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Tema 6 – Los ambientes sedimentarios. Litogénesis. Las rocas sedimentarias más importantes.

1. INTRODUCCIÓN

Los productos resultantes de la des­trucción de las rocas por los agentes geológicos externos, agua y aire, son transportados, y el material va siendo depositado al disminuir La energía del agente transportador, originando depó­sitos superficiales o sedimentos.

La consolidación, mayor o menor, de Los materiales sedimentarios en material más coherente y compacto, por tos proce­sos diagenéticos, Los transforma en roca sedimentaria, la cual, a su vez, puede volver a ser transformada por nuevos aportes de sedimentos.

Por litogénesis y diagénesis entende­mos el conjunto de sedimentogénesis y diagénesis. Siendo La sedimentogénesis Los procesos geológicos, erosión, trans­porte, sedimentación que sufre la roca hasta disgregar sus materiales.

2. ACCIÓN DE LOS AGENTES GEOLÓGICOS EXTERNOS

2.1.Meteorización

Todas las rocas que se hallan en la su­perficie terrestre se encuentran sometidas a la acción del aire, del agua y de los seres vivos que las alteran y disgregan median­te procesos de meteorización. Se pueden distinguir varios tipos de meteorización que podemos resumir en dos principal­mente: meteorización física o mecánica y meteorización química. Aunque hay una tercera, la biológica.

La meteorización mecánica consiste en la disgregación de las rocas en fragmen­tos sin modificar su composición química. Dentro de este tipo de meteorización cabe destacar: gelifracción o rotura de las rocas producidas por el agua al congelarse y aumentar de volumen, haloclastia o rotura de las rocas por el crecimiento de cristales de sales, expansión térmica debida a los cambios de temperatura bruscos como en el desierto durante todo el día, descom­presión producido por los cambios en la presión de carga de las rocas.

La meteorización química es la alte­ración de la composición química de una roca como consecuencia de las reacciones que se dan entre los minerales constituyen­tes de esta roca y los agentes atmosféricos, principalmente le agua. Los procesos de meteorización química más importante son: hidrólisis, como consecuencia de la disociación del agua en iones H+ y OH-que reaccionan con minerales de la roca; carbonatación, reacción producida por el ácido carbónico que disuelve las cali­zas; oxidación, muy eficaz en presencia de agua sobre rocas que posean hierro; disolución, suele producirse en todos los tipos de meteorización química, aunque mayoritariamente ocurre con la halita o el yeso.

Los organismos también pueden actuar en la destrucción de la roca superficial, y entonces hablamos de meteorización biológica.

1.2. Erosión y transporte

Estos dos procesos están muy rela­cionados; llamamos erosión al proceso por el que se desgastan los materiales de cualquier zona de la superficie terrestre. Al traslado de estos materiales erosiona­dos se le denomina transporte, el cual puede ser realizado por aguas superfi­ciales, glaciares, el viento y los procesos gravitacionales.

Dentro de transporte por las aguas su­perficiales podemos distinguir los ríos, los torrentes y las aguas salvajes o de arroya­das. Estas aguas son en los continentes el mayor agente de erosión y transporte. Al conjunto de materiales que son transpor­tados por un río se llama carga, que puede ser transportada por arrastre, rodadura, saltación, suspensión o disolución, según su tamaño.

Los glaciares actúan principalmente en zonas de alta montaña transportando los materiales que caen desde las laderas y los que el propio glaciar va erosionando.

El viento actúa como agente de erosión y transporte en zonas desprovistas de vegetación y con abundantes materiales sueltos, donde además hay mucha escasez de agua.

Dependiendo del tamaño, los materiales son transportados por suspensión o por saltación, seleccionando su transporte.

Los procesos gravitacionales son pro­ducidos exclusivamente por la acción de la gravedad sin necesidad de que exis­ta cualquier de los agentes anteriores. Ejemplo de este tipo de procesos son los desprendimientos, los deslizamientos y las coladas de barro.

Cuando finaliza el proceso de transpor­te, los materiales que han sido erosionados y transportados se depositan formando un sedimento.

3. ORIGEN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Los procesos formativos de las rocas sedimentarias son el conjunto de fases su­cesivas que dan lugar a la formación de rocas sedimentarias o exógenas: erosión, transporte, sedimentación y diagénesis.

Todo mecanismo generador está identificado por una serie de factores reguladores que, en líneas generales, son factores físicos, químicos, físico-químicos, e incluso bio-físico-químicos.

Estos procesos formativos no son independientes, sino que se superponen durante las distintas fases evolutivas de creación de las rocas sedimentarias, ten­diendo siempre a alcanzar los estados de mínima energía.

Según predominen unos procesos u otros, en los distintos medios sedimenta­rios, se clasificarán las rocas sedimentarias generadas en:

– Rocas de origen detrítico.

– Rocas de origen químico.

– Rocas de origen biológico.

Esta distinción no se basa en el origen primero de la materia sedimentaria que, en última instancia, proviene totalmente de las rocas preexistentes, del agua, de la biosfera, sino en las modalidades diferen­tes de transporte y deposición.

3.1.Los materiales de origen detrítico

Son materiales compuestos por partí­culas cuyo tamaño oscila entre menos de 0.0625 mm (limos y arcillas) hasta bloques decimétricos, pasando por arenas (entre 0,0625 y 2 mm) y gravas (mayores de 2 mm), que se han depositado en una cuenca tras haber sido previamente erosionados a partir de una roca de origen y transporta­das. Las características texturales del ma­terial finalmente depositado (tamaño de las partículas, forma, redondez, grado de selección, etc.) dependerán principalmente del medio de transporte y sedimentación, mientras que las características compo-sicionales del material detrítico estarán condicionadas por la naturaleza de la roca origen (ej.: una roca granítica, generará por erosión, transporte y sedimentación, un material predominantemente arenoso, compuesto por cuarzo y feldespatos, mien­tras que un área madre pizarrosa generará sedimentos arcillosos).

Los materiales detríticos así generados pueden permanecer sueltos durante un tiempo, pero normalmente, se litifican dando lugar a rocas detríticas al ce­mentarse los poros que había entre las partículas por la circulación de aguas intersticiales sobreinsaturadas en sílice, carbonato calcico, etc. La litificación o conversión de un suelo detrítico (suelto) a una roca detrítica (consolidada) se pro­duce también a favor de la compactación que tiene lugar en las cuencas sedimenta­rias como consecuencia del aumento de la carga litostática que se produce con la continua llegada de nuevos productos detríticos a la cuenca,

3.2.Los materiales de origen biológico

Son materiales sedimentarios generados bien a partir de la actividad biológica o de la acumulación de materia orgánica. En el primer caso la actividad vital y el crecimiento de comunidades biológicas compuestas por organismos incrustantes dan lugar a facies arrecifales (barreras de coral en mares tropicales, etc.).

En segundo caso, se generan carbones a partir de grandes acumulaciones de ve­getales muertos.

Por otro lado, la actividad biológica de ciertas algas (cianofíceas) origina la preci­pitación de carbonates dando lugar a unas formaciones calcáreas especiales, los estro-matolitos. En este caso aunque el material generado es inorgánico, su formación está condicionada por procesos biológicos.

Este es el caso de:

– La caliza, fijada por las plantas en par­ticular, las plantas acuáticas y animales
en forma de aragonito y calcita. Estos organismos elaboran el CO3Ca a partir del bicarbonato o por transformación del sulfato de calcio.

– La sílice, fijada directamente o por descomposición de los silicatos por ciertas plantas, diatomeas y ciertos espongiarios, en forma de ópalo.

– Los fosfatos, en el esqueleto princi­palmente y excremento de los verte­brados.

Y también de ciertos elementos raros en forma accesoria, Cu, Au, Mn, Mo, etc., donde es superior su concentración a la que tienen en ciertas rocas de origen magmático o sedimentos detríticos

3.3.Los materiales de origen químico

Están constituidos por materiales de sales disueltas que se han precipitado, después de su saturación por evaporación del agua (cloruros, sulfates) o transfor­mación en sales insolubles por reacciones químicas.

Este tipo de materiales parece menos abundante que los anteriores, pero su formación contribuye, en estrecha rela­ción con la de los materiales de origen biológico, a mantener equilibrio entre la erosión y la sedimentación.

4. DIAGÉNESIS

El proceso geológico que podríamos calificar definitivo en la formación de una roca sedimentaria es la diagénesis.

Cada etapa de transporte y posterior sedimentación da lugar a una capa de sedimentos cuyo origen ya hemos visto anteriormente, esta capa puede cubrir una región entera. La repetición de dichos fe­nómenos trae consigo nuevos depósitos sobre los anteriores.

Como consecuencia de este depósito continuado, una capa concreta de sedimen­tos es sometida a un aumento de presión, debido a la carga superpuesta de los ma­teriales depositados posteriormente.

En estas condiciones se producen una serie de fenómenos en el sedimento, que modifican sus características. Al conjunto de estos fenómenos lo llamaremos diagé­nesis (o litificación) y los resultados de la misma son la transformación del sedimento en una roca sedimentaria.

El sedimento en general tiene el aspec­to de barro embebido en agua, el primer proceso que tiene lugar es el de compac-tación del sedimento, que consiste en la expulsión del agua por reducción de los poros, por apretamiento de las partículas debido a la presión. El agua puede quedar todavía retenida o escapar, esta agua pro­duce nuevos fenómenos cuando comienza a circular por el sedimento, dando origen principalmente al segundo proceso de la diagénesis que es la cementación, con­sistente en la deposición en los poros de materiales de precipitación química, que estuviesen disueltos en agua, pero también tiene lugar una disolución de parte de los materiales o el ataque químico y modifi­cación de la composición de la roca.

Los factores dinámicos que intervienen en el curso de la diagénesis son:

– Los seres vivos que intervienen en la diagénesis son principalmente los pro­tozoos y las bacterias, intervienen en los procesos químicos, tienen por ejemplo, un papel fundamental en la formación de los combustibles minerales, las llamadas bacterias anaerobias (que no necesitan oxígeno para vivir). Los seres vivos no sólo transforman el sedimento a escala microscópica, las plantas por los ácidos de sus raíces, realizan la reducción de los hematites por ejemplo.

– El agua interviene en los procesos por deshidratación. La desecación de ciertos
sedimentos acuáticos conduce a su endu­recimiento y modifica sus propiedades físicas. La deshidratación del ópalo, por ejemplo, los transforma en calcedonia y en cuarzo, formas más duras y estables. El porcentaje de agua pasa del 10 al 5% cuando una arcilla se transforma en lutita. El agua así eliminada permanece aprisio­nada bajo presión y puede desempeñar, como hemos dicho ya anteriormente, un papel crucial en la cementación de las rocas vecinas. El agua interviene además en la diso­lución y movilización de minerales. Por ejemplo, en la lixiviación de los fangos disminuye la salinidad. Las aguas que se infiltran en los sedi­mentos continentales arrastran los minera­les solubles de la superficie (CO3Ca, Si y Fe principalmente) a escasa profundidad. El poder disolvente del agua aumenta con­siderablemente con la temperatura. Cerca de los 375°C el agua es acida y disuelve el vidrio, la sílice y diversos silicatos. A mayor temperatura el agua pasa a estado de vapor. La solubilidad aumenta mucho menos con la presión. Los minerales de las soluciones, al pre­cipitar, pueden cementar la roca que los contiene. Arena comprimida en seco no se modifica; pero, impregnada, se transforma en arenisca. El cemento proviene frecuen­temente de la roca misma, pero también puede provenir de rocas vecinas.

– Entre los factores físicos, el más importante es la concreción del material, son en realidad las diversas formas de apa­recer el conjunto de minerales después de depositarse. Según la estructura de estas formaciones, se puede distinguir:

o Las concreciones propiamente dichas,disposiciones concéntricas alrededor
de un centro.

o Esferolitos, de forma subesférica y estructura radiada.

o Nodulos, cuerpos irregulares gene­ralmente constituidos por agregados criptocristalinos de sílice, calcita odolomita.

o Geodas subesféricas, cuyo interior es hueco y a veces presenta cristales muy bien desarrollados.

o Conchilitas, que tienen el aspecto de grandes conchas de ostras.

o Septanas, nodulos subesféricos carac­terizados por agrietamientos radiales y concéntricos.

4.1.Epigenización y Metasomatismo

La epigenización o autogenización, es la aparición con posterioridad a la deposición de un nuevo mineral, o la re­cristalización, sin cambio composicional de un mineral preexistente. Por ejemplo, el aragonito, inestable, se epigeniza en calcita con aumento de volumen de 8,25%. Feldespatos epígenos aparecen en los sedimentos marinos. Si se conserva la estructura cristalina antigua, se tiene un fenómeno de seudomorfosis, por ejemplo, la presencia de romboedros de pirita o de ópalo, demuestra que ha existido una sustitución de un mineral por otro origi­nalmente romboédrico, frecuentemente la calcita.

Los fenómenos de epigenización ocu­rren siempre en pequeña escala. No pasa lo mismo con el metasomatismo, fenómeno que por otra parte para muchos autores no entra dentro de la sedimentación (diagénesis), sino más bien en el premetamorfismo. Pero sin duda alguna el metasomatismo actúa sobre las rocas sedimentarias, sus­tituyendo minerales por otros sin cambio de volumen (sustituciones isomorfas).

Otros factores físicos son la presión y la temperatura, ya hemos visto anteriormen­te cómo actúan con el agua favoreciendo las reacciones químicas. Las experiencias realizadas demuestran que el aumento de temperatura en el curso del hundimiento es mucho más eficaz sobre las transfor­maciones químicas que el aumento de la presión.

Sin embargo, la comprensión de los sedimentos disminuye su porosidad y fa­vorece su deshidratación. La compactación es más acentuada cuando más delgados son los sedimentos.

El tiempo no es un factor determinan­te de la diagénesis, puesto que arcillas del Báltico han conservado su estructura desde comienzos de la era primaria. Pero, si interviene la presión, el sedimento se modificará.

Los movimientos tectónicos influ­yen, pues, en la formación de las rocas sedimentarias. Debido a ellos sufren disyunciones laminares independientes de la estratificación, es la esquistosidad o clivaje esquistoso. Las arcillas y los esquistos son los más sensibles a este fenómeno. La esquistosidad se establece en el sentido relativo de desplazamiento de los estratos: ese estiramiento de la ma­teria no tiene por qué ser perpendicular a la presión y frecuentemente se muestra oblicuo a la estratificación.

5. AMBIENTES SEDIMENTARIOS

Los ambientes sedimentarios son las zonas de superficie terrestre donde las condiciones físicas, químicas y biológicas son las adecuadas para que se produzca la sedimentación. Los ambientes sedimenta­rios se pueden clasificar en: marinos, de transición y continentales.

– GLACIAL: los agentes geológicos que actúan son la erosión por exaración y transporte por arrastre, la energía la suministra el movimiento del hielo. Los tipos de sedimentos son detríticos desde arcillas a clastos angulosos, pueden dar lugar a conglomerados tipo brecha, tillita

– EÓLICO Y DESÉRTICO: erosión por abrasión eólica, transporte por medio de reptación, saltación o suspensión. La energía es la eólica y la térmica. Los tipos de sedimentos son arenas de grano fino, de cuarzo, en zonas costeras carbonatos de cemento. Las rocas a las que dan lugar son areniscas y conglomerados.

– ABANICO ALUVIAL: erosión normal, transporte por arrastre, suspensión, disolución y rodadura por el cauce. La energía son corrientes de agua y gravedad. Los tipos de sedimentos son limos, cantos y conglomerados, arenas y fangos arcillosos. Conglomerados tipo brechas son las rocas a las que pueden dar lugar

– FLUVIAL: erosión normal, transporte por suspensión, disolución y rodadura por el cauce. La energía es la del agua, lo que transportan son arenas, gravas y limos arcillosos. Las rocas areniscas y conglomerados tipo pudingas.

– LACUSTRE: erosión poca, transporte en acumulaciones de agua y transporte en masa. La energía es térmica, química, oleaje y energía de los procesos biológicos. Los sedimentos que transporta son detríticos de grano fino, calcáreo y evaporítico, en los márgenes detritos gruesos. Las rocas arcillas, calizas y evaporitas

– PALUSTRE: erosión poca, transporte en masa y acumulaciones de agua, la erosión es química, biológica y térmica. Poca energía mecánica. Sedimentos de tipo limo a tipo arcilla, con restos vegetales. Rocas carbones.

– KÁRSTICO: erosión por disolución debido al anhídrido carbónico sobre las calizas, transporte por disolución. Energía química, también mecánica. Sedimentos arcillas de descalcificación y capas calcáreas. Sedimentación por precipitación química. Rocas calizas.

– ESTUARIO: erosión poca, transporte por corriente de agua fluvial y marea. Energía mecánica, debida a las mareas y mezcla de aguas saladas y dulces. Sedimentos detríticos finos de origen fluvial y marino con carbonatos. Mucha materia orgánica. Rocas areniscas y calizas conchíferas

– DELTAICO: erosión poca, transporte por corriente de agua fluvial, corrientes y mareas. Energía mecánica, por las corrientes fluviales y las mareas y oleaje. También el viento, transición a regiones con energía química y biológica. Sedimentos detríticos de tamaño variado, sobre todo limos y arcillas. Restos orgánicos vegetales. Rocas arcillas, areniscas y conglomeración tipo pudinga.

– LITORAL: erosión por abrasión marina, transporte olas, corrientes y mareas, energía mecánica del oleaje y corrientes litorales. A veces energía del viento. Sedimentos detríticos, cantos o limos, arena con restos de conchas. Conglomerados tipo pudinga y areniscas

– ARRECIFAL: erosión poca, transporte poco, corrientes litorales y plataforma. Energía mecánica del oleaje, mareas y biológica. Sedimentos masas calcáreas a veces recristalizadas y dolomitizadas, que engloban fango y bioclastos, en el frente del talud, matriz clástica

– TALUD Y GLACIS PROFUNDO: erosión poca, por corrientes turbulentas. Transporte por corrientes de turbidez. Energía mecánica, corriente de turbidez. Sedimentos de barros arcillosos y calizos, rocas Creta, trípoli y margas.

– ABISAL: transporte por corrientes de turbidez o gravedad. Energía bioquímica y química. Sedimentos de barros de globigerinas y radiolarios. Arcillas rojas profundas. Rocas calizas arcillosas. Petróleo.

6. CARACTERÍSTICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

Después de muchos datos recogidos se ha llegado a la conclusión de que las rocas sedimentarias ocupan la superficie de la Tierra, ya que a más profundidad debido a la presión y temperatura se transforman en materiales metamórficos o ígneos. Pero en la superficie de la corteza emergida las rocas sedimentarias ocupan un 75% de di­cha superficie, correspondiendo el resto a las rocas ígneas y metamórficas. Suponen un 5% en volumen en la corteza terrestre, el 95% metamórficas e ígneas.

Si el espesor de las rocas sedimentarias en la superficie de la corteza terrestre fue­ra uniforme, se podría decir que tendría aproximadamente unos 2,5 Km.

Se han realizado cálculos sobre la abun­dancia relativa de cada tipo de sedimentos y rocas sedimentarias respecto al total de los mismos. Los resultados son diferentes según las técnicas de medida, pero todos coinciden al señalar tres tipos de rocas sedimentarias que entre los tres ocupan el 99% del total, estas son: las lutitas, rocas detríticas de grano medio y las rocas carbonatadas. El resto de los tipos es muy poco abundante en conjunto y se localiza en masas de pequeño volumen.

6.1. Propiedades de las rocas de origen sedimentario

Estas propiedades son las que sirven para su clasificación y nomenclatura, estando íntimamente relacionadas en algunos casos con la génesis de las mis­mas. Las propiedades derivadas de sus características físicas (organolépticas) y químicas son:

Composición química

Se expresa por la abundancia de los elementos químicos en ellas. Se suele expresar en porcentajes de elementos u óxidos respecto al total de la roca. Se miden o bien directamente a partir de análisis químicos o a partir de la compo­sición mineralógica, transformando los porcentajes de minerales en porcentajes de los elementos que constituyen dichos minerales.

El interés del estudio de la composi­ción química de las rocas sedimentarias es pequeño, ya que dos rocas con la mis­ma composición química, pueden tener composición mineralógica y génesis distintas.

Son diez los elementos que forman la casi totalidad de las rocas sedimentarias, por orden de abundancia estos son: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, C e H, elementos que forman por término medio el 95% de su totalidad. Los ocho primeros son los que dominan en el resto de las rocas, la presencia del C e H en las rocas sedimen­tarias se explica por la interacción de la biosfera y de la atmósfera en el proceso de sedimentación.

Composición mineralógica

Se expresa en porcentajes de minerales que la forman, respecto a la totalidad de la roca.

Los minerales fundamentales que for­man la mayoría de las rocas sedimentarias son el cuarzo y sus polimorfos (ortoclasa, plagioclasas, micas, minerales de la arci­lla, calcita, limonita y óxidos de hierro, bauxita y yeso).

A este respecto es muy interesante relacionar la entrada de estos minerales en las rocas sedimentarias con el tipo de sedimento.

La clasificación de los sedimentos aten­diendo a su origen de formación es:

o Resistatos; sedimentos formados por minerales primarios que han resistido la meteorización.

o Hidrolisatos: formados por procesos de hidratación e hidrólisis a partir de feldespatos, se forman los llamados minerales de la arcilla (caolín, montmorillonita, palygorskita, etc.) e hi- dróxidos de Al, Fe.

o Oxídalos: formados por óxidos de hierro y manganeso sedimentarios.

o Reductatos: sedimentos con depósitos de azufre y sulfures. Los combustibles minerales, carbón y petróleo son se­dimentos de este tipo,

o Precipitatos: comprenden los sedi­mentos formados por precipitación como son calizas y dolomitas. Tam­bién se incluyen las fosforitas.

o Evaporatos: formados como su nombre indica por evaporación del agua en las cuencas marinas, yeso, anhidrita y sales son los minerales más importantes que entrarán en las rocas sedimentarias de este origen.

Textura de las rocas sedimentarias

Es el conjunto de propiedades de orde­namiento interno visibles en una muestra aislada. Las diferentes texturas son el re­sultado de las diversas condiciones en las que tiene lugar el transporte y el depósito de este material. Merecen un estudio es­pecial las texturas de las rocas detríticas y carbonatadas, por ser las más abundantes y las que presentan mayores variantes. Cada tipo textural corresponde a un régimen hidrodinámico diferente de los procesos de transporte y sedimentación.

En las rocas detríticas podemos dife­renciar tres tipos de materiales constitu­yentes:

– Trama. Conjunto de partículas o gra­ nos que forman el armario de la roca.

– Matriz. Fracción detrítica más fina, depositada simultáneamente de la trama y
que rellena parcialmente sus huecos.

– Cemento. Material de precipitación química formado durante el proceso de
diagénesis y que rellena parcial o total­mente los huecos.

El tamaño y forma del grano (compo­nente de la trama de una roca sedimen­taria) son propiedades muy importantes para clasificar a las rocas detríticas. Los tamaños pequeños se determinan por ta­mización, estando los límites generales en: mayores de 2 mm., entre 2 mm. y 1/16 de mm. e inferiores a 1/16 mm. (0,062 mm.). La morfología de las partículas se puede definir bajo los conceptos de forma.

Granulometrías

Es uno de los métodos de estudio más empleado para el estudio de las rocas detríticas y que mediante la elaboración del histograma de frecuencias y curva granulométrica, nos puede de­cir mucho acerca del origen de una roca de este tipo.

Los datos a recoger en un estudio granulométrico son: porcentajes en peso de cada trama de tamiz empleado y por­centaje acumulativo.

Partículas carbonatadas

En las rocas carbonatadas los elementos texturales son diferentes, y con caracte­rísticas propias; se distinguen tres tipos fundamentales:

– Componentes aloquímicos: Son partículas carbonatadas formadas en la propia cuenca sedimentaria, previa­mente a la sedimentación. Presentan tamaños y formas diversas, a saber:

o Oolitos, partículas esferoidales de crecimiento concéntrico.

o Intraclastos, caparazones de orga­nismos, fragmentos de sedimentos
anteriores muy endurecidos y redepositados.

– Componentes ortoquímicos, produc­tos de precipitación química directa de carbonates en la cuenca sedimentaria o durante la diagénesis, a partir de las aguas que circulan por el sedimento. El primero presenta cristales del tamaño de la miera y se denomina micrita. El segundo presenta cristales de tamaño mayor y se denomina esparita.

– Componentes detríticos, minoritarios, que proceden de fuera de la cuenca sedimentaria por destrucción de las rocas anteriores, pueden ser carbona­tadas pero corrientemente no lo son.

La trama de una roca carbonatada está formada por sus componentes aloquímicos y detríticos. La matriz estará formada por los ortoquímicos (micrita) y el cemento (esparita).

Porosidad y permeabilidad

Desde un punto de vista práctico son las propiedades de máximo interés, ya que dependen de ellas la explotabilidad de un fluido que está rellenando los poros de una roca.

– La porosidad es la relación entre el volumen de huecos de una roca y el volumen total de la misma. Se expresa en porcentajes, una roca de porosi­dad del 30%, será aquella en la que un volumen cualquiera de la misma, una tercera parte aproximadamente corresponde a huecos que pudieran ser ocupados por fluidos.

– La permeabilidad es la medida de la facultad de circulación de un fluido a través de la roca, sin alterar su estruc­tura interna. Toda roca permeable será porosa, pero algunas rocas porosas no son permeables por tener los poros no comunicados entre sí o de un tamaño tan reducido que no permite el paso del fluido.

6.2.Estructuras de las rocas sedimentarías

Conjunto de propiedades que se pueden observar en los sedimentos. En función de su génesis se pueden diferenciar dos grupos de estructuras, el primero engloba todas aquellas que se forman durante la transformación del medio en rocas se­dimentarias (visto anteriormente en las concreciones).

Estratificación

Es la estructura más visible, es la dispo­sición de las rocas sedimentarias en capas paralelas. Se forma debido a los cambios que se producen en el medio sedimentario, tanto en la naturaleza de sus partículas como en las velocidades de sedimentación. Cada estrato corresponde a un intervalo de tiempo definido de sedimentación.

En cuanto a la disposición de las partí­culas en el interior del estrato se destacan tres tipos: estructura masiva, estratifica­ción cruzada y granuloclasificación.

– La estratificación masiva es la dis­tribución homogénea de las partículas y su génesis indica un proceso bastante uniforme en el depósito.

– Estratificación cruzada es cuando dentro del estrato existen láminas con disposición inclinada con respecto a la superficie de estratificación. Su génesis se puede ligar al depósito, debido a una co­rriente acuosa o cólica en un sector donde existen mayor cantidad de partículas de las que puede transportar. La inclinación de las láminas cruzadas indica la dirección y el sentido de la corriente, de manera que la línea de máxima pendiente corresponde a la dirección y sentido hacia donde se hunde.

– Granuloclasificación. Las partícu­las presentan una ordenación de tamaños
en sentido vertical. Se produce cuando por efectos de un fenómeno brusco, se ponen en suspensión gran cantidad de partículas de tamaño muy variado y la corriente acuosa que las transporta llega a un sector de aguas en calma, donde de efectúa el depósito. Las más pequeñas y menos pesadas arriba y las más gruesas y pesadas abajo.

Irregularidades observadas en la superficie de estratificación

Existen cuatro tipos:

– Marcas de corrientes en el muro del estrato (superficie inferior).

– Rizaduras o ripples, en el techo del estrato (superficie superior).

– Grietas de desecación, también en el techo del estrato.

– Marcas de organismos, tanto en el techo como en el muro.

7. PRINCIPALES ROCAS DE ORIGEN SEDIMENTARIO

7.1. Rocas detríticas

Son las que por efecto de la diagénesis provienen de los sedimentos detríticos. Se han formado por acumulación de partículas (detritos o clastos) que se han transportado y sedimentado sólidas.

Se distinguen tres grupos en función del tamaño medio del grano:

Conglomerados

Contienen por lo menos un 10% de componentes (detritos) superiores a 2 mm. Algunos conglomerados pueden alcanzar una envergadura del tamaño de una casa, unidos por una matriz fina. Si provienen de una misma formación, eí conglomerado recibe el nombre de monogénico en el caso contrario, se le denomina poligénico.

Un caso particular con las brechas, conglomerado cuyos fragmentos son an­gulosos, tienen un cemento independiente de los fragmentos incluidos; son, por lo tanto, poligénicas y pueden provenir, por lo tanto, del desmantelamiento de un acantilado y de un macizo montañoso. También existen las llamadas brechas íntraformacionales, provenientes de la puesta en movimiento por un sismo, por ejemplo, de un depósito no consolidado; este tipo será, pues, monogénico. Las brechas se calsifican según su lugar de formación, asi nos podemos encontrar con tectónicas, metasomaticas, de origen glaciar…

Un segundo tipo especial son las pudingas, conglomerados formados por detritos redondeados y cementados. Los conglomerados también pueden recibir el nombre de ruditos o ruditas.

Areniscas

Están formadas por detritos cuyos tamaños se encuentran entre los 2 mm. y 0,062 mm. Unidos por un cemento de naturaleza variable, que condiciona su po­rosidad, dureza, su densidad, resistencia y sus usos.

Según la naturaleza del cemento se distinguen: areniscas silíceas, calcáreas, ferruginosas, glauconíticas, yesosas y bituminosas.

Según la naturaleza del detrito se cla­sifican en:

– Arcosas resultantes de la cementa­ción de las arenas de rocas eruptivas acidas. Ricas en feldespatos con más del 25%, de color claro, continentales, y provienen del desmantelamiente de macizos graníticos o gnéisicos, por lo que también contienen cuarzos y micas.

– Grauvacas, constituidas por materia­les detríticos modificados de origen
marino, en general de color gris oscuro o negro, matriz arcillosa, muy raramente calcárea. Se encuentran ma­teriales volcánicos, siendo índices de movimientos orogénicos importantes.

– Orto cuarcitas o cuarcitas a secas. Son de grano silíceo y cemento igualmente
silíceo, formando una roca de natu­raleza muy consistente de fractura
astillosa y brillante.

Arcillas

Están constituidas principalmente por los llamados minerales de la arcilla, con tamaños de partículas inferiores a 0,062 mm., a los cuales puede agregarse car­bonato diseminado en septarias, yeso, blauconita, pirita y óxidos de hierro.

Estos últimos elementos y las materias orgánicas son responsables de la variada gama de coloraciones (arcillas abigarra­das).

Las arcillas pueden ser continenta­les, lagunares o marinas, y depositadas a variable profundidad, pero siempre son formaciones de aguas relativamente tranquilas.

– Las arcillas con caolinita provienen directamente de la alteración de ro­cas granudas acidas, principalmente de sus feldespatos. Depositadas en un medio lagunar continental, a menudo están asociadas a restos vegetales y lignitos.

– Las arcillas con illita, provienen de la alteración de las rocas eruptivas y metamórficas que son las más disper­sas

– Las bentonitas o arcilla con montinorillonita están ligadas a las rocas efusivas de derrame, riolita principal­mente.

– Las arcillas con attapulgita frecuen­temente aparecen asociadas a depósitos
yesosos y evocan un medio desértico. Son arcillas magnésicas y la presen­cia del silicato magnésico forma las llamadas “sepiolitas”.

Rocas semejantes a las arcillas

También llamadas ocres; cuando existe un elevado porcentaje de óxidos de hierro, acentuándose la coloración.

– Marga cuando contiene aproximada­mente el 40% de carbonato calcico.

– Lutitas arcillas sometidas a diagénesis y que pasan a un estado fósil (laminaridad). Las lutitas bituminosas derivan de fangos sapropélicos. Por destilación se extraen de ellas los hidrocarburos o aceites de esquisto (hasta un 10% de volumen).

– La molasa está constituida por arenis­cas o arcillas calcáreas blandas, con conchas de moluscos y briozoarios, acompañadas de glauconita de cuarzo y de conglomerados denominados “nagelfluh”. Se forman en aguas dulces o marinas del Oligoceno superior o Mioceno.

– El flysch es un complejo muy potente, únicamente marino, que presenta una
estratificación regular. Está formado principalmente de esquistos micá­ceos (flysch negro), de areniscas y conglomerados con raros vestigios orgánicos. Es producto de erosión de una cadena de montañas en vías de surrección y se ha depositado en una fosa de hun­dimiento al término de la evolución de un geosinclinal.

7.2. Rocas de origen químico y biológico

Rocas Ferruginosas

Son las formadas por minerales oxida­dos de hierro, precipitados en procesos químicos o bioquímicos (con intervención de organismos vivos). Se distinguen dos tipos de depósitos:

– “Depósitos bandeados” (en capas) de siderita y óxidos de hierro, originados por precipitación química o metasomatismo.

– “Depósito de hierro oolítico”. Óxidos de hierro y siderita, dispuestos en lagu­nas interiores de clima frío, de escasa importancia.

Rocas Silíceas

Formadas principalmente por cuarzo se­dimentario, calcedonia y ópalo, son rocas duras (7 a 8). Si contienen en abundancia restos de organismos con conchuelas silí­ceas, son de origen orgánico. Hay varios tipos en función de su origen:

– Origen Orgánico

o Jaspes con radiolaritas, donde se en­cuentran, admirablemente conservadas, las conchuelas silíceas de protozoarios del grupo de los rizópodos englobados en un cemento silíceo. Algunos aparecen como equivalentes de los fangos de radiolarios actuales. Pero muchas radiolaritas están asociadas a las llamadas “rocas verdes” y parece que un aporte volcánico de sílice hubiera favorecido el afloramiento de organismos de conchuelas silíceas. Es interesante el jaspe negro o “lidita” de­bido a la inclusión de materia carbonosa que sirve como piedra de toque y ensayo de los metales preciosos.

o Las “diatomitas” están constituidas por caparazones silíceos o frústulas de algas microscópicas, las diatomeas. Algunas se formaron en los lagos y océanos (fangos de diatomeas) y son conocidas con el nombre de trípoli.

o Los gaizes o espongiolitas, se han formado a expensas de esponjas silíceas unidas por un cemento silíceo arcilloso o calcáreo.

– Origen Químico

La sílice es un elemento muy móvil, cementa las rocas silíceas orgánicas y es constituyente esencial de las rocas silíceas de origen químico. Los pedernales son materiales silíceos en medio calcáreo, en particular en la cre­ta. Constituidos por calcedonia y ópalo pulverulento debido no a su alteración, sino al hecho de que la silificación no había alcanzado el nivel de zona corres­pondiente. Las fuentes termales pueden abandonar depósitos silíceos blancos conocidos con el nombre de geyseritas.

Rocas carbonatadas

Son muy abundantes en la litosfera, su origen es de precipitación, su masa no ha dejado de crecer desde la era primaria, conduciendo a un empobrecimiento suce­sivo del CO2, en la atmósfera. Dependen estas rocas de la existencia de vida, y la presencia del mineral calcita es excepcio­nal en las rocas eruptivas.

– Clasificación genética:

o Autóctonas

De precipitación química o bioquímica. Se dividen por el ambiente del depósito en: marinas y continentales.

§ Marinas: Tienen origen orgánico y existen di­versos tipos:

· Creta formada a partir de caparazones de foraminíferos,

· Calizas biostromales que son en rea­lidad fosilíferas.

· Calizas margosas con hasta un 25% de arcilla.

§ Continentales: Tienen un origen químico; tobas cal­cáreas formadas a partir de vegetales. Sus diferentes tipos son:

· Travertinos, costras compactas.

· Estalactitas y estalagmitas formadas en cavernas por cambios en presión y temperatura y precipitación del car­bonato calcico.

· Caliche, precipitaciones en suelos semiáridos.

o Alóctonas: Están formadas por sedimentación de fragmentos de calizas autóctonas. Se subdividen por la naturaleza y el tamaño del grano:

· Lumaquelas con conchas enteras, resultan principalmente de la cemen­tación de conchas de lamelibranquios. La mayoría son formaciones de costa
de la llamada facies nerítica.

· Calizas oolíticas, formadas de pe­queñas esferas unidas por un cemento
calcáreo criptocristalino. Cada oolito tiene en su centro un núcleo mineral (cuarzo o calcita) u orgánico (restos de conchas, púas de erizo) rodeada por una envoltura cortical de estructura concéntrica y a veces radiada. Cuando la dimensión de los granos sobrepasa los 2 mm de diámetro, tenemos las llamadas calizas pisolíticas de origen marino y raramente lagunar. Su máxi­ma difusión fue en el Jurásico.

· Caliza litográfica. De grano muy fino, suelen ser lagunares, por lo general muy fosilíferas.

o Metasomáticas: Se forman por metasomatismo a partir de calizas tanto autóctonas como alócto­nas, en un proceso de diagénesis. Algunos tipos son:

· Dolomías raramente están formadas por dolomía pura y tienen un cierto porcentaje de CO3Ca (calcita). Dure­za de 3,5 a 4 y densidad 3, no hacen efervescencia en frío con el ácido clorhídrico, pero sí en caliente o
pulverizadas, lo que hace posible su identificación. Son rocas de aspecto rugoso, salvo cuando son criptocristalinas. Sus elementos están poco unidos. La solubilidad de la dolomía depende del ion Ca. En ciertos casos es más soluble que la calcita.

Los fosfatos son principalmente de origen orgánico. Se les encuentra en for­maciones litorales, donde se produjeron probablemente cataclismos de organismos marinos: desovadores, cambios bruscos de salinidad, epidemias, emanaciones de SH2, colisión de corrientes cálidas y corrien­tes frías. Los huesos y los excrementos (coprolitos) pueden dar directamente el carbonato de calcio. Corrientemente el fosfato de amonio en presencia de caliza produce fosfato tricálcico con desprendi­miento de CO2.

En los continentes se observa a veces una concentración secundaria de fosfato calcico, concreciones mi ero cristalinas de formas y coloraciones variables, asociadas a veces a una brecha osífera, acumuladas durante el Terciario en bolsas de solución de un carst jurásico. El fosfato secunda­rio puede provenir de la disolución de un fosfato sedimentario o del apatito de las rocas magmáticas. La explotación de la roca madre no daría ganancia, las zonas periféricas más ricas son explotadas.

Es curiosa la presencia en los Pirineos de unas bolitas negras de fosfato calcico en el interior de ciertas lutitas ampelíticas.

7.3.Rocas Evaporitas o Salinas

Son las que provienen a menudo de un depósito consecutivo a la evaporación de un agua madre. Están formados por sul-fatos o cloruros de sodio, potasio, calcio o magnesio. Se originan por precipitación química en agua con evaporación intensa. Esto da lugar a un aumento considerable de la concentración de iones, contenidos en el agua en estado de disolución, de manera que acaban precipitando.

Se clasifican de acuerdo con la compo­sición. Eí depósito se produce cuando la densidad del agua alcanza los siguientes valores para cada material:

· 1,05 > para el carbonato calcico

· 1,13 > yeso o anhidrita

· 1,20 > halita o sal gema

· 1,31 > silvinita y carnalita

según el orden de deposición tene­mos:

– Depósitos de caliza, en condicio­nes muy semejantes a los formados en
medios continentales y marinos para los precipitados.

– Depósitos de yeso, el yeso puede cristalizar en el interior de fangos subma­rinos, desde que su formación en aguas intraformacionaíes es suficiente. Dureza
2 y densidad 2,3 ligeramente soluble en agua: 2,5 gr. por litro (agua selenitosa). La anhidrita es un poco más densa y más dura, recordemos que el yeso es sulfato calcico sin agua. Por calentamiento el yeso se transforma en yeso industrial desprendiendo vapor de agua.

El “alabastro” es una variedad más dura susceptible de pulido. El yeso mezclado con gelatina imita al mármol. Son muy importantes e interesantes los yesos de la región parisina con potencias de hasta 50 metros separados cada tres o cuatro por bancos de arcilla.

En España, son muy abundantes los depósitos de yeso, ocupando muchas de las depresiones de la parte central de la península y haciéndose muy potentes en algunas localidades de Falencia, Burgos, Zaragoza, Madrid, Teruel, Guadalajara y Cuenca.

Los depósitos de yeso, después de for­mados pueden sufrir procesos diagenéticos y transformarse en anhidrita, o en principio se depositan en forma de anhidrita y luego por diagénesis toman agua y aumentan de volumen, produciendo pliegues muy típicos en los estratos.

Además de su elevada plasticidad, extensible a todos los depósitos salinos, los fenómenos orogénicos provocan en estas formaciones una tectónica diferencial muy acusada, que da lugar a la concentración de estas sales en grandes espesores, a partir de yacimientos primitivos de gran extensión y escasa potencia, formando los famosos domos y diapiros.

– Depósitos de balita o sal gema. Ro­cas de dureza 2 y densidad 2,2, fusibles a 80Q°C y muy solubles en agua (350 gr. por litro). Esta es la causa de la rareza de los afloramientos de sal gema, localizados únicamente en las regiones desérticas.

– Depósitos de silvina y carnalita, Sa­les de Potasio. Asociadas frecuentemente a la sal gema, provocan delicuescencia. Se utilizan como abonos.

Lugares de depósito de las rocas salinas

Se originan en cuencas de tres tipos distintos:

– Lagunas costeras de tipo albuferas con comunicación eventual o precaria con el mar. Proceso muy semejante al provoca­do artificialmente en una salina. Ejemplos,
algunas costas del mar Caspio.

– Mares interiores en general mal co­municados con los mares y en los que por
su situación geográfica los aportes fluvia­les son escasos y la evaporización a cam­bio es muy intensa.

En estas condiciones se depositan grandes espesores de sales, alternando eventualmente con yesos y sedimentos detríticos, cuando haya habido aportes salinos del Pérmico, del Triásico y del Oligoceno.

– Lagunas interiores en regiones endorreicas de clima desértico, donde la
evaporación es muy intensa y donde los aportes de aguas continentales no llegan a
compensar las pérdidas por evaporación.

Por el factor climático, se pueden clasificar los lagos salados en tres cate­gorías:

– Lagos que precipitan carbonato sódico, en climas fríos y húmedos.

– Lagos que precipitan sulfato sódico, sobre todo en invierno.

– Lagos que precipitan cloruro sódico, en climas áridos y cálidos, especialmente en verano.

Pero en una misma cuenca la evolución del clima es causa de que se pueda pasar de unos a otros tipos.

8. CRITERIOS PARA SU CLASIFICACIÓN

Como ya se sabe las rocas sedimenta­rias son de origen externo, formándose por adición de elementos de otras rocas preexistentes en las cuencas sedimenta­rias (lagos, mares y océanos), o bajo la atmósfera, sobre la superficie terrestre. A causa de su origen su composición mineralógica será muy diversa, y entre ellas no pueden establecer estrechas co­rrelaciones, ya que varias rocas formadas en las mismas condiciones de ambiente y, por tanto, con características petrográficas idénticas, ofrecerá diferente composición química, a tenor de la composición de las rocas madres.

Estas circunstancias hacen que la cla­sificación de estos materiales sea harto difícil y por esto se establecen una serie de criterios para su clasificación.

El criterio primario para su clasifica­ción es el origen. Las rocas detríticas se depositan por un proceso puramente mecá­nico, y son acumulación de fragmentos de rocas y minerales. Sin embargo, las rocas de origen químico y biológico se depositan en cuencas por precipitación.

En las rocas detríticas se toma como criterio secundario el tamaño de las partí­culas o grano, y un criterio terciario sería la forma de los fragmentos, redondeados o angulosos.

En las rocas de origen químico y bio­lógico el criterio secundario en su com­posición química y mineralógica.

EL CARBON Y EL PETROLEO

Los carbones se forman en diferentes medios continentales y de transición, siendo los más frecuentes los parálicos (costeros), lagoon, marismas y llanuras deltaicas. Están constituidos por sustancias húmicas que proceden de la descomposición de la lignina, celulosa y proteínas de vegetales. Los carbones húmicos se forman a partir de turba originada en bosques pantanosos o en marjales. La turba se origina en áreas donde el nivel freático alcanza la capa del suelo, de tal manera que la materia vegetal se transforma en condiciones reductoras, lo cual impide su descomposición total.

Los hidrocarburos se presentan en la naturaleza de diversas formas. En forma sólida, asociado a rocas, principalmente en las pizarras bituminosas, o bien en forma de líquida o gaseosa constituyendo el petróleo, el cual, y dada su importancia en todos los ámbitos industriales y económicos, será descrito a continuación.

El petróleo, al no ser una sustancia sólida, no es propiamente una roca. Es una sustancia fluida compuesta por una mezcla compleja de hidrocarburos y otros componentes menores. El denominado “petróleo crudo” es un líquido de pardo a negro menos denso que el agua. La composición del petróleo varía con la edad, la temperatura de enterramiento y con el medio sedimentario. Con respecto a éste último factor, los petróleos superficiales aparecen en la mayoría de los casos en medios continentales, mientras que los profundos corresponden con mayor frecuencia a medios marinos. Otros factores que influyen son la acción de las bacterias, que metabolizan algunos hidrocarburos la acción del agua, que moviliza los hidrocarburos más solubles y la oxidación. Los mayores yacimientos aparecen en rocas mesozoicas y terciarias.

El origen del petróleo es, en la actualidad, unánimemente admitido. Se forma en determinadas rocas, denominadas “rocas madre”, normalmente lutitas (s. 1.) o margas con mucha materia orgánica. Luego emigra hasta quedar entrampado en otras rocas distintas, de permeabilidad alta, denominadas “rocas almacén”, que son generalmente areniscas o calizas. A veces puede escapar y alcanzar la superficie, oxidándose y originándose acumulaciones de “asfalto”, que es una sustancia blanda de color pardo o negro.

La formación del petróleo implica una producción importante de materia orgánica y un enterramiento, en un medio reductor, en el que no existan organismos destructores. Los organismos implicados en la formación del petróleo pueden ser relativamente sencillos; así, los petróleos precátnbricos se formaron probablemente a partir de acumulaciones de algas. Otros organismos que juegan un papel importante en el origen del petróleo son los animales planctónicos, tales como los foraminíferos. El enterramiento requiere que se alcancen temperaturas superiores a los 50°C, a las cuales se favorece el desarrollo de reacciones en el kerógeno (materia orgánica insoluble en los disolventes orgánicos ordinarios). Con el aumento de la temperatura la generación de petróleo crece hasta alcanzar un máximo, a partir del cual decrece, a la vez que aumenta la generación de gas. El intervalo de temperatura para el cual se genera mayor cantidad de petróleo está entre los 70 y los 100°C. El gas que se genera es al principio húmedo, pero cuando la temperatura supera los 150°C, comienza a generarse gas metano seco.

El enterramiento del carbón y del kerógeno puede conducir a la generación de abundante gas, pero a poco petróleo.

El petróleo se utiliza como materia prima en la elaboración de productos con diferente refinado, obteniéndose gasóleos y gasolinas. De los hidrocarburos pesados se obtienen productos que se utilizan en multitud de industrias, que van desde las asfálticas hasta las químicas, las cuales elaboran una gran cantidad de productos que son utilizados en la vida diaria.

BIBLIOGRAFIA

– Anguita y agueda. Geología. Editorial rueda

– Anguita virella. Procesos geológico externos y geología ambiental. Editorial rueda Madrid 1993

– Melendez Fuster geología. Editorial paraninfo. Madrid 1979