Rocas sedimentarias:

Tres componentes principales forman la totalidad de las rocas sedimentaria, con excepción de las rocas de origen exclusivamente orgánico. Estos tres componentes son:

TERRIGENOS: son cristales sueltos, fragmentos de cristales y fragmentos de roca, procedentes de las rocas preexistentes por alteración y disgregación. Los materiales terrígenos se caracterizan además por haber sufrido un transporte más o menos largo y energético desde la roca fuente hasta la cuenca de depósito.

ORTOQUIMICOS: son los materiales formados por precipitación química directa en la propia cuenca de sedimentación, durante o inmediatamente después del depósito. (Carbonatos, sulfatos, sílice, fosfatos, hidróxidos de Fe.)

ALQUÍMICOS: materiales de origen químico u órgano-químico, formados en la misma cuenca pero que han llegado a la zona de depósito como clastos. Además estos materiales pueden ave sufrido un corto transporte en la misma cuenca.

La gran mayoría de los ortoquímicos y alquímicos son de composición carbonatada carbonato de calcio principalmente salvo en las rocas evaporiticos, ferruginosas y fosfatadas.

Las rocas con más del 50% de terrígenos son denominadas rocas detríticas y las que tienen menos del 50% de terrígenos reciben diversos nombres según la proporción de los alquímicos y ortoquímicos: estas son en su gran mayoría carbonatadas. De esta clasificación quedan excluidas las rocas carbonatadas de origen estrictamente organico que forman las llamadas biohermitas o biolititas.

Más del 95% de las rocas sedimentarias son detríticas y carbonatadas, las detríticas constituyen alrededor del 85% y las carbonatadas alrededor del 15%.

ROCAS DETTRITICAS:

TEXTURA Y PATRON TEXTURAL:

Todas las rocas detríticas presentan textura clástica. Los clastos pueden estar cementado o no por material orto químico y/o diagenético. Al material que rellenar los huecos entre los granos se le llama cemento cuando es de origen diagenético. El cemento suele ser carbonatado, ferruginoso o silíceo en el caso más general.

Los elementos que definen el patrón textural son: (tamaño de grano, distribución de tamaños, morfología de los clastos, madurez textural, empaquetamiento.

TAMAÑO DE GRANO: tres grandes clases de tamaños de grano son clásicamente aceptadas en rocas detríticas.(grava.(>2mm), Arena.(entre 2mm y 62 micras) y fango.(< a 62 micras).

MORFOLOGÍA DE CLASTOS: el grado de redondez es el dato morfológico de mayor interés este se representa en cinco grados de mayor a menor: (muy redondeado 5-6, redondeado 4-5, subredondeado 3-4, subanguloso 2-3, anguloso 1-2, muy anguloso 0-1.

MADUREZ TEXTURAL: se dice que la roca detrítica es más madura cuanto más largo o energético haya sido el proceso de transporte. Las rocas maduraz se caracterizan, por tanto, por tener los granos redondeados, por presentar una distribución homogénea de tamaños de grano y por la ausencia de matriz (matriz = material arcilloso de tamaño inferior a 30 micras.

EMPAQUETAMIENTO: El espacio intergranular dejado por los clastos puede estar ocupado por material detrítico fino (matriz) o por cemento. Este espacio intergranular puede ser reducido durante la diagénesís, e incluso desaparecer, dando lugar a una textura en mosaico si tienen lugar procesos de disolución y recristalización.

EL espacio libre se denomina porosidad:

GRADO DE NPAQUETAMIENTO: flotante > porosidad, puntual, tangente, conplejo, saturado <porosidad.

NATURALEZA DE LOS CLASTOS: Los clastos detríticos se producen por erosión de rocas cristalinas y/o sedimentarias preexistentes. Por tanto, pueden ser cristales aislados. Fragmentos de cristales y fragmentos de roca sin erosionar.

El cuarzo y los feldespatos están presentes en la mayor parte de las rocas ígneas y metamórficas, por lo que son los cristales más abundantes en rocas detríticas. Otro factor que determina la presencia de un mineral en rocas detríticas es La resistencia a la alteración durante el transporte. Según la resistencia al alteración, el cuarzo y los feldespatos alcalinos son los minerales más resistentes. Los minerales ferromagnesianos (Ol. Px. Anf) se alteran con gran facilidad dando como resultado minerales arcillosos que constituyen otro componente esencial de las rocas detríticas. Bien sea como matriz de areniscas, o bien formando rocas compuestas por materiales de tamaño arcilla (arcillitas).

Los cuatro componentes, cuarzo, feldespatos, fragmentos de roca y matriz arcillosa, forman esencialmente la práctica totalidad de las rocas detríticas y son utilizados como base de la clasificación en rocas de tamaño arena.

ROCAS CARBONATADAS:

La gran mayoría de las rocas de origen químico u organoquímico es de composición carbonatada. Las rocas carbonatadas forman dos grandes grupos.Calizas: compuesta por carbonato cálcicoDolomitas: compuesta por carbonato cálcico- magnésicoLa mayoría de las dolomías se forman por transformación (dolomitizacion) de calizas. Las calizas compuestas casi exclusivamente por carbonato cálcico, presentan gran variedad de texturas y componentes carbonatados de diverso origen (orgánico e inorgánico) TEXTURA: En el origen de las calizas intervienen factores orgánicos, químicos y físicos, la textura resultante puede ser bastante compleja y variada considerando el mayor o menor grado de participación de los tres factores indicados. Algunas calizas tienen textura clástica (clastos de composición carbonatada y material terrígeno), cementada o no, otras pueden tener textura secuencial. Incluso la textura puede estar totalmente definida por la acción de organismos. Cualquier combinación, y en cualquier grado, de las tres texturas, clástica, secuencial y orgánica, es posible en calizas.COMPONENTE DE LAS CALIZAS:Las rocas carbonatadas contienen menos del 50 % de material terrígeno. Los componentes principales de las calizas son: ortoquímicos y aloquiquímicos ORTOQUIMICOS: Material carbonatado formado por precipitación química directa en la cuentas de sedimentación. Se distinguen dos tipos principales de ortoquímicos:

a) MICRITA; Material carbonático de tamaño inferior a 5 micras. La micrita forma un agregado en mosaico micro o criptocristalino.

b) ESPARITA: Material carbonático de tamaño superior a 15 micras. Las esparitas aparece como un mosaico de cristales de carbonato cálcico rellenando huecos, como cemento entre los alquímicos.

ALOQUIMICOS: Son granos carbonatados formados en la misma cuenca en la que se origina el depósito. Pueden ser:a) Fósiles y/0 restos orgánicos en general (bioclastos)b) Agregados orgánicos de origen fecal (pellets)c) Agregados concéntricos de origen inorgánico (oolitos) y d) Fragmentos del propio sedimento carbonatado removido del lecho de la misma Cuenca de depósito (intraclastos)

FOSILES: restos de seres vivos (plantas-animales) que han sufrido cambios de orgánico a inorgánico , silificacion-carbonatacion.

PELLEST O PELOIDES: son agregados micríticos de forma subesférica o elipsoidal y tamaño inferior a 1mm, conteniendo proporciones variables de materia orgánica, una característica especial de los pellets es la ausencia de la estructura interna, lo que los diferencia de otros alquímicos de geometría similar. El termino pellet implica origen orgánico fecal.

OOLITOS Y OOIDES: Son partículas subesféricas a esféricas, de diámetro inferior a 2 mm, constituidas de micrita y/o esparita dispuesta en capas concéntricas en torno a un núcleo clástico. El núcleo puede ser un clasto terrígeno u otro aloquímico cualquiera. Cuando no se conoce el origen, orgánico o inorgánico, se denominan ooides a todas las partículas aloquímicas de forma subesférica y estructura interna concéntrica.

INTRACLASTOS: Son clastos de roca carbonatada procedentes de la misma cuenca de depósito. Para distinguir entre intraclastos y clastos de calizas de fuera de la cuenca (extraclastos) es preciso conocer la edad de los clastos en cuestión (por asociaciones fósiles) y compararla con la edad de la roca que los contiene.

CLASIFICACION Y NOMENCLATURA:

La base para la clasificación de calizas es el porcentaje modal de los componentes aloquímicos y ortoquímicos anteriormente definidos. Cuando no se dispone del porcentaje modal, los porcentajes relativos pueden ser conocidos de forma aproximada utilizando los diagramas de estimación visual que se dan en el apéndice. Las dos clasificaciones más utilizadas y aceptadas internacionalmente son las de Dunham (1962) y Folk (1959, 1962). El criterio principal de la clasificación de Dunham es la textura deposicional original y la proporción de matriz micrítica aloquímicos. Esta clasificación se representa en la tabla 3.2 con la nomenclatura original en lengua inglesa, aceptada así por los geólogos de habla hispana.

La clasificación ‘de Folk contempla, además de la proporción de ortoquímicos o aloquímicos, la proporción relativa entre los cuatro tipos de aloquímicos anteriormente descritos (intraclastos, oolitos, pellets y fósiles). En la figura 3.10 se separan los tres grandes grupos de calizas por la proporción de los componentes aloquímicos. La nomenclatura correspondiente se especifica en la Tabla 3.3. Generalmente, cuando se da la clasificación petrográfica de una caliza, se indica la clasificación utilizada (Dunham o Folk); si bien suele darse la nomenclatura de las dos clasificaciones conjuntamente.

ROCAS METAMORFICAS:

Las rocas estudiadas en los anteriores capítulos se originan, por diferentes procesos, en equilibrio con las condiciones de presión y temperatura existentes durante su formación. Cualquiera de estas rocas, independientemente de su origen y composición, pueden ser sometidas a unas nuevas condiciones ambientales (P, T) distintas de aquéllas en las que se originó. Como consecuencia se producen una serie de reacciones entre minerales, cambios de estructura cristalina, etc., que culminan en la formación de un nuevo agregado mineral en equilibrio con ‘las nuevas condiciones ambientales. La transformación implica la aparición de una roca distinta de la roca original, en la que ha tenido lugar un cambio de “forma” o de distribución de la materia, pero sin cambio de composición química de todo el sistema. Este proceso se denomina en Petrología METAMORFISMO, y a las rocas resultantes ROCAS METAMORFI CAS.

Las reacciones minerales, recristalizaciones, inversiones estructurales, etc. que constituyen el metamorfismo, son procesos que tienen lugar en un estado esencialmente sólido, asistido por fluidos intergranulares. Esta, característica peculiar del metamorfismo implica la aparición de unas texturas propias que permiten distinguir a las rocas metamórficas del resto de las rocas (plutónicas, sedimentarias, etc.).

TEXTURA:

Las rocas metamórficas tienen exclusivamente textura cristaloblástica. Los minerales, que se denominan blastos, crecen en un medio esencialmente sólido por transformación de minerales preexistentes, o como resultado ‘de alguna reacción entre dos o más’ fases preexistentes. Dicho proceso se denomina BLASTESIS, y a la textura resultante se la denomina CRISTALOBLASTICA. La aparición de una textura cristaloblástica supone la desaparición de cualquier otra textura que existiera anteriormente en la roca original o protolito. Sin embargo, en áreas me- tamórficas de bajo grado, pueden quedar restos de ‘la textura original de la roca como reIícta. Las texturas cristaloblásticas pueden ser agrupadas en cuatro tipos ‘morfológicos dependiendo del hábito de los cristales que

la forman. Estos cuatro grupos deben ser tomados como términos extremos o miembros finales, siendo cualquier otra textura una combinación de dos o más de ellos.

1: TEXTURA GRANOBLÁSTICA: Los cristales forman un mosaico de granos, más o menos equidimensionales, con fuerte tendencia al empaquetamiento hexagonal Es característica la presencia de puntos triples (Contacto entre tres granos) a 120° aproximadamente. Esta textura es característica de o algunas rocas monomimerálicas, como cuarcitas y mármoles, de rocas poliminerálicas granulíticas, así como de rocas desarrolladas en metamorfismo estático en aureolas de contacto (cormeanas) sea cual sea la composición mineral. Las rocas más comunes con textura granoblástica son: cuarcita, mármoles, eclogitas, corneanas, y algunos gneises.

2: TEXTURA LEPIDOBLASTICA: Definida por minerales laminares (filosilicatos) intercrecidos y homogéneamente orientados con los planos basales (O01) más o menos paralelos entre sí. No siempre los filosilicatos definen una textura lepidoblástica. En muchas corneanas biotíticas, la biotita aparece formando puntos triples con cuarzo y feldespatos, definiendo una textura típicamente granoblástica. Las rocas más comunes con textura lepidoblástica son: las micacitas, esquistos micáceos y algunos gneises.

3: TEXTURA NEMATOBLASTICA: Definida por minerales aciculares (inosilicatos, generalmente anfíboles.) entrecrecidos y orientados homogéneamente con sus ejes mayores paralelos entre sí. Similarmente al caso anterior, rocas ricas en anfíbol pueden tener textura granoblástica. Las rocas más comunes con textura nematoblástica son las anfibolitas y algunos gneises anfibólicos.

4: TEXTURA PORFIDOBLASTICA: Definida por la existencia de cristales de mayor tamaño (porfidoblastos) que la matriz. Morfológicamente es igual a la textura porfídica en las rocas ígneas. La matriz puede ser afanítica o fanerítica y tener cualquier textura de las descritas anteriormente o alguna combinación de dos o más de ellas.

COMBINACIONES MÁS COMUNES DE TEXTURAS CRISTALOBLASTICAS:

Tres de las combinaciones texturales más comunes en rocas metamórficas son. las texturas granolepidoblásticas (granoblástica + lepidoblástica), granonematoblástica y granoporfidoblástica. La primera es típica de los gneises pelíticos y cuarzo-esquistos bandeados. En ambos casos existe una alternancia de bandas ricas en micas y bandas ricas en cuarzo (esquistos) o un agregado cuarzo-feldespático (gneises) con textura típicamente granoblástica. De igual modo, la segunda combinación, granonematoblástica, es típica de gneises anfibólicos y cuarzoesquistos con anfíbol, incluso de algunas anfibolitas. Finalmente, la última, granoporfidoblástica, aunque puede darse en cualquier roca, es más común en corneanas y rocas de contacto en general.