción, en granos y matriz. No hay una diferencia precisa en el tamaño de las partículas, entre las que son llamadas “granos” y las que son llamadas “matiz”, las partículas más pequeñas, normalmente están empaquetadas entre las más grandes y en el agregado tienen la apariencia de una matriz que contiene y que rodea a los granos más grandes. La distinción entre estos dos términos, se basa simplemente en este contraste visual, que únicamente puede observarse en el agregado y que resulta de la forma diferente y al color más oscuro del material más fino. Si los granos componen más de los dos tercios de una roca, algunos de ellos, cuando menos, estarán en contacto y la matriz simplemente llena los poros potenciales entre ellos. Cuando los granos están

en mucho menos cantidad, “flotan” en la matriz; en otras palabras, no están bien

empaquetados y se encuentran diseminados en la matriz, en la que parecen estar suspendidos. 15

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Solamente las rocas clásticas que están pobremente clasificadas, que tienen un amplio rango de variedad de tamaños de partículas, pueden decirse que tiene una matriz. Los detritos bien lavados y bien clasificados, no importa cuál sea el tamaño de sus partículas, se dice que únicamente están compuestas de granos.

TAMAÑO Y CLASIFICACIÓN DE LOS GRANOS CLÁSTICOS. El tamaño, una de las propiedades más fácilmente visibles de unas partículas, es la base de la clasificación de sedimentos clásticos no consolidados, como grava, arena, limo y arcilla. Cada uno de estos términos ha recibido una definición cuantitativa como sigue: Tabla Nro. 01. Diámetros de las partículas

de Grava

Arena

Limo Arcilla

Cantos rodados Guijarros Guíjas Gránulos Muy gruesa Gruesa Mediana Fina Muy Fina

256 mm 256 mm 64 mm 4 mm 2 mm 1 mm 0,5 mm 0,25 mm 0,125 mm 0,062 (ó 0,05) mm 0,005 mm

a más 64 mm 4 mm 2 mm 1 mm 0,5 mm 0,25 mm 0,125 mm 0,062 mm 0,005 mm menos

ESFERICIDAD Y REDONDEZ DE LOS GRANOS CLÁSTICOS. La esfericidad o forma de un grano, es su grado de aproximación a la forma esférica, mientras que su redondez es la angulosidad de sus bordes y esquinas. Estas propiedades aunque frecuentemente confundidas, son geométricamente distintas y no son afines fundamentalmente. La esfericidad es heredada principalmente, depende de las formas de los minerales en las rocas originales o de sus hábitos de fractura y está relativamente poco alterada durante la transportación. Sin embargo, ejerce una mayor influencia sobre el comportamiento hidrodinámico de una partícula, afectando su velocidad de asentamiento y modo de transporte de una corriente fluida. De esta manera, afecta a la transportación 16

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selectiva puesto que los granos son clasificados por la forma, así como por el tamaño y la densidad. Por otro lado la redondez tiene poco efecto sobre el comportamiento de una partícula en un fluido y más bien es la medida de la cantidad de abrasión durante la transportación y de la susceptibilidad de la partícula a la abrasión.

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