Geología y Morfología del Terreno

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1 Geología y Morfología del Terreno 1º Curso I.T.O.P. UNIDAD: 3 PETROLOGÍA Profesor: Victor Barrientos Curso Universidad de A Coruña 1

2 Introducción Los macizos rocosos se componen de rocas que, en su conjunto, puede adscribirse a alguna de las siguientes tres categorías principales: a) rocas ígneas; b) rocas sedimentarias; y c) rocas metamórficas. Las rocas ígneas junto con las metamórficas son rocas endógenas, mientras que las rocas sedimentarias son rocas exógenas. Cada uno de esos tipos de rocas es el resultado de una serie de procesos geológicos que, de forma completa o incompleta, afectan a todas ellas dentro de lo que se conoce como el Ciclo de las Rocas. Esos procesos geológicos son los responsables de las propiedades que presentan las rocas en los afloramientos y pueden ser relacionados, por tanto, con las propiedades geomecánicas y las problemáticas ingenieriles resultantes de las actuaciones sobre el terreno. En estas notas repasaremos algunos conceptos geológicos básicos, con especial énfasis en las clasificaciones litológicas más frecuentemente empleadas. Dichos conceptos deben ser tenidos presentes y entendidos a fin de poder captar en toda su amplitud la importancia del conocimiento del terreno antes, durante y después de una actuación de ingeniería específica. Figura 1. Esquema simplificado del Ciclo de las Rocas y relación existente entre los distintos tipos de roca y procesos geológicos Las Rocas Ígneas Las rocas ígneas proceden de un magma original. Se entiende por magma un fluido natural a elevada temperatura, constituido por material de roca que goza de cierta movilidad y que es susceptible de intruir o extruir. Se supone que las rocas ígneas han derivado de la cristalización de un magma y de los procesos relacionados con el enfriamiento del mismo. El magma del que proceden las rocas ígneas puede contener sólidos en suspensión, cristales, fragmentos de rocas y gases. 2

3 Clasificación de rocas ígneas según el tipo de yacimiento En primer lugar, las rocas ígneas se clasifican según el tipo de yacimiento en: Rocas ígneas intrusivas Son rocas que presentan una textura de tamaño de grano medio a gruesa debida a su enfriamiento lento. Cuando se encajan y forman a cierta profundidad suelen constituir cuerpos intrusivos de tamaños considerables, batolitos o plutones, por lo que se denominan también rocas plutónicas. Muy a menudo poseen (p. Ej. granitoides) colores claros, si bien no siempre es así (p. Ej. gabro, muchas rocas ultrabásicas, etc.). Cuando se encajan y forman a menor profundidad se denominan rocas hipoabisales o subvolcánicas. Éstas se caracterizan por los cuerpos intrusivos de menor tamaño y formas diferentes, como sills, lacolitos y diques o filones, por lo que también se denominan rocas filonianas. Las texturas son variadas dependiendo de la composición particular del magma original y de las características de formación. Rocas ígneas extrusivas Son rocas a menudo vítreas o de tamaño de grano muy fino debido a su enfriamiento rápido. Suelen presentar vacuolas generadas como resultado de la degasificación del magma a partir del cual se han generado. Muy frecuentemente presentan tonalidades oscuras (p. Ej. basaltos) si bien también existen de colores claros (p. Ej. traquitas). Figura 4. Principales tipos de yacimiento de rocas ígneas (intrusitas y extrusivas) Evolución magmática La diversidad de rocas ígneas existentes está asociada fundamentalmente a su evolución, no a la composición inicial del magma. Entre los procesos evolutivos principales de un magma cabe destacar: la asimilación o reacción entre el magma y la roca encajante, 3

4 la mezcla de magmas de diferentes características y composición, y la diferenciación magmática. De estos procesos, la diferenciación magmática parece con mucho el más frecuente e importante en la evolución magmática. Durante este proceso un magma originalmente homogéneo se separa en fracciones desiguales, formando rocas de composición diferente. Ciertos minerales están asociados porque cristalizan a temperaturas similares. Cuando se produce la cristalización en un magma, los cristales formados tienden a mantener un equilibrio con el fundido restante. Esta circunstancia se puede dar cuando la temperatura desciende muy lentamente y no existen procesos de segregación. Si el equilibrio se restablece mediante soluciones sólidas continuas, se produce una serie continua de cristalización, si es mediante transformaciones minerales abruptas, se produce una serie discontinua de cristalización. Bowen fue el primero que estableció estas series de cristalización para minerales característicos. Rocas Igneas Peridotita / Basalto Gabro / Basalto Diorita / Andesita Granito / Riolita Figura 2. Series de cristalización discontinua y continua de Bowen. A menor temperatura de cristalización, mayor estabilidad frente a la meteorización presenta el mineral en cuestión. De esa manera, se conoce como serie de meteorización de Goldlich la inversa de la de Bowen Figura 3. Serie de meteorización de Goldlich. Junto a cada mineral se indica, entre paréntesis, el tiempo medio de meteorización de cada uno de ellos para unas condiciones climáticas templadas y húmedas 4

5 Si no hay reequilibrio entre el fundido y los cristales formados, se produce fraccionamiento, evidenciando, por ejemplo, minerales transitorios (incluidos), texturas de segregación y zonación mineral, lo que produce cambios en la composición del magma residual. A este proceso, que suele ser el más importante de la diferenciación magmática, se llama cristalización fraccionada. Entre las causas que favorecen la cristalización fraccionada cabe destacar la rapidez en el descenso de la temperatura, la diferenciación gravitatoria, es decir, la separación de cristales por gravedad, así como la segregación de magmas residuales, lo que puede ser debido a diferentes causas mecánicas y tectónicas características de la historia geológica del cuerpo intrusivo. 5

6 Diagramas de 1 componente 6

7 Diagramas de 2 componentes Fe / (Mg + Fe) Los sistemas de estabilidad de fases En general, los sistemas de estabilidad de fases se pueden clasificar en miscibles e inmiscibles. Una solución sólida es pues característica de los sistemas que son miscibles, aunque esa miscibilidad, completa o parcial, depende de los campos de estabilidad de los extremos isomorfos que la definen. La fusión de un mineral cuya estabilidad está 7

8 representada por una solución sólida, origina un fundido magmático de composición igual a la del sólido original, por lo que se dice que tiene una fusión congruente. Entre los sistemas de estabilidad de fases que se consideran inmiscibles cabe destacar el sistema eutéctico, el sistema peritéctico y los sistemas de inmiscibilidad de líquidos y de sólidos. En el sistema de reacción eutéctico, la transformación de fases se realiza de manera que toda la fase fundida termina cristalizando por enfriamiento, en una isoterma que da lugar a dos fases sólidas. La fusión mineral es congruente, puesto que se forma un fundido de composición igual a la del conjunto sólido original. En el sistema peritéctico, el enfriamiento de un fundido original pasa por la cristalización de un sólido inicial que, por reacción con el fundido residual, dará como resultado un sólido de composición diferente. El proceso de fusión se dice que es incongruente, puesto que una fase mineral, dará lugar por calentamiento, a dos fases distintas, una líquida y otra sólida, cuyas composiciones son desiguales a la del sólido original. El sistema peritéctico es una característica habitual de la serie discontinua de Bowen. Los huecos de miscibilidad definen la inmiscibilidad de fases sólidas durante el enfriamiento de ciertos minerales. De este modo, se pueden dar fenómenos de exsolución y desmezcla (texturas pertíticas) dentro de unas determinadas condiciones termodinámicas. La inmiscibilidad de líquidos, para determinados rangos de presión y temperatura, favorece tanto la difusión como la segregación de magmas, así como, por consiguiente, la cristalización fraccionada. 8

9 Plagioclasa antes que Piroxeno Piroxeno antes que Plagioclasa 9

10 10

11 Diagramas de 3 componentes 1. Clasificación de las Rocas 1.1. Clasificación de las Rocas Ígneas A parte de la clasificación general de las rocas ígneas por tipo de yacimiento (rocas intrusitas y extrusivas), las rocas ígneas se clasifican de acuerdo con dos criterios fundamentales: a) Tamaño de grano y textura b) Contenido de sílice y composición mineral Clasificación basada en el tamaño de grano y la textura Rocas vítreas Formadas por vidrio (no contienen cristales). P. Ej. obsidiana Rocas afaníticas De tamaño de grano muy pequeño (cristales no distinguibles a simple vista) Rocas faneríticas El tamaño de los cristales puede ser identificado sin problema a simple vista Rocas pegmatíticas De tamaño de grano muy grueso (en general, > 10 mm) Rocas vesiculadas Textura desarrollada en rocas volcánicas o subvolcánicas que evidencia la presencia de gases expandidos antes de la consolidación 11

12 Rocas amigdaloides Rocas que presentan una textura con cavidades producto de la expansión de gases y, más tarde, rellenas por diversos minerales Rocas porfiríticas (o porfídicas) Caracterizadas por la presencia de grandes cristales (fenocristales) rodeados de una matriz fanerítica o afanítica de tamaño de grano muy inferior Clasificación basada en el contenido de sílice y la composición mineral Rocas ígneas ácidas Ricas en sílice (% SiO 2 > 65% en peso). Se caracterizan por la abundante presencia de minerales denominados félsicos (cuarzo y feldespatos, mayoritariamente) y cuya tonalidad es clara. Rocas ígneas intermedias El contenido de sílice va del 45 al 65% en peso. Rocas ígneas básicas Pobres en sílice ( < 45 % en peso) Rocas ígneas ultrabásicas Rocas leucócratas Rocas formadas por minerales de tonalidad mayoritariamente clara o félsicos (p. Ej. feldespatos, cuarzo, ) Rocas melanócratas Rocas formadas por minerales de tonalidad oscura o máficos (minerales ferromagnesianos, sobre todo: piroxenos, biotita, anfíboles, etc.). No todas las rocas melanócratas son ultrabásicas y viceversa. Por ejemplo, la anortosita es una roca leucócrata y ultrabásica. Figura 6. Diagrama QAP (Streckeisen, 1966) para la clasificación modal de rocas ígneas intrusivas. a) Cuarzodiorita, cuarzogabro y cuarzoanortosita; b) Diorita, gabro, anortosita; c) Monzodiorita, monzogabro; d) Cuarzosienita de feldespato alcalino; e) Sienita de feldespato alcalino 12

13 Figura 7a. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P = plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp

14 traquita traquita Figura 7b. Clasificación de las rocas ígneas extrusivas, de acuerdo con la IUGS. Q = cuarzo; P = plagioclasas; A = feldespato potásico y albita; F = feldespatoides. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp

15 Figura 7c. Clasificación de las rocas ígneas intrusivas ultrabásicas, de acuerdo con la IUGS. Ol: olivino; Opx: ortopiroxeno; Cpx: clinopiroxeno; Hb: hornblenda;. Fuente: Le Bas y Streckeisen (1991) IUGS systematics of igneous rocks; J. Geol. Soc. London 148, pp

16 Figura 8. Clasificación química (diagrama TAS) de las rocas volcánicas de acuerdo con su composición expresada en términos del porcentaje de sílice (SiO 2 ) y álcalis (Na 2 O+K 2 O) Composición Mineral Textura Color Temperatura de Cristalización (ºC) Claro (ácidas) Medio Oscuras (básicas) Plagioclasa Olivino Piroxeno Anfíbol Biotita Cuarzo Feldespato K Moscovita Color Grano grueso GRANITO DIORITA GABRO Intrusiva Grano fino RIOLITA ANDESITA BASALTO Extrusiva Porfídica Granito o Riolita Diorita o Andesita Gabro o Basalto Intrusita o porfídica porfídica porfídico Extrusiva Porosa Pómez Escoria Vítrea Obsidiana Extrusiva Figura 9. Clasificación, textura y mineralogía de los principales tipos de rocas ígneas (plutónicas y volcánicas). Nota: Los rangos de temperatura de formación para los minerales son aproximados Origen 16

17 GAS SO2 CO2 H2O TEPHRA BOMBAS BLOQUES LAPILLI CENIZAS OTROS Esferoidales Accesorios Escorias Juveniles Cab. de Pelé Retorcidas Accidentales Pómez Accesorias Lág. de Pelé Acordonadas Cenizas Accidentales Cort. de Pan LAVA almohadilladas pahoehoe aa Figura 10. Clasificación de los distintos productos volcánicos. Accesorio: formado a partir de fragmentos del cono volcánico o de anteriores coladas; Accidental: formado a partir de rocas no volcánicas o de rocas volcánicas no relacionadas con el episodio volcánico en cuestión; Juvenil: formada a partir del magma que alcanza directamente la superficie. Abreviaturas: Cort.: Corteza ; Cab.: Cabellos ; Lág.: Lágrimas Figura 11. Clasificación químico mineralógica de las rocas ígneas (plutónicas y volcánicas) así como variación de alguna de sus propiedades más destacadas 17

18 Granito Riolita Diorita Andesita Gabro Basalto Basalto vesicular Obsidiana Tephra (lapilli) 18

19 Vulcanismo y Tectónica de placas 19

20 El Origen de Las Rocas Sedimentarias Las rocas sedimentarias se originan por los procesos de meteorización, erosión, transporte, sedimentación y diagénesis de rocas preexistentes o anteriormente formadas, ya sean estas ígneas, metamórficas o igualmente sedimentarias. La meteorización o alteración de una roca preexistente conlleva la desintegración y descomposición fisico-química de las rocas que se hallan en contacto con los agentes externos principales, es decir, la atmosfera y la hidrosfera. La meteorización puede ser esencialmente física, o mecánica, y química. Los procesos físicos principales de la meteorización física son la gelifracción, la descompresión, la expansión térmica y la actividad biológica. En la meteorización química interviene como agente principal el agua, por lo que los procesos más notables son la disolución, la oxidación, la hidrólisis, la hidratación y el intercambio iónico. La mayoría de estos procesos contribuyen en sentido amplio a la alteración de las rocas en sus lugares de afloramiento y serán ulteriomente analizados con mayor profundidad cuando tratemos del origen y formación de los suelos. Península Ibérica 20

21 La erosión es el proceso responsable de desplazar los materiales del suelo por la acción del agua, el hielo y el viento. La erosión puede darse, por ejemplo, mediante un flujo de aire o agua de tipo laminar o turbulento, así como en forma de láminas, acanaladuras o abarrancamientos de agua. La velocidad de erosión depende de las características del suelo, del tamaño de las partículas, del clima, de la pendiente y del tipo de vegetación. En ello es conveniente considerar igualmente la rugosidad y el campo de velocidades en la capa superficial y límite del suelo. Campo de velocidades en la capa límite del suelo Límite de erosión Erosión glaciar 21

22 Mediante el transporte se realiza la redistribución de los materiales erosionados hasta llegar al lugar de sedimentación. Los procesos principales implicados en el transporte de materiales por la acción del aire y del agua son la tracción o arrastre, la saltación, la suspensión, la flotación y la disolución. La sedimentación es la acumulación de materiales meteorizados, erosionados y transportados desde los lugares de mayor energía hasta aquellos, potencialmente más bajos, en que la energía del medio de transporte (aire, agua o hielo) es menor. Si la sedimentación se origina esencialmente por gravedad, se forman las rocas sedimentarias detríticas, y si es por precipitación, se forman las rocas sedimentarias químicas. Así pues, la mayor parte de los sedimentos son el resultado de la meteorización y erosión que afecta a rocas preexistentes, a través de los distintos procesos físicos y químicos mencionados. Una vez generados, los sedimentos son transportados por acción de agentes sedimentarios tales como el viento, el agua o el hielo, hasta lugares donde se acumulan, es decir, cuencas de sedimentación. Diagrama de Hjülstrom 22

23 La diagénesis es el conjunto de cambios fisico-químicos que experimenta un sedimento tras su deposición, lo que en sentido amplio también se suele denominar litificación, o conjunto de procesos que transforman los sedimentos en rocas. Se dice, sin embargo, que en la diagénesis existen tres procesos claramente diferenciables: 1) Sindiagénesis, o reordenamiento de partículas en el momento de la sedimentación; 2) Anadiagénesis, o proceso de litificación en sentido más estricto, en el que se produce la compactación, la deshidratación y la cementación de la roca poco consolidada; 3) Epidiagénesis, o conjunto de procesos que intervienen cuando se expone a la superficie una roca originalmente más profunda. En este sentido cabe destacar la descarga litostática, la saturación con aguas subterráneas, procesos de oxidación, etc. En suma, el proceso de litificación de las rocas sedimentarias, no es más que el resultado de la compactación, cementación y deshidratación parcial de, en muchos casos por ejemplo, fangos húmedos. La compactación se produce como resultado de la acumulación progresiva de los sedimentos sobre otros previamente depositados, con el consiguiente incremento de carga litostática. A medida que el contenido de agua se va viendo reducido en los poros, cada vez más pequeños, la solución remanente en los mismos puede experimentar un incremento en su concentración, pudiendo precipitar algún mineral que actuará como cemento entre las partículas. Durante el proceso de deshidratación, o expulsión del agua de los poros, las partículas sedimentadas laminares, como las de arcilla, pueden quedar reorientadas dando lugar a superficies aproximadamente planas y paralelas a la orientación de las mismas (foliación), lo que en ciertos casos dará origen a las pizarras sedimentarias. Proceso de compactación y litificación en una roca arcillosa, desembocando en la formación de una pizarra El proceso de disminución de volumen y expulsion de agua de los sedimentos, deshidratación, puede llegar a producir la consolidación o compactación del sedimento. Si el fluido no puede ser expelido de los sedimentos, estos pueden permanecer no consolidados. La velocidad de consolidación está controlada de forma muy eficiente por la permeabilidad de los sedimentos. De esa manera, tanto la porosidad (es decir, una medida de la proporción de huecos que presente un 23

24 sedimento) como la permeabilidad se ven drásticamente reducidas al producirse la consolidación y cementación de los sedimentos. Este conjunto de procesos tiene lugar dentro de lo que se denomina la diagénesis de las rocas sedimentarias. La diagénesis no comprende las primeras modificaciones que sufre el sedimento por factores biológicos (Ej: bioturbación), pero no obstante se extiende hasta donde comienza el metamorfismo (es decir a aproximadamente T = 300 ºC y P = 1000 bares). En la práctica, la cementación que tiene lugar durante la diagénesis incluye procesos de disolución, recristalización y reemplazamiento que afectan esencialmente a las fases carbonatadas, silíceas y sulfatadas. Como un ejemplo de recristalización puede citarse, la inversión durante la diagénesis del aragonito en calcita (CaCO3), lo que favorece ulteriormente los procesos de cementación debido a que el aragonito es un 8% más denso que la calcita. El reemplazamiento implica además un cambio químico. Así, por ejemplo, tanto la dolomitización como la silicificación, suelen ser procesos secundarios de reemplazamiento relativamente frecuentes durante la diagénesis. Conviene resaltar que los fósiles son susceptibles de cambiar la composición sin cambiar por tanto de forma. Clasificación de las Rocas Sedimentarias Los sedimentos se subdividen en dos categorías principales: detríticos y no detríticos. Los sedimentos no detríticos pueden ser a su vez: químicos y orgánicos. Las características de estas tres categorías principales de sedimentos son las siguientes: Sedimentos clásticos o detríticos. Comprenden partículas de varios tamaños que son transportadas en suspensión por el viento, el agua o el hielo. La arena o el limo son ejemplos de sedimentos clásticos. Sedimentos químicos o precipitados. Son aquellos generados como resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. Las rocas evaporíticas, como las formaciones de yeso, son ejemplo de precipitados químicos. Los sedimentos orgánicos o biogénicos son el resultado de la acumulación o precipitación inducida por agentes biológicos. Muchos organismos (p. Ej. foraminíferos marinos, algas, briozoos, etc.) provocan la precipitación de calcita de forma que generan fangos carbonatados. También pueden existir fangos de composición silícica de origen biogénico (p. Ej. las tierras de diatomea o Trípoli por la acumulación de los exoesqueletos de dichas algas o los fangos de radiolarios, que son un tipo de microorganismo acuático). 24

25 Grupo ROCAS DETRÍTICAS Clase Ruditas (2 256 mm) Cantos Arenitas mm) Lutitas < mm Sedimento y tamaño textural Bloques Grava Arena muy Gruesa (1 2 mm) Arena Gruesa (0.5 1 mm) Arena Media ( mm) Arena Fina ( mm) Arena muy Fina ( mm) Limo ( mm) Arcilla Compactada Según la forma de los cantos: Conglomerado (redondeados) Brecha (angulosos) Arenisca Limolita Arcillita Criterios de subdivisión Génesis Composición de los cantos % de cuarzo, feldespatos y líticos % de matriz detrítica Génesis Grupo Clase Criterios de subdivisión Rocas Carbonatadas de origen orgánico o químico Composición Textura Evaporitas de origen químico a partir de salmueras Composición Rocas Silíceas de origen orgánico o químico (Ej. Chert, Trípoli, etc.) Génesis Composición Rocas Alumino-Ferruginosas (Residuales) de origen químico (Ej. Lateritas, Bauxitas) Génesis Composición Rocas Organógenas (Carbonosas) (p. Ej. turba, lignito, hulla, etc.) Composición Textura y estado físico Rocas Fosfatadas Textura y estructura Génesis ROCAS NO DETRÍTICAS Clasificación de conjunto de las rocas sedimentarias detríticas y no detríticas, de acuerdo con Pettijohn (1957), Krumbein y Sloss (1963), Rastall (1965) y Vatan (1967). Las clases marcadas con un asterisco suponen más del 99 % del total de rocas sedimentarias Tamaño de los clastos Sedimentos Parcialmente litificada Litificada CaCO 3 biogénico Fango Ooze calizo Creta Micrita Arena Lumaquela Calcarenita Grava Coquina SiO 2 biogénico Fango Ooze silíceo Chert (silex) Arena Grava No existen Rudita Clasificación de las rocas y sedimentos con fragmentos biogénicos carbonatados o silíceos (Ooze : fango orgánico) 25

26 Contenido en C Alto Medio Bajo Roca Carbón antracítico Carbón bituminoso (Hulla) Lignito Turba Clasificación de las rocas carbonosas, de acuerdo con su contenido en carbono orgánico Bauxita Sedimento biogénico Los sedimentos se clasifican de diversa manera, como por ejemplo, de acuerdo con su origen, granulometría y composición mineralógica de las partículas que lo componen. La naturaleza de un sedimento queda determinada por el grado de meteorización que ha sufrido, así como por la distancia y tipo de transporte. Algunos sedimentos pueden ser el resultado de la meteorización sin que se llegue a producir su transporte, lo que origina, dependiendo del clima, los suelos más o menos desarrollados (p. Ej. Lateritas), sin embargo otros pueden ser desplazados distancias de miles de kilómetros a contar desde el punto de su generación. Los agentes de transporte sedimentario, el viento, el agua y el hielo, generan sedimentos con características distintivas, tales como el grado de abrasión de las partículas o el de ordenación La granulometría es un factor importante a la hora de determinar muchas propiedades físicas de las rocas, entre ellas su resistencia, porosidad, permeabilidad, densidad, etc. De acuerdo con ella, se da nombre también a las rocas sedimentarias clásticas. La forma de las partículas sedimentarias constituye, asimismo, un importante atributo de los sedimentos. Existen muchos términos descriptivos que pueden ser aplicados a la forma de las partículas. De esa manera, la forma inicial de cualquier partícula está relacionada con la mineralogía: los filosilicatos tienden a ser laminares, los feldespatos tabulares mientras que el cuarzo tiende a ser equidimensional. Otras formas, tales como elipsoidales, cilíndricas o esféricas suelen ser el resultado directo de procesos de abrasión. 26

27 El agua es el medio de transporte más efectivo y responsable del redondeo de las partículas sedimentarias. La abrasión eólica también puede conducir a ese tipo de forma. El transporte por el hielo puede llevar partículas a lo largo de grandes distancias sin producir modificaciones significativas en su forma. Las rocas sedimentarias clásticas se clasifican de acuerdo con la granulometría de las partículas (o clastos) que, una vez cementadas, dan lugar a la roca en cuestión. muy mal clasificados mal clasificados moderad. clasificados bien clasificados muy bien clasificados Tipos de granulométría de los sedimentos detríticos Tamaño de Partícula Grava Descripción Fragmentos de roca redondeados Litología Conglomerado (pudingas) Grava Fragmentos de roca angulosos Brecha Arena Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los granos son visibles a menudo muy bien empaquetados. Muchas veces es posible reconocer estructuras sedimentarias, como la estratificación cruzada Arenisca Arena Limo Arcilla Arcilla Arenisca con un contenido en granos de feldespato superior al 25 % Entre los componentes minerales predomina el cuarzo. Los granos son difícilmente visibles si bien al tacto presenta una sensación áspera A menudo, capas potentes >1cm. No se distinguen partículas. Pueden llegar a observarse grietas poligonales. Su composición mineralógica se caracteriza por la presencia de minerales de la arcilla y cuarzo de grano muy fino Fango compactado, laminado y fisible (se separa en láminas muy finas) Relación de los principales tipos de litología clástica y sus características Arcosa Limolita Lutita ó Arcillita Pizarra 27

28 Clasificación de los sedimentos detríticos clásticos de Sheppard (1954) Las rocas sedimentarias químicas se clasifican de acuerdo con los minerales precipitados predominantes que constituyen la roca así como por su textura. Se forman como resultado de la precipitación directa a partir de una solución acuosa. Las rocas sedimentarias orgánicas o biogénicas son el resultado de procesos de tipo biológico. Pueden ser acumulaciones clásticas de fragmentos de esqueletos de organismos (el caso de muchas calizas), precipitados catalizados biológicamente (como en muchas rocas ferruginosas y fosfatadas), la acumulación de detritus vegetales (rocas carbonosas o carbón) o a partir de organismos silíceos (p. Ej. chert). Existen tres tipos de rocas sedimentarias cuya importancia, dado el volumen con el que se encuentran en la corteza terrestre, merece la pena ser destacada: las lutitas (y pizarras), las areniscas y las calizas. Todas ellas están mayoritariamente compuestas por un muy limitado número de minerales. Mineral % en lutitas % en areniscas % en calizas Cuarzo Feldespato Minerales de la arcilla Calcita y Dolomita Óxidos de Hierro 5 1 Abundancia de distintos minerales en tres de los tipos litológicos sedimentarios principales 28

29 Clasificación de Pettijohn (1957) para las rocas sedimentarias detríticas 29

30 Textura Clástica Clástica Clástica Clástica Composición Fragmentos de calcita y cemento calcítico. Color blanco, gris o azulado. Reacciona con intensidad en contacto con HCL diluido Oolitos de calcita (redondeados) y cemento calcítico. Puede estar parcialmente dolomitizada. Fragmentos de calcita y cemento calcítico parcialmente transformado en dolomita. Reacciona con HCl diluido Roca carbonatada casi totalmente transformada en dolomita. A menudo de tonalidades amarillentas o rosadas. Reacciona de forma poco aparente con HCl diluido Nombre de Roca Caliza Caliza oolítica Caliza dolomítica Dolomía Cristalina Cristales cúbicos de halita formando un entramado Sal Cristales cúbicos de halita y silvita, a veces mezclados con Potasa, Cristalina carnalita Silvina Cristales de yeso de morfología variable de color, a Cristalina Yeso menudo, blanco o gris claro Relación de las características más destacables de los principales tipos de rocas químicas Componente I (Cemento de calcita esparítica) Rocas Aloquímicas II (Matriz calcítica microcristalina) Rocas Ortoquímicas III (Calcita microcristalina sin componentes aloquímicos) Intraclastos Intraesparita Intramicrita Micrita Ooides Oosparita Oomicrita IV (Rocas arrecifales autóctonas) Fósiles Biosparita Biomicrita Biolitita Pellets Calcita esparítica Pelsparita Pelmicrita Calcita microcristalina Clasificación de Folk (1962) para las rocas carbonatadas 30

31 oolitos Clasificación simplificada de Vatan (1967) para las rocas sedimentarias intermedias entre lutitas, arenas y carbonatos. Notas: C = calizas; C.a. = caliza arenosa; C.m. = caliza margosa; C.a.l. = Caliza arenosa lutítica; C.l.a. = Caliza lutítico arenosa; A.c. = arena calcárea; A.l. = arena lutítica; A. = arena; A.c.l. = arena calcárea lutítica; A.l.c. Arena lutítico calcárea; L.m. = lutita margosa; L.c.a. = lutita calcáreo arenosa; L.a. lutita arenosa; L. = lutita; El término lutita pude ser reemplazado por el de arcilla o limo en la medida que se conozca la granulometría del material. En el caso de materiales cementados, en lugar del término arena se empleará el de arenisca. Cuando se trate de dolomías en lugar de calizas, se hará el cambio de nombre correspondiente Textura Composición Litología Clástica Acumulación clástica de fragmentos de concha Lumaquela (caliza) Clástica Esqueletos microscópicos de cocolitofóridos Creta Alterada Organismos microscópicos siliceous. Sílice recristalizada. Chert Clástica Restos de plantas consolidados Carbón (s.l.) Algunos ejemplos de rocas sedimentarias orgánicas biogénicas Los principales tipos de cemento que mantienen unidas las partículas de las rocas sedimentarias son la calcita, diversas formas de sílice y los óxidos de hierro. La presencia de óxidos de Fe en muy pequeña cantidad puede ser suficiente para conferir a muchas rocas sedimentarias una tonalidad pardo-rojiza, anaranjada o verdosa. Por otro lado, muchas rocas sedimentarias de grano fino, como las pizarras y lutitas suelen ser de tonalidades grisáceas a negras. Las pizarras negras son un caso particular de lutita que contienen cantidades muy elevadas de carbono de origen orgánico. 31

32 Clasificación de los sedimentos biogénicos en función de la proporción de partículas esqueléticas carbonatadas o síliceas. 1) Fango carbonatado; 2) Fango carbonato-silícico; 3) Fango silícicocarbonatado; 4) Fango silícico; 5) Ooze 1 carbonatado arenoso/arcilloso/limoso; 6) Ooze carbonatadosilícico arenoso/limo-arcilloso/arcilloso; 7) Ooze silícico-carbonatado arcilloso; 8) Ooze silícico arcilloso; 9) Ooze carbonatado con arena/limo/arcilla; 10) Ooze carbonatado-silícico con arena/limo/arcilla; 11) Ooze silícico-carbonatado con arena/limo/arcilla; 12) Ooze silícico con arena/limo/arcilla; 13) Ooze carbonatado; 14) Ooze carbonatado-silícico; 15) Ooze silícicocarbonatado; 16) Ooze silícico La resistencia mecánica de un medio granular depende de la fricción entre las partículas que lo constituyen. En general, las partículas angulosas y con baja esfericidad tienden a movilizar una mayor fricción que las redondeadas. Por otro lado, las partículas redondeadas o esféricas tienden a presentar un mayor grado de empaquetamiento, dando lugar a sedimentos más densos. La resistencia de la roca cementada es una propiedad ingenieril de gran importancia. Por ejemplo, las cuarzoarenitas bien cementadas pueden ser extremadamente resistentes si bien su comportamiento puede ser friable (poco resistente) cuando la cementación sea mala o inexistente. Las limonitas, lutitas y pizarras son, en general, rocas poco resistentes debido a la presencia de partículas laminares arcillosas, las cuales la proveen de una baja resistencia al corte. Los conglomerados y areniscas poseen un relativamente elevado índice de poros. Son rocas importantes desde el punto de vista económico dado que suelen constituir buenos acuíferos para el abastecimiento de agua o rocas-almacén de petróleo o gas natural. Sin embargo, las rocas evaporíticas, menos densas, suelen constituir estructuras halocinéticas como los diapiros, los cuales suelen actuar como trampas petrolíferas que impiden la migración de los hidrocarburos desde las rocas almacén. La habilidad de las rocas para almacenar fluidos (porosidad) así como para transmitirlos a través suyo (permeabilidad) son otras dos propiedades de un considerable interés, tanto económico como ingenieril. Los sedimentos, en el momento de su deposición, son extremadamente porosos, ocupando los poros (espacios huecos) un volumen muy importante en relación al volumen del propio sedimento. 1 Sedimento compuesto por fango orgánico o biogénico no consolidado formado por más de un 30 % de partículas biogénicas, ya sean estas silíceas o carbonatadas 32

33 Los distintos componentes granulométricos y texturales propios de las rocas sedimentarias detríticas Si el espacio ocupado por los poros es rellenado por otros sedimentos de menor tamaño de grano, tanto la porosidad como la permeabilidad pueden verse reducidas drásticamente. De esa manera, las arenas limpias (desprovistas de limo y arcilla) constituyen magníficos acuíferos y rocas almacén. Sin embargo, las arenas sucias (con limo y arcilla) presentan la porosidad parcialmente taponada por las partículas más finas. cemento poro Los sedimentos clásticos muestran una amplia variedad de estructuras sedimentarias cuya interpretación ayuda a descifrar factores tales como el origen y el ambiente deposicional de los sedimentos o el techo y la base de los mismos (criterio de polaridad sedimentaria). 33

34 Estructura Sedimentaria Ejemplo Estructura Sedimentaria Ejemplo Laminación / Estratificación Granoclasificación Flute Marks (Vórtices) Laminación Cruzada/ Ripples Flute cast Groove marks Figura en croissant Tool marks Imbricación Dirección de flujo Tool Marks - Groove Cast (Marcas de Arrastre - Acanaladuras) 34

35 Estructura Sedimentaria Ejemplo Estructura Sedimentaria Ejemplo suspensívoros limnivoros sedimentación erosión Estromatolitos Burrows (Bioturbación) Facies de Skolithos arenas litorales Facies de Cruziana arenas Y limos Facies de Zoophycos arenas arcillosas y limos Facies de Nereites fangos pelágicos Mud Cracks (Grietas de Desecación) Rain Drops (Gotas de Lluvia) Load Cast (Marcas de Compactación o de Carga) Moldes de Cristales Algunos tipos de estructuras sedimentarias primarias 35

36 La estratificación planar, desde el punto de vista diagnóstico, ofrece poca información si bien las trazas de actividad orgánica (p. Ej. burrows u otras bioturbaciones) pueden constituir criterios de polaridad y de tipo de ambiente sedimentario. Las laminaciones cruzadas ofrecen una clara indicación sobre la polaridad de los estratos ya que su techo se encuentra truncado por los flujos de sedimento posteriores. La orientación de las laminaciones da información también sobre la dirección y sentido de las corrientes (acuáticas o aéreas) responsables del transporte de los sedimentos. Las capas con evidencias de ripple-marks (ondulaciones) muestran el efecto de oleaje (fluvial o marino somero) y su cresta apunta hacia los sedimentos más modernos. Son esencialmente marcadores del techo de los estratos. La imbricación de cantos suelen desarrollarse en ambientes donde prima el transporte de sedimentos en ambientes más o menos energéticos (en función del tamaño y densidad de los bloques transportados). Suele presentarse en sedimentos donde abundan las conchas fósiles o de cantos de hábito tabular. Pueden emplearse como indicadores de dirección y sentido de corrientes. Muchos sedimentos suelen presentar una ordenación en el tamaño de grano de sus partículas que se denomina granoclasificación. La granoclasificación positiva se corresponde con una disminución progresiva del tamaño de grano hacia el techo de los estratos mientras que en la negativa sucede lo inverso. Si bien la granoclasificación positiva es la más frecuente, al existir también la negativa, constituye un criterio de polaridad ambiguo. Sin embargo, los sedimentos gradados reflejas pulsos de sedimentación individuales cuya periodicidad temporal puede ser muy variable. Entre las estructuras sedimentarias primarias que son marcadoras de la base de los estratos (sole marks) conviene destacar los Flute marks, Groove casts, Tool marks, Rain drops, Load casts y moldes de cristales. Por ultimo, las estructuras sedimentarias de relleno de canales proveen con indicaciones relativas a la polaridad de los estratos y a la dirección y sentido de la corriente de agua responsable de los rellenos. A este tipo de estructuras se las denomina paleocanales y son característicos de ambientes fluviales. 36

37 Ambiente Deposicional Características Ambientales Organismos Sedimento Estructuras Sedimentarias Litología Cauce fluvial Llanura aluvial Corrientes de agua de alta o baja energía. Sequía eventual. Oxidante Avenidas de baja energía. Periodos de sequía. Desarrollo de suelos. Oxidación Plantas y animales de agua dulce Plantas y animales de agua dulce Grava, arena y fango con clasificación y angulosidad variable Arenas y fangos bien clasificados Laminaciones cruzadas, granoclasificación, ripple marks, mud cracks, restos fósiles de animales y plantas Laminación, ripple marks, granoclasificación, fósiles abundantes Conglomerados Areniscas Lutitas Lutitas y Areniscas (Red Beds) Delta fluvial Corrientes de agua. Mareas. Baja energía Plantas y animales de agua dulce Arenas y fangos bien clasificados Fragmentos fósiles de plantas y animales Areniscas y Lutitas No marino Transición Cono de deyección Duna (eólica) Playa (cuenca endorréica) Lago Glaciar Playa Lagoon Avenidas relámpago periódicas, Coladas de fango. Alta energía Corrientes de viento de energía variable. Sequedad. Oxidante Baja energía. Intensa evaporación. Avenidas periódicas. Sequedad Baja energía. Cuerpos de agua permanentes someros o profundos Hielo. Roca desnuda. Frío Oleaje de baja y alta energía. Mareas. Corrientes. Viento Baja energía. Mareas. No muy oxidante Plantas y animales terrestres Pequeños insectos y reptiles. Plantas dispersas Pequeños insectos y reptiles. Pocas plantas Plantas y animales de agua dulce Plantas y animales dispersos y poco abundantes Animales marinos y no marinos Plantas y animales marinos y no marinos Gravas > arenas. Mala clasificación y elevada angulosidad Arenas bien clasificadas y redondeadas Evaporizas, fango Fango, arena, sedimentos carbonatados Gravas y arenas angulosas y mal clasificadas Grava, arena, fango, sedimentos carbonatados bien clasificados y redondeados Fangos Fragmentos de plantas y animales fósiles Laminaciones cruzadas, ripple marks, fósiles poco abundantes Mud craks, ripple marks, trzas de fósiles Laminación, ripple marks, granoclasificación, fósiles abundantes Pocas Ripple marks, laminaciones cruzadas y abundantes fósiles y fragmentos fósiles Laminación, ripple marks, fósiles abundantes Brechas sedimentarias Arcosas Areniscas Evaporizas Areniscas Lutitas Lutitas Areniscas Calizas Till Conglomerados Areniscas Lutitas Calizas Lumaquela Lutitas (de color verdoso a negro. No rojas) Marino Marino somero Arrecife Oleaje (de baja a alta energía). Mareas. Corrientes oceánicas fuertes. Viento Oleaje (de baja a alta energía). Mareas. Corrientes oceánicas fuertes. Viento Plantas y animales marinos Plantas y animales marinos Arenas, fango, sedimentos carbonatados bien clasificados y redondeados Gravas, arenas, fango, sedimentos carbonatados con clasificación variable Laminación, laminación cruzada, ripple marks, fósiles marinos abundantes Fósiles marinos abundantes Areniscas Lutitas Calizas Brechas carbonatadas Areniscas Lutitas Marino profundo Baja energía. Corrientes de variable intensidad Plantas y animales marinos Fango, carbonatos y oozes silíceos Fósiles marinos abundantes Lutitas Calizas Chert Relación de los principales tipos de ambiente sedimentario con sus propiedades, sedimentos y litologías asociadas 37

38 Sedimentos y Rocas sedimentarias de origen eólico 38

39 oncolitos Turbiditas Varvas glaciares Tobas volcánicas (bomba) Ignimbritas (dique) 39

40 Cono de deyección Calizas Llanuras de inundación (sedimentos fluviales) Braided streams 40

41 Metamorfismo La mayor parte de las rocas metamórficas son el resultado de la recristalización de otras rocas de naturaleza ígnea, sedimentaria o metamórfica bajo la acción de cambio en la presión, temperatura o en los fluidos intersticiales. El límite inferior del metamorfismo está poco definido y coincidiría con el máximo alcanzado durante la diagénesis (de 200 a 300 ºC) mientras que el límite superior coincide con la fusión de las rocas o anatexia. Al producirse la fusión (total o parcial) se genera un fluido geológico denominado magma, cuya cristalización conduce a la formación de los distintos tipos de roca ígnea vistos con anterioridad. Los distintos tipos de roca metamórfica son determinados por la roca precursora (o protolito) y, de forma determinante, por las condiciones de presión y temperatura a las que se desarrolla el proceso. En general, los efectos principales que el metamorfismo ocasiona en las rocas son las siguientes: Crecimiento de nuevos minerales Deformación y rotación de granos minerales preexistentes o neoformados Recristalización de minerales para formar cristales mayores Producción de rocas foliadas frágiles y muy resistentes o anisótropas con una baja resistencia al corte. El desarrollo preferente de los cristales durante el metamorfismo da lugar a las texturas foliadas. Estas no reflejan más que el crecimiento cristalino dentro de un campo de esfuerzos anisótropo Deformación y desarrollo de cristales como respuesta a los diferentes tipos de esfuerzos (tensión, compresión y cizalla. 41

42 Texturas metamórficas Las rocas metamórficas presentan texturas características que sirven en muchos casos para su descripción y clasificación. Así, el tipo de roca metamórfica queda determinado por su protolito y las condiciones de P y T, distinguiéndose: Rocas no foliadas. No presentan una orientación preferente en sus componentes minerales, que suelen ser equidimensionales, lo que se define como textura granoblástica. El mármol, que está compuesto esencialmente de calcita recristalizada, es un ejemplo de roca metamórfica no foliada. Rocas foliadas. Los componentes minerales presentan una acusada orientación manifestada a través de lineaciones, bandeados y laminaciones. En las rocas foliadas, cuando la estructura es esencialmente planar, más o menos penetrativa, y se encuentra asociada a pequeños y abundantes cristales de mica, se denomina que la roca presenta foliación. Si las estructuras son lineales, ya sea por la presencia de minerales deformados o recristalizados en direcciones preferenciales, o bien por la intersección de estructuras planares, se dice que en la roca se observa lineación. Cuando la estructura planar es muy penetrativa y está acompañada de minerales de mayor tamaño y abundante recristalización (blastesis), se dice que la roca tiene esquistosidad. La textura gneísica es una textura más bien ojosa caracterizada por un bandeado claro-oscuro irregular de grano grueso en el cual la foliación está pobremente definida debido a la preponderancia de feldespato y cuarzo sobre los minerales micáceos. Este tipo de rocas, gneis, procede normalmente del metamorfismo de rocas graníticas o de areniscas. Desarrollo de foliaciones y lineaciones a partir de minerales de hábito tabular o prismático durante los procesos metamórficos. En ausencia de anisotropías en el campo de esfuerzos, los minerales tienden a crecer sin orientación preferida (es decir, sin desarrollar foliaciones) mientras que cuando el campo de esfuerzos es anisótropo (casos B y C) los minerales se desarrollan de acuerdo con la orientación de las componentes principales del esfuerzo 42

43 σ 1 > σ 2 = σ 3 foliación sin lineación σ 1 = σ 2 > σ 3 lineación sin foliación σ 1 > σ 2 > σ 3 foliación y lineación El desarrollo de foliación permite igualmente determinar la orientación de los esfuerzos que originaron la deformación. Desarrollo progresivo de una foliación de crenulación asimétrica y simétrica Las rocas metamórficas están constituidas por minerales que favorecen o no el desarrollo de texturas foliadas. De este modo, las rocas tendrán un comportamiento frente a la deformación que será más o menos anisótropo (foliadas) o más bien isótropo (no foliadas o masivas). En este sentido, algunas rocas de distinta composición y desigual comportamiento frente a la deformación podrán presentar fenómenos de refracción respecto de la orientación de ciertas texturas foliadas. 43

44 Foliación de crenulación simétrica en esquisto rico en cuarzo y anfíboles. La concentración de cuarzo es mayor en las charnelas. Borradaile et al. (1982) Atlas of Deformational and Metamorphic Rock Fabrics. Springer-Verlag. Foliación de crenulación asimétrica en esquisto rico en cuarzo y mica. Nótese la variación composicional de la estratificacion horizontal original, así como la disolución preferencial del cuarzo en uno de los flancos de los pliegues. Borradaile et al. (1982) Atlas of Deformational and Metamorphic Rock Fabrics. Springer-Verlag. Esquistosidad (refracción) 44

45 Conviene resaltar igualmente otras texturas características de las rocas metamórficas. Desde el punto de vista de las rocas foliadas, la textura lepidoblástica sirve para caracterizar las rocas metamórficas foliadas ricas en minerales lamelares como las micas. No obstante, si una roca típicamente masiva con minerales equidimensionales (granoblástica) sufre una intensa deformación en el campo frágil, se origina la textura cataclástica, la cual se caracteriza por la trituración de minerales anteriores con la consiguiente disminución del tamaño de grano. Si la deformación se realiza en el campo dúctil, la textura se describe como milonítica, en la cual existe foliación además de una lineación de estiramiento por deformación plástica intracristalina. Si en este último caso la recristalización es abundante la textura se dice blastomilonítica. Cuando la mayoría de los minerales no son lamelares pero presentan una orientación similar, se dice que la roca posee una textura nematoblástica. La textura porfiroblástica define mas bien un conjunto de cristales similarmente orientados, cuyas dimensiones son mucho mayores que las del resto de los otros minerales. La presencia de minerales aciculares o fibrosos orientados en todas direcciones e íntimamente compenetrados caracteriza la textura diablástica. En el caso de que existan grandes cristales o porfiroblastos (en una matriz de cristales de menor tamaño) con inclusiones de otros minerales de diferente naturaleza, se origina la textura peciloblástica. Ciertas características de este tipo de textura permite determinar en muchos casos la edad relativa de formación de dichos minerales. Pre-tectónico Sin-tectónico Post-tectónico 45

46 Durante el metamorfismo de una roca se desarrollan asociaciones minerales cuya naturaleza depende de varios factores, entre ellos, la composición química y las condiciones termodinámicas de presión y temperatura. Se denomina paragénesis mineral de una roca metamórfica al conjunto de minerales de esa roca que son estables dentro de un margen concreto de condiciones termodinámicas. Al contrario que en las rocas ígneas, en la que la mayoría de sus minerales constituyen una asociación en equilibrio, es decir, una paragénesis mineral, en las rocas metamórficas podemos encontrar varias paragénesis minerales en la misma muestra debido esencialmente a dos factores: a) cambios espaciales en la composición química de la roca; b) cambios en las condiciones termodinámicas a lo largo del tiempo. Por ello, para poder considerar a una asociación mineral como una paragénesis, es necesario que todos los minerales aparezcan en contacto mutuo y con límites de grano rectos, lo que significa que dichos minerales están en equilibrio. Si por el contrario los límites entre minerales son indentados, ello indicaría un contacto de reacción entre ellos. Clasificación de las Rocas Metamórficas Las condiciones metamórficas son determinantes a la hora de la generación de las distintas rocas metamórficas si bien la litología implicada en el proceso es otro factor digno de ser considerado. De esa manera, dos rocas de idéntica composición mineralógica y química, al ser sometidas a condiciones metamórficas distintas pueden desembocar en rocas metamórficas muy distintas. Por el contrario, dos rocas inicialmente muy distintas pueden resultar en rocas metamórficas muy parecidas, bajo condiciones metamórficas distintas. Estas dos ideas son la base de estudio de las denominadas facies metamórficas. El metamorfismo suele dividirse en varios tipos, de acuerdo con el proceso dominante que tiene lugar. De esta manera se habla de: Metamorfismo dinamo-térmico. Cuando los procesos deformativos son importantes y van acoplados a variaciones sustanciales de presión y de temperatura. El significado es similar al que más tarde denominaremos metamorfismo regional. Este tipo de metamorfismo no suele ir acompañado de una variación en la composición química original de la roca. Metamorfismo térmico. Cuando el proceso metamórfico dominante es la variación de temperatura y las manifestaciones deformativas son poco importantes. Tiene un significado análogo al que más tarde denominaremos metamorfismo de contacto. Este tipo de metamorfismo suele ir acompañado de un cambio global en la composición química de la roca. Metamorfismo dinámico. Es un metamorfismo esencialmente debido a presiones dirigidas y/o esfuerzos de cizalla. Se da en relación con fallas y cabalgamientos, en donde tiene lugar una intensa deformación que produce cambios texturales y estructurales importantes (milonitas, cataclasitas). 46

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