CHERTS) Y FTANITAS (CHERTS) Y SEDIMENTOS SILÍCEOS Dr. Luis A. Spalletti Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata. 2006-2009.
La ftanita es una roca silícea de grano fino (por lo común entre 5 y 20 µ), densa, muy dura y que suele mostrar fractura concoide. Las impurezas (arcillas, hematita, carbonatos y materia orgánica) no pasan del 5%. Los componentes silíceos se pueden concentrar por: Precipitación química (directa y metasomática) Precipitación bioquímica Acumulación biogénica (Retrabajamiento mecánico de esos componentes)
COMPONENTES DE LAS FTANITAS Y SEDIMENTOS SILÍCEOS Microcuarzo: cristales de pocos micrones. Megacuarzo: cristales más gruesos que pueden superar los 500 µ y tienen tendencia euedral. Por lo común rellenan huecos y paredes (drusas). Calcedonia (cuarzo calcedónico): variedad fibrosa con individuos alargados desde pocos micrones hasta 500 µ. Suelen disponerse con diseño radial, con formas en cuña, a veces mamelonares y esferulíticas. Ópalo o sílice opalina: sustancia amorfa e inestable. Decrece su proporción con el tiempo geológico y no se encuentra en las ftanitas precámbricas ni paleozoicas. Los componentes biogénicos silíceos son todos de ópalo.
CAMPOS DE ESTABILIDAD DE LA SÍLICE Solubilidad del cuarzo y de la sílice amorfa a 25º C. Boggs (1992), Tucker (2003)
COMPONENTES DE LAS FTANITAS Y SEDIMENTOS SILÍCEOS El ópalo amorfo, de los componentes biogénicos, es conocido como ópalo A. El primer cambio producido por diagénesis es el pasaje de ópalo A a ópalo CT que es un componente con una estructura cristalina bastante desordenada e interestratificada de cristobalita y tridimita. Son cristales pequeños laminares y/o esferulíticos. El siguiente pasaje es a microcuarzo o a calcedonia.. Este proceso produce la obliteración de las estructuras orgánicas originales de las diatomeas y los radiolarios. Todos estos pasajes implican la transformación a especies más estables. El cambio ópalo A ópalo CT calcedonia y microcuarzo produce una reducción enorme de la porosidad que pasa desde 90% a menos del 10%, sin necesidad de apelar a la compactación.
TRANSFORMACIONES DIAGENÉTICAS CON AUMENTO DE SOTERRAMIENTO Nótense las diferencias en la temperatura y tiempo de transformación según las regiones tectónicas con alto y bajo gradiente geotérmico. Boggs (1992)
ORGANISMOS CONCENTADORES DE SÍLICE OPALINA Radiolarios: zooplankton marino, desde el Cámbrico a la actualidad. Formas circulares a elongadas con espinas y ornamentos superficiales. De decenas a centenares de micrones. Diatomeas: fitoplankton marino y continental, desde el Triásico a la actualidad. Frústulos circulares a elongados con espinas y ornamentos superficiales. De decenas a centenares de micrones. Esponjas silíceas: marinas y continentales, desde el Cámbrico a la actualidad. Desde unos pocos micrones hasta varios milímetros, con formas triletes o en Y, y secciones circulares a ovaladas.
ORGANISMOS CONCENTADORES DE SÍLICE OPALINA RADIOLARIOS
ORGANISMOS CONCENTADORES DE SÍLICE OPALINA DIATOMEAS Para formar una capa de unos pocos centímetros de espesor y 1 kilómetro cuadrado de superficie se requieren decenas de millones de frústulos de diatomeas.
CONCENTRACIÓN DE LOS RESTOS DE ORGANISMOS SILÍCEOS Los organismos silíceos constituyen los denominados cienos ( (oozes oozes) silíceos,, siendo los más comunes los de radiolarios y de diatomeas. Se originan cuando hay elevada productividad orgánica en aguas superficiales. Los cienos de diatomeas se encuentran en mares de altas latitudes (Pacífico norte, Antártida). En cambio, los cienos de radiolarios son típicos del Pacífico e Índico ecuatoriales. No obstante, en el pre- Mesozoico los radiolarios pueden haber ocupado nichos ecológicos de las diatomeas.
CONCENTRACIÓN DE LOS RESTOS DE ORGANISMOS SILÍCEOS Su concentración está favorecida por la ausencia de carbonatos, por lo que los cienos silíceos son característicos de las zonas profundas de los océanos (superiores a CCD, aproximadamente 4.500 m). En el ambiente abisal llegan hasta los 6.000 m que es la profundidad de compensación del ópalo (OCD). Con todo, los cienos silíceos pueden aparecer a profundidades menores (de menos de 1.500 m), en aguas fértiles en sílice y si es que no se produce en esos ambientes acumulación de cienos carbonáticos (déficit en la producción de plankton calcáreo). Esto puede haber ocurrido en el Paleozoico y al inicio del Mesozoico, ya que componentes importantes del plankton calcáreo, como foraminíferos y cocolitos, no habían evolucionado.
CIENOS, TIERRAS Y SEDIMENTITAS BIOGÉNICAS SILÍCEAS El cieno silíceo es el sedimento en su ambiente de depositación. Cuando el material ha dejado de estar en su ambiente, pero se mantiene como sedimento, es decir inconsolidado, al depósito se lo denomina tierra (tierra de radiolarios, tierra de diatomeas). Cuando el depósito está consolidado, constituyendo una roca blanquecina o de tonalidades claras, de grano muy fino, seleccionada, de aspecto sedoso y de muy baja densidad d debido a la elevada porosidad, reciben su denominación por el componente predominante, por ejemplo radiolarita, diatomita.
TIPOS DE SEDIMENTITAS SILÍCEAS Geológicamente se reconocen dos tipos de depósitos silíceos: estratificados o ftanitas estratificadas: : cuerpos regionalmente continuos y que conforman sucesiones sedimentarias. En general, se los considera acumulaciones primarias. nodulares o ftanitas nodulares: : aparecen como concreciones incluidas en sedimentitas carbonáticas, pelitas y evaporitas. Se los atribuye a procesos diagenéticos.
FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Se los vincula esencialmente nt con procesos s biogénicos y volcánicos (posible transformación de vidrio volcánico). Pueden constituir alternancias entre sedimento orgánico silíceo y pelitas (son comunes lutitas oscuras, silíceas y/o piríticas) en láminas delgadas (de sólo unos pocos centímetros) que reflejan cambios cíclicos de productividad y de aporte terrígeno. Otras sucesiones están formadas por cuerpos masivos y más uniformes de ftanita en capas que pueden superar 1 m de espesor, internamente laminadas o masivas y de tonos oscuros (verdosos, grises) que evidencian una mucho más homogénea productividad biogénica silícea. Hay cuerpos de chert con estratificación gradada, paralela y ondulítica y con lineaciones subestratales, lo que refleja retrabajamiento por corrientes de turbidez. Estos cuerpos pueden también mostrar brechamiento y plegamiento sin sedimentario producidos por fenómenos de desmoronamiento cuando los cienos primarios se acumularon lr en altos topográficos tp submarinos o en zonas con pendientes inestables.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Suelen aparecer en sucesiones de rocas fuertemente deformadas, lo que denota el ascenso tectónico de depósitos marinos profundos. Pueden constituir una asociación con lavas básicas en almohadilla, depósitos volcaniclásticos, lutitas oscuras y carbonatos pelágicos. Esta es una típica asociación ofiolítica que representa a un fragmento de fondo oceánico.. Las ftanitas de esta asociación se originan como productos de acumulación biogénica marina profunda y como resultado de transformación de vidrio volcánico. En asociación con carbonatos pelágicos y con turbiditas silicoclásticas y carbonáticas se interpretan como depósitos marinos profundos de un margen continental pasivo.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Big Fork Chert (Ordovícico) Hot Springs Arkansas (USA) Ftanita Big Fork Chert (Ordovícico), Hot Springs, Arkansas (USA). Ftanita interestratificada con lutitas mostrando fuerte deformación tectónica.
CONCEPTOS ADICIONALES SOBRE LA GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Algunas ftanitas estratificadas del Precámbrico han sido vinculadas con emanaciones de aguas termales en el fondo oceánico. Otros autores consideran que esos océanos pudieron tener altas concentraciones de sílice y bajos valores de ph.
FTANITAS O CHERTS DE AMBIENTE CONTINENTAL Además de los ejemplos de ambientes marinos, las sedimentitas e tas químicas silíceas pueden encontrarse como productos de: Acumulaciones biogénicas (diatomeas) en ambientes lacustres. Precipitación química en lagos muy alcalinos. Precipitación química (bacteriana) en aguas termales continentales: formación de depósitos de sinter por evaporación y rápido enfriamiento de aguas cargadas en sílice. Silcretos: : suelos de regiones áridas a semiáridas (Australia, Sudáfrica), aguas alcalinas actúan sobre materiales de composición silícea (volcaniclásticas riolíticas, por ejemplo), producen disolución y reprecipitación edáfica de microcuarzo (huecos, tapices sobre raicillas).
LA PRECIPITACIÓN EN LAGOS ALCALINOS En principio, con ph fuertemente alcalino, superior a 9, se produce la disolución de granos de cuarzo, también de argilominerales y del vidrio volcánico de depósitos volcaniclásticos que se encuentren en el fondo del cuerpo de agua. Pueden tener estructuras de deformación sinsedimentaria, brechamiento y grietas de desecación. El agua del lago se sobresatura en sílice. La precipitación química de la sílice puede producirse por dos mecanismos esenciales: a) evaporación: precipitan p geles de cristobalita, tal como ocurre en el lago Coorong en Australia), o b) por entrada de aguas dulces (como en el lago Magadi, de África, con precipitación p primaria del silicato de sodio, magadiita,,q que pasa rápidamente a ópalo. En este caso, la sílice se asocia con carbonato de sodio del que pueden quedar moldes de cristales.
LAGO COORONG EN EL SUR DE AUSTRALIA
LAGO MAGADI El Lago Magadi (Kenia), del rift africano. Es un lago alcalino de región seca en el que se acumulan carbonatos de sodio, como trona, en asociación con silicatos de sodio (magadiita). Está alimentado por aguas de emanaciones volcánicas.
TIPOS ESPECIALES DE FTANITAS ESTRATIFICADAS Novaculita: : roca de sílice criptocristalina densa, homogénea, clara constituida esencialmente por microcuarzo. Jaspe: : variedad roja de ftanita por presencia de hematita diseminada. Los jaspes suelen depositarse en alternancia con láminas de hematita. Al par jaste/hematita se lo denomina jaspilita. Porcelanita: : ftanita con textura fina, algo porosa que tiene aspecto de cerámica sin esmaltar. Puede tener mayor contenido de impurezas (por ejemplo calcita, dolomita). También se aplica a ftanitas opalinas de grano muy fino. Sinter: : ftanita de tonos claros (blanca, amarillenta, rosada), porosa y liviana, producida por emanaciones de aguas termales continentales y fijación por bacterias termofílicas. Geyserita:esuna : es variedad de sinter relacionada con geyseres. Toba silícea o halleflint: : ftanita producto de la silicificación de depósitos piroclásticos muy vítreos, debida a fenómenos de devitrificación o de metasomatismo por introducción de sílice en materiales piroclásticos.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Afloramiento de novaculita devónica Hot Springs Arkansas (USA) Sílice Afloramiento de novaculita devónica, Hot Springs, Arkansas (USA). Sílice prácticamente pura representa a depósitos de fondo oceánico. La roca es dura y muy resistente a la descomposición.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Jaspilita de Negaunee Iron Formation, Michigan (USA).
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS Aguas termales que drenan hacia el Río Madison (Lower Geyser Basin, Yellowstone National Park, Wyoming, USA) han depositado un montículo de sinter rojo y amarillo por actividad de bacterias termofílicas.
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL (TAMBIÉN CONOCIDAS COMO FLINTS) Los nódulos de pedernal son concreciones masivas, de textura muy fina, compactas y duras, con fractura concoide. Sus formas van desde ovoidales a irregulares, pero con contornos suaves o redondeados. deados Las dimensiones es de estos cuerpos son variadas, adas, y aunque pueden llegar a 1 m, por lo general se encuentran entre 5 cm y 50 cm. Están incluidos en distintos tipos de rocas, como carbonatos pelágicos (micritas), pelitas y evaporitas anhidríticas.
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL Desde el punto de vista genético se manejan tres alternativas: a) precipitación p primaria de coloides silíceos amorfos en el fondo de cuerpos de agua marinos o lacustres (poco probable), b) penetración de agua meteórica en los suelos (probable), y c) crecimiento i y reemplazo en el li interior i del sedimento que los aloja (la más aceptada).
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL La aceptación del origen diagenético está basada en evidencias tales como: presencia de ooides y de fragmentos esqueletales carbonáticos reemplazados por sílice, continuidad de la laminación original del sedimento en el interior de los nódulos. El origen más probable de los nódulos se relaciona con la disolución de ópalo A biogénico que está diseminado en el sedimento alojante (especialmente espículas de esponjas, pero también radiolarios, frústulos de diatomeas) y reprecipitación de ópalo CT en puntos de crecimiento nodular.