MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS. Ángel Carmelo Prieto Colorado

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1 MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid

2 Complementos de Geología Tema 4. Materiales y procesos geológicos Definición, estructura y propiedades de la materia cristalina Descriptiva y clasificación de mineral Texturas y clasificación de las rocas Magmatismo: rocas igneas Sedimentación: rocas sedimentarias Metamorfismo: rocas metamórficas Clasificación e información que aportan los fósiles

3 Sedimentación: rocas sedimentarias Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la tierra por procesos de erosión y alteración de rocas preexistentes (ígneas, sedimentarias o metamórficas), que en contacto con la atmosfera, hidrosfera, y biosfera son alteradas y disgregadas por los agentes geodinámicos externos (lluvia, viento, sol, seres vivos, etc.). Su disgregación, provoca la formación de detritus y la disolución de componentes en soluciones acuosas, produciendo restos que son arrastrados por los ríos, hielo y viento -transporte- y depositados en regiones determinadas. El depósito de fragmentos de rocas, de organismos o material de precipitación bioquímica o geoquímica en zonas apropiadas (cauces de rios, lagos, mares, etc) forma sedimentos.

4 Como el proceso de transporte está controlado esencialmente por la gravedad, los sedimentos encuentran estabilidad en zonas deprimidas y las t r a n s fo r m ac i o n e s o r i g i n ad a s e n e l am b i e nt e sedimentario o una vez enterradas por debajo de la superficie atmosférica o acuosa (diagenéticas), suelen presentar una disposición en capas denominada estratificación. Por tanto, los Procesos sedimentarios son, erosión (mecánica, química y biológica) en áreas fuente continentales, transporte por corrientes de agua (ríos), hielo (glaciares), o atmósfera (viento), depósito en cuenca s de pr im i das (lag o s, delta s, e s tuar ios, plataformas marinas relativamente someras, fosas y cuencas abisales), y compactación y diagénesis.

5 Durante la formación en estas cuencas las pilas sedimentarias estratificadas pueden alcanzar espesores de km. Rocas sedimentarias en el ciclo de las rocas

6 Erosión y transporte

7 Cuencas sedimentarias: Sector de la corteza terrestre que durante un prolongado intervalo de tiempo ha estado sometido a subsidencia y en el que la sedimentación ha rellenado parcial o totalmente el hueco dejado por la propia subsidencia. En estas cuencas los sedimentos se acumulan y preservan, formando rocas sedimentarias cuando se compactan y, eventualmente, se transforman por diagénesis (Proceso en virtud del cual un sedimento experimenta alteraciones, tanto en su textura y estructura, -compactación, recristalización-, como en su composición -cementación-, y se transforma en una roca sedimentaria).

8 La principal característica de las rocas sedimentarias es la estratificación o disposición de las rocas sedimentarias en sucesivas capas. Estrato: nivel de roca o sedimento que se depositó en un intervalo de tiempo concreto y que queda delimitado por superficies -denominadas superficies de estratificación- originadas por cambios en la sedimentación, por interrupciones sedimentarias o por ambos factores a la vez. Estratos, estratificación y cuenca sedimentaria

9 Las cuencas sedimentarias pueden ser pequeñas, como los lagos o enormes como los márgenes continentales. En función de ello, serán las acumulaciones de rocas sedimentarias. Cuando una cuenca se co lmata, deja de g e n erar ro ca s sedimentarias. Por tanto, la historia de las cuencas también puede ser corta ó larga. En esta historia influye cuanto material se va acumulando, pero también la dinámica de la litosfera. Esto último significa que las cuencas se d imentar ias (depresio nes ter restres) están controladas por el movimiento de la litosfera. Si la litosfera tiende a hundirse (subsidencia), la cuenca estará funcionando durante el tiempo que dure dicha tendencia.

10 Algunas cuencas, particularmente las grandes localizadas en los márgenes continentales, tienden a pervivir decenas y hasta centenas de millones de años. Los sedimentos allí acumulados son enormes, en extensión lateral y en profundidad (potencia; hasta decenas de km), y por tanto las rocas sedimentarias allí formadas son muy variadas. Esta variedad depende de muchos factores, como la energía de los agentes erosivos y elevación de las masas terrestres adyacentes, la naturaleza de las rocas que son la fuente de los sedimentos, la profundidad de la cuenca, la acción de los seres vivos que viven en las cuencas lacustres y marinas, ya que ellos pue den seg regar co ncre cio nes minerales, como conchas, que igualmente se depositan en las cuencas.

11 Componentes de las rocas sedimentarias Los procesos asociados a la formación de las rocas sedimentarias pro ducen una gran cantidad de componentes, como: Terrígenos o Clásticos: Cristales sueltos, fragmentos de cristales o fragmentos de rocas procedentes de rocas preexistentes por procesos de alteración y disgregación. Su morfología y tamaño están directamente relacionadas con el transporte sufrido desde el área fuente al área de depósito. Ortoquímicos: Materiales formados por precipitación química o bioquímica directa en la propia zona de sedimentación, durante o inmediatamente después del depósito.

12 Aloquímicos: Materiales de origen químico o bioquímico formados en la cuenca de sedimentación que se incorporan al sedimento como clastos. Estos materiales han podido sufrir transporte leve dentro de la cuenca, pero su origen está relacionado con el de la roca sedimentaria donde se encuentra. Distinguir precipitación química de bioquímica (componentes ortoquímicos y aloquímicos) es a veces dificil ya que el metabolismo de formas de vida macro y microscópicas, implica el aprovechamiento de sustancias en disolución que finalmente acaban fijandose co mo precip itados d irectos o co mo sustancias sólidas en los esqueletos o partes duras de los seres vivos implicados. Esto se da, sobre todo, con el CaCO 3 (calcita y/o aragonito) de los sedimentos. Por ello, es conveniente hablar de componentes procesos bio-geo-químicos para referirse a estos precipitados.

13 Clasificación de las rocas sedimentarias Dado que Las rocas sedimentarias se forman en la superficie de la tierra a partir de la erosión mecánica, química y biológica, transporte y sedimentación de detritus de rocas previas, productos de precipitación química y productos orgánicos, su clasificación se puede efectuar a partir de del tipo del componente más abundante: detríticas, químicas y orgánicas. Rocas Detríticas o Clásticas: (más del 50% de terrígenos). Se forman por sedimentación de granos minerales y rocas (clastos) transportados desde aéreas fuentes elevadas a cuencas de sedimentación a través de corrientes de agua, hielo y aire (gravedad). El agua es el agente más importante, y puede transportar desde clastos pequeños (partículas en suspensión) hasta clastos enormes.

14 La energía de las corrientes de agua desciende progresivamente desde las zonas con mayor a menor pendiente. Los sedimentos más gruesos alcanzan poco recorrido, depositándose en el curso continental del flujo relativamente cerca de la cuenca o en la cuenca pero cerca del continente. Se forman depósitos de rocas sedimentarias conocidas como conglomerados. Los clastos de tamaño medio avanzan algo más, formando areniscas. Finalmente, las partículas más pequeñas (minerales del grupo de las arcillas) alcanzan la mayor distancia desde el área fuente, depositándose a gran profundidad lejos de la costa, formando depósitos de lutitas.

15 No detríticas o Clásticas: (menos del 50% de terrígenos). Se subdividen en organógenas y de precipitación química o biogeoquímica organógenas: Fo r m ad a s p o r d e p ó s i to d e fragmentos orgánicos de animales y/o vegetales. Los organismos que viven en el mar, al morir, caen a la base de la cuenca sedimentaria, mezclándose con los sedimentos y formando parte de las rocas sedimentarias o formando rocas sedimentarias orgánicas. En general, si la base de la cuenca es baja, sus condiciones redox son oxidantes, por lo que la materia orgánica se descompone. Sin embargo, si la base de la cuenca es profunda, como allí donde suelen depositarse lutitas, las condiciones redox son reducidas y la materia orgánica no se descompone.

16 Lo mismo ocurre si la acumulación de materia orgánica es muy elevada, incluso en zonas someras de cuencas o cuencas someras como lagos. Al continuar la sedimentación, las rocas ricas en materia orgánica son progresivamente sometidas a mayores presiones y temperaturas (<150/200 ºC), y la materia orgánica se transforma en carbón por acumulación masiva de material vegetal en cuencas someras, como lacustres o petróleo por transformación de plancton marino depositado en cuencas profundas. El petróleo, al ser líquido, migra hacia zonas más someras acumulándose en rocas porosas.

17 La roca sedimentaria lutítica donde se forma se denomina roca madre, la roca porosa donde se acumula se denomina roca almacén, y la estructura geológica que haga posible que el filtrado de petróleo no continúe hasta la superficie de la tierra se denomina trampa. El segundo tipo de rocas sedimentarias no detríticas o Clásticas son las denominadas como: de precipitación química o biogeoquímica: Son calizas, dolomías, evaporitas, rocas silíceas (silex, chert) y las rocas residuales aluminosas o bauxitas y rocas ferruginosas o lateritas. Estas rocas se forman por precipitación de sustancias químicas en disolución acuosa procedentes de la alteración química de rocas de las áreas fuente.

18 Cuando estas aguas (soluciones iónicas) llegan a la cuenca de sedimentación, se mezclan con el agua de la misma (que, por tanto, es una solución salina diluida, como el agua del mar). Cuando se produce una fuerte evaporación, la salinidad aumenta, a veces hasta superar la saturación en una especie salina concreta, formándose salmueras donde precipitan cristales de sales como yeso (CaSO 4.2H 2 O), halita (NaCl) y silvina (KCl), que caen al fondo por gravedad. Estas a c u m u l a c i o n e s d e s a l e s f o r m a n r o c a s sedimentarias evaporíticas. silvina yeso halita

19 El ejemplo más común de precipitación es el CaCO 3 (calcita y, en menor medida, aragonito), que tiene lugar en una gran variedad de ambientes y por tanto, forma una gran variedad de rocas calizas. Po r ej e m p lo, e n l a s s u r g e n c i a s d e ag u a s subterráneas se suelen forma travertinos por precipitación súbita de calcita a partir de aguas cargadas de bicarbonato y calcio. La calcita precipitada se adhiere a la vegetación desarrollada en la su rgencia, for mando co ncre cio nes a alrededor de ella. Al morir y descomponerse la materia vegetal, dejan grandes poros, que confieren a los travertinos su porosidad característica. travertino

20 El carbonato de calcio disuelto en el agua, sin embargo, no siempre precipita por procesos puramente inorgánicos. En la mayor parte de los casos, la precipitación del carbonato es el resultado del metabolismo de los seres vivos. Éstos pueden incorporar el carbonato a sus partes duras, conchas y caparazones, que al morir el ser vivo se depositan en el fondo de las cuencas sedimentarias. El ejemplo más evidente son las conchas de lamelibranquios, gasterópodos, cefalópodos, equinodermos, etc, que finalmente conducen a los fósiles incluidos de las rocas sedimentarias.

21 Los fósiles se depositan sobre sedimentos que, en muchos casos, están constituidos por un barro carbonatado formado por cristales muy pequeños (menores de 5 micras) de calcita micrita. Estos cristalitos pueden producirse por precipitación química inorgánica de calcita a partir del agua rica en carbonato disuelto, aunque también son el resultado del metabolismo de microorganismos en un ambiente acuoso rico en carbonato. Variaciones de temperatura, salinidad y ph hacen que estos lodos se formen o no. En cualquier caso, una vez formados se compactan por acumulación de sucesivas capas de sedimentos formando rocas carbonatadas.

22 Las rocas sedimentarias también pueden clasificarse en función de su composición química. La mayoría de las rocas sedimentarias se pueden clasificar en el diagrama SiO 2, CaCO 3 +(Ca,MgCO 3 ), (Al,Fe) 2 O 3 xh 2 O).

23 Texturas de las rocas sedimentarias L a s c ar a c t e r í s t i c a s t e x t u r a le s d e l a s r o c a s sedimentarias son distintas de las de rocas ígneas y metamórficas (sobre todo las referidas a procesos genéticos), no obstante algunos términos descriptivos se utilizan indistintamente, como texturas granudas, microcristalinas, criptocristalinas, etc. De los cinco tipos texturales básicos, -vítrea, Secuencial, Porfídica, Deformada y Cristaloblástica-, las rocas sedimentarias presentan, según su origen, los tipos clástico, característico en rocas detríticas y secuencial, propio de rocas organógenas y de precipitación química e incluso combinación de ambos.

24 Textura de las rocas sedimentarias Detríticas Todas presentan textura clástica, o sea, formadas por clastos embutidos en una matriz de grano más fino, y p u e d e n e s tar ce m e ntad a s o no p o r m ater i al ortoquímico y/o diagenético (formado con posterioridad al depósito del sedimento). El cemento suele estar formado, en general, por material carbonatado, silíceo o ferruginoso. El criterio principal que definen la textura es el tamaño de grano de los componentes clásticos, siendo la morfología y naturaleza composicional criterios adicionales, pero secundarios. En la tabla adjunta se clasifican los sedimentos y rocas sedimentarias detríticas por el tamaño de clasto.

25 Sedimento de grano Roca Sedimentaria gravas > 2mm rudita o conglomerado brecha (bordes angulosos) pudinga (cantos redondeados) arenas 2mm - 62µm Arenisca grauvaca (matriz >15%) arenita (matriz <15%) limos 62-4µm limonita arcillas < 4µm lutita (marga: CaCO % arcillas) Tamaños de clastos vs Rocas sedimentarias

26 Las ruditas o conglomerados son rocas que presentan fragmentos con tamaños mayores de 2 mm de diámetro, como la grava; cuando los cantos son redondeados se denominan pudinga, y cuando son angulosos, brechas. En función de la composición de los clastos, las ruditas pueden ser calcáreas, graníticas, cuarcíticas, etc. Las areniscas presentan fragmentos con tamaños entre 2 y mm, como la arena; cuando tienen menos del 15% de matriz y están compuestas esencialmente por granos de cuarzo se denominan cuarcitas, cuando lo están por fragmentos de feldespatos se denominan arcosas, y cuando los fragmentos son esencialmente calizos, se denominan calcarenitas. Cuando tienen más del 15% de matriz se denominan grauvacas.

27 Las lutitas presentan componentes con tamaños de grano menor de 62 micras, tamaños del fango, en una proporción de más del 75%. Dentro de ellas se distinguen las arcillas, que presentan tamaños de grano menores de mm (4 micras), estando compuestas por minerales de las arcillas, que son el producto de alteración de otros minerales como los feldespatos, o el producto de procesos diagenéticos y las limolitas, que presentan tamaños de grano entre y mm (4 micras), y que están compuestas tanto por material detrítico fino (clástico), como por minerales de las arcillas (clástico y/o diagenético) que forman parte del cemento. Cuando las arcillitas se compactan y pierden agua, se transforman en rocas diagenéticas o metamórficas de grado muy bajo denominadas, comunmente pizarras.

28 Los clastos de rocas detríticas pueden tener más de un tamaño de grano de entre los grupos anteriores, dando lugar a términos intermedios que se denominan en función de los tamaños de grano mayoritarios y a continuación se calificaría con el adjetivo apropiado en función del tamaño subordinado, por ejemplo arenisca arcillosa. La cuantificación del tamaño de grano se realiza mediante un análisis del grado de desviación de los tamaños encontrados a partir del máximo estadístico. Aunque existen diferentes formulas numéricas para describir el tamaño de grano, la más común es la dispersión de la distribución estadística o coeficiente de clasificación (S o ), definido numéricamente como el cociente entre los cuartiles 3º y 1º de la curva de frecuencias granulométricas acumuladas: S 0 = (Q 3 /Q 1 )

29 Clasificación de las rocas sedimentarias detríticas en función de la naturaleza y tamaño de los clastos

30 También existen expresiones numéricas para describir la f o r m a d e l o s g r a n o s. N o obstante, se pueden clasificar visualmente en función de sus g r ad o s d e re d o n d e z y d e esfericidad. El primero varia desde muy redondeados, redondeados, subredondeados, subangulosos, angulosos y muy angulosos. El segundo oscila entre granos de alta y baja esfericidad.

31 Clasificación de la dispersiós del grano También la dispersión del tamaño de grano puede estimarse visualmente de forma cualitativa mediante MO o SEM, utilizándose los términos de rocas muy bien, bien, moderadamente y mal clasificadas. muy bien moderadamente bien mal El grado de dispersión de los tamaños de grano es muy importante desde el punto de vista de las propiedades de las rocas ya que tiene una influencia directa sobre el grado de porosidad y permeabilidad de la misma.

32 Otro concepto petrológico es la Madurez, de la cual existen dos tipos. Madurez Mineralógica: Es el grado de estabilidad de los componentes minerales del sedimento. Se considera mineralógicamente maduro aquel que contiene una proporción elevada de minerales o fragmentos de rocas estables químicamente en las condiciones sedimentarias (arcillas) y/o físicamente re sis tente s a la alteración (cuarzo, circón, turmalina, apatito...); como areniscas y cuarcíticas. Un sedimento mineralogicamente inmaduro contiene proporciones elevadas de minerales o fragmentos de r o c a s i n e s t a b l e s e n l a s c o n d i c i o n e s d e sedimentación (feldespatos); como las areniscas feldespáticas o arcosas

33 Madurez Textural: referida al contenido en material fino, al grado de redondez de los clastos y dispersión de los tamaños de grano del sedimento. Sedimentos inmaduros texturalmente son aquellos que tienen más del 5% de matriz fina, los cantos están poco redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es elevada (coeficiente alto). Sedimentos supermaduros son aquellos que no presentan fracción fina, los cantos están bien redondeados y la dispersión de los tamaños de grano es baja (coeficiente bajo). Entre ambos existen términos intermedios denominados submaduros y maduros.

34 Matriz y Cemento Todas las rocas detríticas presentan, además de clas tos (f ragmentos de minerales y /o rocas erosionadas), una matriz de grano más fino y un cemento que dan cohesión al sedimento. La matriz de las ruditas es de tamaño grava y/o fango, y la de las areniscas de tamaño fango. La composición de los granos de la matriz suele ser similar a la de los clastos que sustenta, dado que su formación es contemporánea con la sedimentación del clasto, excepto para tamaños tipo fango, en cuyo caso está compuesta por arcillas y oxhidróxidos de Fe. La abundancia de matriz es muy variable, incluso puede llegar a ser prácticamente inexistente. Ello implica para un mismo tipo de rocas, una gran variedad de las propiedades físicas y mecánicas.

35 El Cemento e s u n m at e r i al f o r m a d o c o n posterioridad al depósito de los clastos y la matriz, resultante de procesos de precipitación a partir de soluciones acuosas iónicas o coloidales que circulan e interaccionan con las rocas. Pueden tener un tamaño de grano variable, mayor o menor que el de los clastos y/o matriz, según sea su naturaleza y el proceso genético seguido. El Cemento es uno de los factores que producen reducción de la porosidad y, en general, mayor grado de resistencia mecánica y de cohesión entre componentes clásticos y matriz, siempre que la naturaleza del cemento sea la adecuada. Por tanto, los cementos ejercen la función de consolidante natural.

36 Desde el punto de vista químico los Cementos más abundantes son carbonáticos, silíceos o ferruginosos: Siliceos: Constituidos por cuarzo microcristalino, sílice microcristalina o criptocristalina (chert), o material amorfo opalino. Suelen presentar características mecánicas de alta resistencia a la deformación, rocas muy duras y resistentes a los procesos de alteración, siempre que todos los poros estén rellenos y no exista una matriz fina de carácter arcilloso. Carbonaticos: Compuestos por calcita. Ferruginosos: Formados por combinación de hematites (Fe 2 O 3 ), goetita (HFeO 2 ), lepidocrocita (FeO(OH)) y limonita (Fe(OH) 3 ). La cementación ferruginosa suele ser incompleta.

37 La fracción arcillosa de las rocas detríticas es considerada generalmente como matriz, en algunos casos puede considerarse cemento cuando su origen no e s d e t r í t i co (e n g e n e r al, diagenético). Morfológicamente, los cementos se clasifican en: Cemento de contacto: Una pequeña película de mineral envuelve y une los granos entre ellos en los puntos de contacto. La porosidad de la rocas con este tipo de cementos es alta, a menos que el empaquetamiento sea completo o suturado. Cemento de poros: El cemento rellena los poros e x i s t e n t e s e n t r e g r a n o s y m a t r i z, independientemente de que exista un cemento de contacto previo entre los granos.

38 Cemento basal: El cemento de poros se puede denominar basal si ocupa grandes volúmenes de la roca con empaquetamientos flotantes de los granos. En estos casos, lo normal es que la roca haya sufrido un proceso de cementación postdeposicional que ha afectado a toda o parte de la matriz, como suele ser común en algunas rocas carbonatadas.

39 las rocas detríticas o Clásticas, se clasifican en función del tamaño de grano mayoritario conglomerado esquistos-pizarra arenisca brecha

40 Porosidad y Empaquetamiento de rocas Detríticas Dos características importantes de las rocas detríticas son la porosidad y el empaquetamiento de los clastos. Porosidad: es el volumen total de la roca ocupado por espacios vacíos (rellenos de aire), y se expresa en porcentajes en volumen: Porosidad: (V poros )/(V total ) * 100 Desde un punto de vista práctico, la porosidad que se mide es la porosidad abierta, esto es, aquella fracción de la porosidad total definida por poros intercomunicados entre sí. Esta porosidad da una idea de la permeabilidad del material a soluciones fluidas (líquidas y gaseosas).

41 Empaquetamiento: Es la proporción de espacios vacíos o rellenos por cemento o fracción arcillosa fina existentes entre los granos o clastos. Esta característica controla, en parte, la porosidad de la roca y distribución del tamaño de poro. Aspectos que son esenciales al evaluar el transporte de agua por el interior del sistema poroso de las rocas de construcción y ornamentación. El empaquetamiento se mide por la densidad de empaquetamiento, definida en relación con una línea hipotética trazada sobre una lámina delgada de la roca como: D empaquetamiento : (L clastos )/(L total )

42 Tipos de empaquetamientos de clastos: flotantes (suspendidos), puntual (parcialmente suspendidos y parcialmente con contactos puntuales), tangente (contactos puntuales y lineales pero con espacios entre ellos), completo (totalmente en contacto) y suturado (totalmente en contacto e interpenetrados, desarrollado por procesos diagenéticos).

43 Rocas de precipitación bioquímica y geoquímica Las rocas de precipitación química incluyen una variedad de tipos como rocas carbonatadas, silex (compuestas por sílice criptocristalina, utilizadas para fabr icación de obj etos de silex) y evaporitas (compuestas por sales solubles como yeso o halita). Las rocas de precipitación biogeoquimica incluyen también una variedad de tipos entre los cuales las carbonatadas y radiolaritas son el más importante. De todas las rocas no detríticas, las más importantes son las distintas variedades de rocas carbonatadas. Por esta razón las rocas carbonatadas se suelen considerar como un grupo de origen diverso, pero en general con importante componente biogeoquímico.

44 Al contrario que las rocas detríticas, las carbonatadas están compuestas por materiales formados en la cuenca de sedimentación o muy cerca de ella. No obstante, parte de sus componentes son materiales que pueden considerarse como detríticos, por tanto, todos que los conceptos y características descritas con anterioridad, son aplicables a este tipo de roca. Los componentes minerales más importantes de las rocas carbonatadas son calcita, CaCO 3 y dolomita, CaMg(CO 3 ) 2. De hecho, gran parte de ellas constan casi exclusivamente del calcita, denominándose la roca caliza, o de dolomita, denominándose la roca dolomía. Si existen ambos minerales la roca puede denominarse caliza dolomítica (calcita> dolomita) o dolomía calcítica o calcárea (calcita< dolomita).

45 La dolomita suele formarse con posterioridad al sedimento carbonatado, generalmente por sustitución de la calcita primaria. Este proceso se denomina dolomitización, y puede ocurrir inmediatamente después del depósito del sedimento o mucho más tarde, afectando a rocas calizas ya consolidadas. Sus propiedades ópticas son muy similares, por lo que no pueden ser distinguidos al microscopio. Para ello se utilizan técnicas de tinción relativamente simples en lámina delgada que permiten distinguir ambos minerales, y clasificar la roca.

46 las rocas carbonatadas se clasifican en función del componente mineral más abundante, calcita (CaCO 3 ) y dolomita, (CaMg(CO 3 ) 2 ). caliza caliza dolomítica dolomía calcarea dolomía

47 Otra forma de conocer la composición de las rocas carbonatadas es disolverla en HCl diluido. Si se descompone y libera CO 2, la roca es caliza ya que solo la calcita es soluble. Por otra parte, en algunos sedimentos recientes el aragonito pue de estar presente en canti dades apreciables, pero dado su carácter inestable en condiciones superficiales, tiende a disolverse o a transformarse en calcita, por lo que no forma parte de las rocas consolidadas antiguas. A pesar de esta simplicidad mineralógica, las rocas carbonatadas presentan una gran varie dad de co m p o n e nte s d e distinto origen (orgánico e inorgánico), así como una gran variedad de texturas.

48 Componentes de las rocas carbonatadas De los tres componentes esenciales de las rocas sedimentarias, las rocas carbonatadas no detríticas deben co ntener m enos del 50% de ter rígenos (denominados litoclastos). Los componentes principales son, por lo tanto, aloquímicos y ortoquímicos. Co mpo n e nte s ortoquímicos, defin i dos co mo materiales inorgánicos carbonatados precipitados directamente en el agua, son difíciles de identificar, dado que los procesos orgánicos están muy presentes en los procesos sedimentológicos de carbonatos. Ello y la facilidad de recristalizaciones y precipitaciones postdeposicionales, como cementos, obliga a no definir los componentes ortoquímicos, sino co mponentes carbonatados micríticos y esparíticos.

49 Micritas: Es es el sedimento carbonatado de tamaño de grano menor de 5 μm, por lo que no pueden observarse granos discretos al microscopio, sino una masa informe de tonos más o menos oscuros. Su origen puede ser estrictamente debido a la precipitación directa a partir del agua marina (ortoquímico), o a la desintegración de partes duras carbonatadas de microorganismos, como algas verdes. En muchos casos no se puede distinguir entre ambos tipos, su definición como ortoquímico no es posible, aunque se puede considerar que son ortoquímicos en sentido amplio. La micrita suele ser la fracción fina o matriz de los carbonatos. totalmente en contacto e interpenetrados, desarrollados por procesos diagenéticos.

50 Esparita: Consiste en granos de calcita de tamaño de grano superior a 5 μm. Normalmente, cuando el tamaño de grano está entre 5-10 μm se denomina microesparita, reservándose el término de esparita para los granos de tamaño superior. Este material se encuentra rellenando poros, cavidades y fracturas, por lo que no es ortoquímico, sino un cemento formado generalmente después del depósito del sedimento carbonatado. La esparita debe ser distinguida de granos de calcita y dolomita producto de recristalizaciones del material original. E s t a s r e c r i s t a l i z a c i o n e s p u e d e n a f e c t a r selectivamente a algún componente determinando como los bioclastos, o a toda la roca, de manera que no se respetan los contactos entre granos.

51 Cemento: En las rocas carbonatadas tiene orígenes muy variados pero siempre es un cemento de calcita o aragonito. Puede formarse a partir de aguas marinas que rellenan los poros del sedimento, muy cerca de la interfase agua-sedimento. Su origen sería por lo tanto casi contemporáneo al sedimento, y su composición puede ser de aragonito o calcita rica en Mg. En este caso, los cristales presentan no r malm e nte hábito s fibro sos o acicu lare s, irradiando de las paredes de los poros sobre las que cristalizan. También puede formarse algo más tarde, cuando el sedimento está ya cubierto por otros materiales y los poros pueden no estar completamente rellenos de agua. Se forman entonces agregados de calcita esparítica de tamaño de grano variable, aunque en general grandes.

52 En estos casos, los poros pueden quedar totalmente rellenos (por precipitación continuada a partir de aguas que circulan por los sedimentos) o no. Aunque el cemento suele ser esparítrico, con tamaño de grano <5 μm, en algunos casos también puede ser micrítico. Por otra parte, como ya se indicó, la cementación es uno de los principales procesos que producen reducción de la porosidad (e indirectamente de la permeabilidad) en las rocas sedimentarias. Todos los criterios morfológicos descritos para rocas detríticas son aplicables a los cementos carbonatados de estas rocas.

53 C o m p o n e n t e s aloquímicos, s o n ag r e g a d o s organizados de sedimentos carbonatados que se han formado dentro de la cuenca de depósito. Incluyen ooides u oolitos, bioclastos, peloides, oncoides u oncolitos, pisoides o pisolitos e intraclastos.

54 Ooides u oolitos: Son granos esféricos o elipsoidales, de diámetro menor de 2 mm, que presentan una estructura interna constituida por láminas concéntricas regulares de calcita desarrolladas alrededor de un núcleo de origen diverso (bioclasto, litoclasto ). Peloides: Son granos más o menos redondeados compuestos por micrita y no presentan estructura interna. Su origen es variado, pero gran parte de ellos son defecaciones de animales comedores de fango, denominándose entonces pellets. Oncoides u oncolitos: Granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm que presentan una capa exterior laminada concéntrica sobre un núcleo de origen diverso. La formación de la capa superficial laminada se debe al crecimiento de algas cianofíceas que atrapan material micrítico en suspensión y lo fijan sobre ellas.

55 Pisoides u pisolitos: Son granos redondeados de diámetro mayor de 2 mm similares a los oncolitos, que presentan igualmente una capa exterior laminada concéntrica, pero cuyo origen es inorgánco, generalmente bajo condiciones subaéreas. Bioclastos o fósiles: Son resíduos esqueletales completos o fragmentados de las partes duras de organismos secretores de carbonatos. Estas partes duras, son generalmente conchas de organismos (moluscos, gasterópodos, braquiópodos, equinodermos, artrópodos, foraminífieros, corales, algas), originalmente de calcita o aragonito. En este último caso, al morir el animal y depositarse su esqueleto o partes duras en el fondo de la cuenca, el aragonito tiende a disolverse por ser inestable, dejando el molde de sus partes duras.

56 Estos huecos son normalmente rellenos por aguas ricas en CaCO 3 disuelto, precipitando calcita esparítica. Cuando las partes duras no han sufrido ninguna modificación, se puede observar la estructura interna original. Intraclastos: Son fragmentos de sedimentos carbonatados que fueron depositados sobre la cuenca y que posteriormente fueron removilizados para dar granos sedimentarios nuevos. Su morfología y composición puede ser muy variada, incluyendo cualquier tipo de alo quím i co s y o rto quím i co s e n cualquier proporción. Sin embargo, al tener la misma edad geológica que el sedimento que los contiene, deben de presentar asociaciones de fósiles compatibles con el tipo de sedimento.

57 Compactación de las rocas carbonatadas A parte de la cementación, la compactación produce una reducción de la porosidad en los sedimentos. Este proceso se da cuando el sedimento carbonatado queda cubierto por otros materiales sedimentarios, soportando cierta presión. Se producen entonces reajustes de los componentes para dar texturas más compactas, fracturas de algunos componentes como conchas finas, la adaptación de la matriz micrítica a los bordes de granos aloquímicos, y la deshidratación del sedimento. En general, tras este proceso de compactación, el sedimento puede considerarse ya una roca consolidada.

58 Además, se pueden producir disoluciones debidas a la presión vertical que soportan, formándose contactos de granos indentados y estilolitos, que son superficies irregulares dispuestas de manera más o menos perpendicular al esfuerzo principal mayor. En estas superficies se ha producido una disolución de los componentes carbonatados, quedando como restos insolubles componentes minoritarios como arcillas y oxhidróxidos de Fe. Estas características pueden desarrollarse tambien durante algunos procesos de deformación ajenos a los sedimentarios propiamente dichos. De hecho, muchos casos de estilolitos y contactos indentados se deben a causas deformacionales.

59 Porosidad de las rocas carbonatadas La descripción petrográfica de rocas carbonatadas debe incluir una evaluación cualitativa del tipo morfológico de porosidad y del grado de interconexión de los e s p a c i o s va c í o s. L a p o r o s i d ad d e l a s r o ca s carbonatadas puede ser de origen primario, formada en la roca desde su depósito, o secundario, formada con posterioridad durante los procesos de diagénesis, y/o alteración de la misma. La porosidad e interconexión de espacios vacíos de las rocas carbonatadas pueden ser: Intergranulares: localizada entre los granos aloquímicos, en la matriz Intragranulares: localizada dentro de granos particulares, como bioclastos.

60 Móldica: producto de disolución de los bioclastos Fracturas: a lo largo de fracturas discretas Canalizada: dispuesta según sistemas canales variados. Vacuolar: en espacios discretos más o menos esféricos. Brechificación: irregularmente distribuida por rotura extensiva. Debida a organismos excavadores y comedores de fango: irregular, siguiendo canales por los que los organismos se han desplazado (estas morfologías se suelen denomonar "burrows", término inglés de madriguera ).

61 Rocas carbonatadas comunes Las clasificaciones de rocas calizas se basan en las proporciones relativas de micrita y esparita, junto a la naturaleza de los granos aloquímicos existentes (oolitos, bioclastos, etc). Si consideramos grupos amplios, los tipos constituidos esencialmente por micrita se denominan calizas micríticas, y los constituidos esencialmente por esparita y/o cementos calcíticos de tamaño de grano esparítico las denominaremos calizas esparíticas. En el caso de que contengan algún tipo de aloquímico particular, éste se incluirá en el nombre; así por ejemplo, podemos tener calizas micríticas fosilíferas o biomicritas, calizas esparíticas oolíticas o ooesparitas.

62 Por otra parte, existen tipos casi exclusivamente organógenos, tale s co m o ro ca s arrecifales o estromatolíticas, e n cuyo ca so se deno m inan ampliamente calizas de origen orgánico o biolititas, pudiéndose especificar el tipo concreto de componentes orgánicos (biolitita arrecifal). Otro tipo específico de calizas son los travertinos, formados en ambientes de aguas continentales (ríos, lagos, charcas...) por precipitación de calcita a partir del agua sobre juncos y arbustos. Debido a su específico modo de formación, los travertinos son rocas muy porosas y permeables.

63 Rocas intermedias Existen rocas sedimentarias intermedias entre las detríticas y las de precipitación bio-geo-química. Entre ellas, las más abundantes son las margas, en sentido general. Estas rocas están compuestas por carbonatos y material detrítico arcilloso en proporciones variables, pero en general en torno al 50 % respectivamente. Son rocas generalmente poco compactas, formadas en ambientes sedimentarios variados pero en general más profundos que los correspondientes a las rocas carbonatadas.

64 Ejemplo de roca intermedia es la arenisca calcarea.

65 Ciclo de las Rocas sedimentarias

66 Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid