1 de Rocas Sedimentarias - academico.upv.clacademico.upv.cl/doctos/GEOL-2518/{8376ECCB-6254-4BE2-B2DA... · 1.3 Origen de los granos ... Los sedimentos y las rocas ... otros intrínsecamente

ESTRATIGRAFÍA Tema 3. Sedimentos y R.Sedimentarias

Eugenio Cordero - Curso 2015 - 1 -

ÍNDICE TEMA 3 (Sedimentos y Rocas Sedimentarias)

1 FormacióndeRocasSedimentarias

1.1 Tasasdelosprocesos1.1.1.Tasadedenudación1.1.2.Tasadesedimentación

1.2 Meteorización1.2.1.MeteorizaciónFísica1.2.2.MeteorizaciónQuímica1.2.3.Factoresdelameteorización

1.3 Origendelosgranos

1.4 Factoresquecontrolanlasedimentación1.4.1.Aportes1.4.2.Subsidencia1.4.3.Eustatismoycambiosenelniveldelmar

2 CuencasSedimentarias

2.1 RelaciónentreCuencayMediosedimentario

2.2 ClasificacióndelasCuencassedimentarias

3 DelsedimentoalaRoca(Diagénesis)



1. Formación de rocas sedimentarias. La superficie de la tierra está sometida a un proceso cíclico continuo de modificación permanente del relieve, que implica la transferencia de material de los continentes a lo océanos. Este proceso es el ciclo geológico externo, que junto con el ciclo geológico interno forman el CICLO GEOLÓGICO. Los sedimentos y las rocas sedimentarias se forman durante el ciclo geológico externo.

Los procesos que constituyen el ciclo geológico externo se inician cuando una roca que forma parte de un relieve se erosiona (destruye) a causa de la meteorización física (que produce partículas sólidas) o a causa de la meteorización química (que produce partículas disueltas o coloides = partículas pequeñísimas suspendidas en un líquido, la sangre es un coloide, o gotas de aceite en agua). En el ciclo geológico externo existe un medio generador (área fuente), un medio receptor (cuenca sedimentaria) y agentes de transporte de los sedimentos.



Así, las zonas en las que se produce la erosión y generan los sedimentos son áreas madres o áreas fuentes. Los productos generados por meteorización se forman a determinadas tasas en función del clima, relieve, litología, vegetación y acción del hombre. Que se produzcan más o menos sedimentos depende como hemos dicho de varios factores, entre los que destacamos el clima y de la altitud:

Climas húmedos y cálidos domina la meteorización química Climas áridos y secos domina la meteorización física

+ altitud + erosión - altitud - erosión

Los productos de la meteorización son evacuados hacia las áreas de depósito por los agentes de transporte: ríos (90%), hielo (7%), viento + erosión marina (3%). A estos se les conoce como medios o agentes de transporte. En ocasiones, no sufren transporte y quedan atrapados en la cubierta edáfica (suelo) y en mantos de alteración, donde se conservan total o parcialmente. El medio receptor o zona de sedimentación son zonas topográficamente más bajas y deprimidas que reciben el material transportado desde el área fuente. El depósito de los materiales tiene lugar de forma minoritaria en los lagos y cauces de ríos, la gran mayoría se deposita en los mares y océanos. En ambos casos durante la sedimentación hay interrupciones, estas interrupciones dan lugar a la estratificación. Una vez formados unos sedimentos concretos, y tras el depósito de nuevos sedimentos encima de ellos, se inicia el proceso diagénesis que implica la progresiva transformación de los mismos en rocas sedimentarias por compactación + cementación + recristalización+… (lo veremos al final del tema) Las rocas sedimentarias mantienen la estratificación de los sedimentos. Si el proceso de diagénesis continua se forman minerales nuevos y la roca sedimentaria pasa a ser metamórfica (de bajo grado), que de igual forma mantiene la estratificación. Los productos de la sedimentación están constituidos por material en suspensión y/o tracción (sedimentos detríticos) y por material en solución + el material coloidal (sedimentos de precipitación química).



1.1 Tasas de los procesos:

Los procesos de transferencia de materiales entre reservorios más importantes en la formación de rocas sedimentarias son los relacionados con la erosión (denudación) y la sedimentación. 1.1.1 Tasa de denudación:

La denudación en sentido estricto se refiere a la pérdida de material tanto desde la superficie como desde el subsuelo en una cuenca de drenaje como consecuencia de la meteorización física y química Se mide mediante la Tasa de denudación (TD), y para evaluar esta tasa se tiene en cuenta la masa total de sedimento evacuado por los ríos: Se mide de estas dos formas: t/km2a ó mm/ka. Las tasas de denudación dependen principalmente del clima y del relieve. Sus valores máximos se dan en zonas elevadas de clima tropical, mientras que sus valores mínimos se dan en llanuras y zonas de clima seco. Tasa de denudación y tectónica: los movimientos tectónicos compensan la denudación y son la causa de que ésta sea continua.



1.1.2 La Tasa de sedimentación: La tasa de sedimentación (TS) es la cantidad de material sedimentado en la unidad de tiempo y se hace con un fin comparativo. Existen dos conceptos parecidos pero en esencia son diferentes: Tasa de sedimentación = espesor de rocas estratificadas por unidad de tiempo. Velocidad de sedimentación = ídem para un intervalo de tiempo con sedimentación “continua”, i.e., sólo en los intervalos en que se produce depósito. Las mayores tasas de sedimentación se dan en las márgenes continentales (deltas, llanuras de mareas,..).

1.2 Meteorización La meteorización es el conjunto de transformaciones físicas y/o químicas que se producen en las rocas de la superficie terrestre (o las próximas a ésta) bajo la acción de agentes atmosféricos a un producto final que son los sedimentos y el material que forma los suelos. Los productos de la meteorización pueden quedarse in situ, sin sufrir transporte formando suelos o niveles de alteración de la roca o comenzar su “viaje” de transporte a los medios receptores (Cuencas sedimentarias). Es por ello que esos sedimentos, y en consecuencia las rocas sedimentarias, se deben por tanto a los procesos de meteorización por los cuales las rocas se desintegran físicamente y se descomponen químicamente dando lugar al suelo, fragmentos sólidos sueltos y componentes disueltos El proceso de meteorización puede dividirse en dos mecanismos que suelen operar conjuntamente, y se refuerzan uno al otro: Físicos, o mecánicos, en los que las rocas resultan rotas en pequeñas

partículas que potencialmente van a poder ser trasladadas de un sitio a otro. La descomposición en finas partículas aumenta la superficie relativa y facilita la acción de los agentes químicos.

Químicos, por los que la composición química de las rocas y fragmentos se modifica y se producen compuestos o especies más estables.

La meteorización, sobre todo la de tipo químico, está sometida a diversos controles, entre los que destaca el clima, ya que las altas T disparan la meteorización química al acelerar las reacciones. Junto a la Tª, otro factor importante es la humedad (lluvia) puesto que toda reacción química de



superficie requiere la presencia de agua. En climas cálidos y húmedos se promueve la meteorización química. Junto a estos factores climáticos existen otros intrínsecamente ligados a la acción del agua entre los que destacan las propiedades físico-químicas del agua, el pH

1.2.1 Meteorización física: Está subordinada a la meteorización química. Se reconocen los siguientes mecanismos de meteorización física:

Gelifracción o crioclastismo. Hielo-deshielo. En esta transformación el agua puede actuar a distintas escalas de tiempo (diaria, semanal, mensual o períodos más largos). Las temperaturas que se ciernen en torno a 0º C causan los ciclos de hielo-deshielo. Cuando el agua se congela, aumenta su volumen en un 9-10% y origina presiones de varios kg / cm2 que desintegran las rocas. La existencia de fracturas y juntas, de diverso origen en las rocas, y un clima húmedo con temperaturas en torno a 0ºC favorecen la destrucción mecánica por helada de las rocas. Termoclastismo. Es la respuesta de la roca a cambios térmicos. Por sus efectos los minerales, y por tanto las rocas, sufren expansión y contracción térmica (cambios de volumen). Este proceso tiene especial importancia en climas desérticos donde se producen cambios bruscos de Tª que alcanzan decenas de grados de Tª entre el día y la noche (variaciones de 50º). La desintegración en granos se debe a la diferente tasa de contracción y expansión de los minerales que componen la roca, dando lugar a fuerzas internas capaces de partir la roca. Liberación de presión (“stress release”). Se debe al desconfinamiento (relajación de esfuerzos por descompresión) de rocas enterradas a grandes profundidades como resultado de los lentos procesos de erosión y meteorización que van desmantelando progresivamente el relieve. En consecuencia, se originan grietas o juntas de expansión más o menos paralelas a la superficie que progresivamente van a delimitar capas ligeramente curvadas como las envueltas de una cebolla. Estas juntas favorecen la penetración del agua meteórica y subsiguiente meteorización. Hidratación- desecación: La hidratación es la adsorción de agua por la roca a través de sus poros o fisuras, provocando un aumento de volumen generado por el hinchamiento de algunos minerales, lo cual puede conducir a la rotura de la roca. Inversamente, la desecación representa la pérdida de agua contenida en la roca como consecuencia de la evaporación, lo cual puede conducir también al desarrollo de grietas superficiales que se forman principalmente en rocas arcillosas (como vimos en el tema anterior, estructuras por deformación)



Actividad orgánica. Los organismos que viven en o sobre la roca meteorizada producen una meteorización física. Así las raíces de las plantas aprovechan discontinuidades y grietas en la roca subyacente ejerciendo una fuerza sobre las paredes que favorece su rotura. Por otra parte, algunos animales excavan canales o conductos contribuyendo, aunque de un menor modo a la mteorización de la roca. También muchos microorganismos (algas, bacterias, hongos) van a crear condiciones en superficie, capaces de favorecer la desintegración de la roca.

1.2.2 Meteorización química

La meteorización química origina cambios químicos de las rocas debido a la acción combinada de distintos componentes: oxígeno, dióxido de carbono y agua, dando lugar a una serie de reacciones químicas. Como consecuencia, la roca pierde su coherencia y se desmorona, facilitando la posterior labor de los agentes erosivos.

El agua es el principal causante de estos procesos, por ello, la meteorización química es propia de climas húmedos. Existen distintos tipos de meteorización química según el tipo de reacción que ocurra:

Oxidación: El oxígeno disuelto en el agua reacciona con los minerales que contienen metales, especialmente hierro, formando óxidos. Esta reacción origina una capa superficial escamada rojo-amarillenta que cubre las rocas expuestas a la atmósfera. Entre los elementos afectados por la oxidación destacan el Fe, el Mn y el S.

Hidrólisis: Es una reacción que se produce entre el agua y algunos minerales, principalmente silicatos. Como consecuencia de la reacción, la red cristalina, se altera y se forman nuevos minerales, la mayoría de tipo arcilla. Debido a que los silicatos son muy abundantes en la superficie de la Tierra, la hidrólisis es el tipo de meteorización más frecuente.

Hidratación: Las moléculas de agua se introducen en la estructura cristalina de algunos minerales, lo que produce un aumento de volumen haciéndolos más susceptibles a la erosión.

(mineral + agua = mineral nuevo hidratado) Algunas reacciones químicas de superficie incluyen la combinación química de minerales preexistentes con agua (hidratación) o la expulsión de agua (deshidratación) lo que lleva a la formación de nuevos minerales. Por ej:

CaSO4.2H2O → CaSO4 + 2H2O (deshidratación del yeso a anhidrita) Fe2O3 + 3H2O → 2Fe(OH)3 (hidratación de hematites a limonita)



Disolución: Los minerales formados por sales se disuelven en contacto con el agua.

Carbonatación: Es un caso especial de disolución. El agua y el dióxido de carbono actúan sobre las rocas calizas disolviéndolas. La reacción

típica es: CaCO3 + H

2CO

3 = Ca

2+ + 2HCO

3

-

En todos es común la presencia de agua, excepto en la oxidación. Como resultado siempre hay sílice.

Para el caso de los minerales más abundantes se ha establecido una escala de metereoalterabilidad (susceptibilidad a la meteorización) que sigue una secuencia similar a la observada en la serie de Bowen en petrología ígnea. Este escala o índice de meteoalterabilidad se conoce como serie de Goldich (1938), que completada con minerales no silicatos es de mayor a menor:

Serie de Goldich describe la susceptibilidad a la meteorización de los minerales silicatados (también se han añadido no silicatados), se basa en que los minerales que se forman a elevada presión y temperatura son menos estables frente a los agentes de meteorización

Serie de Goldich:

De menor estabilidad a mayor estabilidad

1Halita 11. Anfíboles

2Yeso-Anhidrita 12. Na-plagioclasa

3 Pirita 13. Biotita

4 Calcita 14.K-feldespato

5 Dolomita 15. Moscovita

6 Vidrio volcánico 16. Vermiculita-esmectita

7 Olivino 17. Cuarzo

8 Ca-Plagioclasa 18. Caolinita

9 Piroxeno 19. Gibsita, hematites, goethita

10 Ca-Na Plagioclasa



1.2.3. Factores de la meteorización:

El desarrollo de la meteorización está controlado por la acción de diversos factores, entre los cuales destacan:

- Litología: La composición química y mineralógica, y la textura de las rocas, en particular su porosidad, son factores determinantes del mecanismo y la intensidad de la meteorización.

- Estrucutra: Fallas y diaclasas en la roca favorecen el acceso de agua en el interior de la roca y facilitan el desarrollo de meteorización, tanto física como química.

- Clima: La cantidad, la naturaleza y el régimen de precipitaciones, así como las variaciones térmicas, determinan el tipo y la intensidad de la meteorización en una región completa. Así, en condiciones climáticas de temperatura media o alta y una precipitación anual elevada, tendera a producirse una meteorización química importante, mientras que en condiciones de temperaturas bajas y precipitaciones moderadas tenderá a dominar la meteorización física .

- Topografía: Una pendiente elevada favorece la erosión y transporte de materiales meteorizados, y por tanto su eliminación facilitando la renovación de las superficies rocosas expuestas a la meteorización. Si la pendiente es escasa ocurrirá lo contrario; la meteorización tendrá lugar pero los materiales serán difíciles de eliminar y no habrá una rápida renovación de las superficies rocosas.

- Actividad biológica: Los organismos, sobre todo las plantas ejercen una acción físico química que puede incidir de manera importante sobre el substrato rocoso.

El ser humano también contribuye en este aspecto al modificar la composición atmosférica: lluvia ácida.



1.3 Origen de los granos: El origen de las partículas sedimentarias puede encuadrarse en cuatro grandes grupos con respecto a su modo de formación

Granos inorgánicos se producen por meteorización de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias

La gran mayoría de granos de cuarzo y feldespato fueron derivados originalmente de rocas ígneas o metamórficas o sedimentarias. Tanto la composición como el tamaño de las partículas producidas por meteorización de rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias son controlados por el tipo de procesos de meteorización en el área fuente, lo cual, a su vez, está influenciado por el clima y la tectónica (tasa de levantamiento y erosión). Entre estos granos se tienen: fragmentos de roca, cuarzo (monocristalino y policristalino), feldespatos, minerales pesados (óxidos y silicatos), filosilicatos, fragmentos de caliza y dolomía y minerales de arcilla (producidos por meteorización química).

Granos inorgánicos formados en medios de superficie. Se forman por procesos de autogénesis mineral (precipitación en el medio como las evaporitas…) y dan lugar a:

•Numerosos minerales: yeso, aragonito, dolomita en fangos dentro de medios de playa lake (lagunas de los Monegros), sabkhas (Golfo Pérsico) y bancos de carbonatos (como en Bahamas). •Alteración de pellets o fragmentos orgánicos, en lagos, medios marinos someros y perfiles de meteorización. Pueden ser de carbonato cálcico, hidróxidos de hierro, o de minerales de arcilla (v.gr. glauconita). •Granos derivados de la erosión por el viento de rocas ricas en arcilla

Partículas de sedimentos vulcanoclásticos

los granos de sedimentos se forman durante las erupciones y como resultado de la subsiguiente meteorización y ruptura de lavas. Las partículas pueden adicionalmente ser retrabajadas por procesos fluviales, eólicos y marinos para formar depósitos aluviales, de duna y de playa (beach).



Los granos de carbonato deben su origen a: - procesos orgánicos - procesos inorgánicos - ambos. Se reconocen dos grandes grupos:

- granos esqueletales

- granos no esqueletales.

Los primeros (esqueletales) derivan de la constitución misma de los organismos vivos. Estos con sus partes duras minerales contribuyen después de su muerte a formar partículas sedimentarias de diversos tamaños y formas, debido a su fragmentación por procesos físicos y biológicos. La producción de partículas de carbonato biogénico es especialmente alta en mares cálidos y someros de las zonas tropicales, cuando el suministro de materiales terrígenos hacia las mismas es escaso. Entre los granos no esqueletales carbonatados destacan: litoclastos (extraclastos, de origen generalmente extracuencal, e intraclastos, de origen intracuencal), grapestones” (formados por agrupación de fragmentos esqueletales, ooides, pellets, etc.), fango carbonatado,(micrita y esparita), peloides (granos más o menos redondeados compuestos por micrita y no presentan estructura interna. Su origen es variado, pero una gran parte de ellos son productos fecales 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.), ooides (granos de 0,1 a 2mm de φ, forma esférica y estructura interna laminada concéntrica en torno a un núcleo diverso) y granos relictos (granos carbonatados que no se forman bajo las prevalecientes condiciones físicas y químicas actuales).



Oolitos u ooides vistos al microscopio (izq) y en visu

Peloides o Pellets vistos al microscopio

Oncoides u oncolitos vistos al microscopio

Grapestones



1.4 Factores que controlan la sedimentación. Varios factores controlan la sedimentación en el área del medio receptor. La interacción de estos factores regula la litología de los sedimentos y la tasa de sedimentación. Estos factores son los aportes, la subsidencia y el eustatismo. Los procesos de erosión/sedimentación son regulados por la superficie de equilibrio (“superficie ideal a la cual tienden las fuerzas externas, y en la que no hay ni erosión, ni sedimentación” según Barrel, 1917). En el caso que el nivel de equilibrio esté por debajo del fondo de la cuenca habrá erosión en lugar de depósito, si el nivel de equilibrio coincide con el fondo no habrá ni erosión ni sedimentación, estando en equilibrio ambas, y por el contrario cuando el nivel de equilibrio está por encima de la superficie topográfica, el volumen comprendido entre ambas superficies es el volumen disponible para un posible depósito. Este es el llamado volumen de acomodación. La capacidad de recepción de una cuenca depende, por tanto, del nivel de equilibrio.

1.4.1 Aportes:

Aportes son el conjunto de materiales que llegan al medio receptor procedentes del medio generador y que, por tanto, pueden ser depositados. La naturaleza de los aportes depende de la composición de las rocas que afloren en el medio generador (área madre o área fuente), de las condiciones climáticas en las que tuvo lugar la destrucción de las mismas y de la naturaleza e intensidad del transporte.



1.4.2 Subsidencia: Además de los grandes movimientos laterales (tectónica de placas), hay otros movimientos verticales que pueden crear cadenas plegadas por un lado y por otro, depresiones en las que se acumulan sedimentos. La subsidencia es el proceso tectónico de hundimiento de una cuenca que es simultáneo a la sedimentación. Se puede calcular midiendo el hundimiento por unidad de tiempo. Habitualmente se usa el término “Tasa de subsidencia” para referirse al hundimiento medio de una cuenca durante un intervalo de tiempo y no a los valores puntuales del hundimiento. Para calcular la tasa de subsidencia necesitamos 3 datos:

- Espesor de los materiales correspondientes al intervalo estratigráfico. - Diferencias batimétricas entre el inicio y el final de la sedimentación en

ese intervalo estratigráfico. - El tiempo del intervalo (expresado en ma).

La subsidencia puede ser:

1. Uniforme a lo largo del tiempo responsable del depósito de grandes espesores de materiales de una misma batimetría (profundidad) durante largos intervalos de tiempo, por ejemplo las llanuras deltaicas o mares someros.

2. Intermitente a lo largo del tiempo con importantes variaciones a lo largo del tiempo, por ejemplo cuando se da un enterramiento brusco de una cubierta vegetal y produce carbón.

Hay que tener en cuenta que sin subsidencia no es posible la sedimentación continuada en un sector concreto ya que la llegada de aportes rellenaría (colmataría) el volumen disponible para el depósito, (acomodación). Entonces se paraliza la sedimentación y se llega a un equilibrio entre erosión y depósito, e incluso puede dominar la erosión sobre la sedimentación. Los principales procesos o mecanismos de subsidencia y por tanto de formación de cuencas son:

- Extensión de la corteza - Contracción térmica - Deformación flexible por carga (tectónica o sedimentaria)



Modelo de individualización de una cuenca subsidente en el interior de un continente



1.4.3 Eustatismo y cambio del nivel del mar: Uno de los factores principales que controlan la sedimentación es el nivel relativo del mar y los cambios en el mismo. El nivel “relativo” del mar es la distancia que separa el fondo de la superficie del agua. . Este nivel cambia frecuentemente a lo largo del tiempo debido a:

Relación aportes/subsidencia. Los aportes tienden a rellenar la cuenca y con ello descender el nivel relativo del mar, mientras que la subsidencia tiene el efecto contrario (tiende a elevar el nivel relativo del mar). Ambos factores tienen efectos opuestos: los aportes rellenan la cuenca, mientras que la subsidencia crea espacio de acomodación. En los intervalos de tiempo en los que los aportes superen en volumen al espacio dejado por la subsidencia el nivel relativo del mar descenderá, mientras que en los episodios o períodos en los que la subsidencia sea más importante que los aportes el nivel relativo del mar se elevará. Levantamiento tectónico: Cuando el fondo de una cuenca sedimentaria está sometida a un levantamiento tectónico el nivel relativo del mar desciende. Si el levantamiento supera en magnitud a la batimetría se llega la emersión. Cambios eustáticos: Con este nombre se denominan a los cambios del nivel del mar que afecten amplios sectores de la Tierra. Los cambios eustáticos modifican el “nivel absoluto del mar”, es decir, el nivel medio de los océanos a lo largo del tiempo. El eustatismo es una teoría que explica el régimen de fluctuaciones del nivel del mar inducido por fenómenos climáticos o tectónicos globales. Por ejemplo el Glaciarismo, o el crecimiento desigual de las dorsales, las etapas de colisión y las inundaciones de nuevos océanos formados por la fragmentación de antiguos continentes.



2. Cuencas sedimentarias. Las cuencas sedimentarias son las áreas de la superficie de la tierra en las que se acumulan o se acumularon grandes espesores de sedimentos durante mucho tiempo. La existencia de una cuenca sedimentaria (medio receptor) va unida a la de áreas adyacentes que son paralelamente denudadas (áreas fuente o medio generador). O lo que es lo mismo, la vida útil de una cuenca sedimentaria va ligada a la de una subsidencia constante de la misma junto con la elevación tectónica de los relieves próximos. Teniendo en cuenta la existencia o no de sedimentación activa y del grado de deformación tectónica se reconocen tres tipos de cuencas:

1. Cuencas activas: zonas de la corteza con sedimentación (v.gr., la plataforma marina de las Bahamas y llanuras abisales adyacentes).

2. Cuencas inactivas ligeramente deformadas en las que se deduce fácilmente la historia evolutiva de la Cuenca porque los materiales de relleno están poco deformados y son fácilmente reconocibles e interpretables.

3. Cuencas muy deformadas que usualmente forman cadenas montañosas, y el relleno originario ha sido parcialmente eliminado por erosión. Es difícil su reconstrucción espacial.

2.1 Relación y diferencias entre cuenca sedimentaria y medio sedimentario:

Conviene distinguir entre sí ambos dominios de la superficie terrestre. La cuenca sedimentaria es estrechamente dependiente de la existencia de subsidencia y del marco tectónico, presentando unos límites geográficos y una extensión temporal más o menos amplia. Por su parte, el medio sedimentario es un área de la superficie terrestre con unas características sedimentarias propias que representa un instante geológico. En un tiempo concreto una cuenca sedimentaria puede acoger uno o varios medios sedimentarios.



Dentro de una cuenca sedimentaria se distinguen diversos medios sedimentarios, son áreas de la superficie terrestre donde tiene lugar la sedimentación. Hay tres grandes grupos de medios sedimentarios: continental, costero y marino. Medio sedimentario continental Coluvial, aluvial, fluvial, lacustre, glaciar y

eólico Medio sedimentario costero Deltas, llanuras de mareas, estuarios,

playas y acantilados Medio sedimentario marino Plataforma continental, medios pelágicos,

depósitos turbidíticos.

RECORDATORIO DE TERMINOS:

Depósitos coluviales Son materiales transportados por gravedad, la acción del hielo y deshielo ó por el agua. Su origen es local, producto de la alteración in situ de las rocas y posterior transporte como derrubios de ladera. Frecuentemente están asociados a masas inestables. Su composición depende de la roca de la que proceden, estando formados por fragmentos angulares y de diferentes tamaños, generalmente de tamaño grueso, englobados en una matriz limo-arcillosa. Su espesor suele ser escaso, aunque puede ser muy variable. Depósitos aluviales Son materiales transportados y depositados por el agua. Su tamaño varía desde la arcilla hasta las gravas gruesas, cantos y bloques. Las facies más gruesas presentan bordes redondeados. Se distribuyen en forma estratiforme, con cierta clasificación, variando mucho su densidad. Están muy desarrollados en los climas templados, ocupando cauces y valles fluviales, llanuras y abanicos aluviales, terrazas y paleocauces. Depósitos fluvialesLo constituyen los detritos transportados y depositados por los ríos. Siendo los ríos de 3 tipos principales: entrenzados (tipo braided), meándricos y anastomosados. Depósitos eólicos dunas

Depósitos lacustres En general son sedimentos de grano fino, predominando los limos y las arcillas. El contenido de materia orgánica puede ser muy alto, sobre todo en zonas pantanosas. Frecuentemente presentan estructuras laminadas en niveles muy finos. En condiciones de agua salada se forman precipitados de sales. Las principales propiedades están en relación a su alto contenido en materia orgánica, siendo en general suelos muy blandos. También se pueden encontrar arcillas asociadas a estos suelos.

Depósitos litorales Son materiales formados en la zona intermareal por la acción mixta de ambientes continentales y marinos, influyendo en este caso las corrientes fluviales, el oleaje y las mareas. Predominan las arenas finas y los limos, pudiendo contener abundante materia orgánica y carbonatos. Los sedimentos más finos: el lodo y la materia orgánica son característicos de las



zonas de delta y estuario. Otro tipo de depósitos característicos de las zonas litorales son las dunas. Depósitos glaciares ó morrénicos Son detritos transportados y depositados por el hielo o por el agua de deshielo. Están formados por tillitas y morrenas. Su composición es muy heterogénea y la distribución es altamente errática. Los depósitos fluvio-glaciares contienen fracciones desde gravas gruesas a arcillas; están algo clasificadas y su granulometría decrece con la distancia frente al glaciar. Sin embargo, los de origen lacustre-glaciar presentan fracciones más finas, predominando las arcillas y las estructuras laminadas. Depósitos de origen volcánico Los depósitos volcánicos pueden ser residuales por alteración de los materiales infrayacentes, resultando en depósitos limo-arenosos y arcillas, transportados como productos de las emisiones volcánicas dando acumulaciones de piroclastos.

2.2 Clasificación de las cuencas sedimentarias:Sólo veremos un breve resumen pues más adelante las estudiaremos en profundidad. Las cuencas sedimentarias se clasifican con un criterio diferente al de los medios sedimentarios. Se clasifican siguiendo criterios tectónicos:

- Ubicación de la cuenca en relación con los límites de placas - Naturaleza del substrato cortical (continental u oceánico) - Evolución tectónica - Grado de deformación



Distinguimos 5 grupos de Cuencas Sedimentarias: 1er grupo: cuencas dentro de una misma placa y con sustrato de corteza continental. Son áreas subsidentes delimitadas dentro de los continentes formadas inicialmente por hundimiento de fallas normales. Distinguimos entre cuencas intracratónicas (sin deformación posterior) y Aulacógenos (han sufrido un ligero acortamiento) También se incluyen cuencas originadas sin la presencia de fracturación (distensión) que han sido originadas por flexura por carga

2º grupo: cuencas dentro de una misma placa y con sustrato de corteza oceánica. Se localizan en las partes más profundas de los océanos, tienen grandes dimensiones y en ellas la subsidencia es muy baja



3er grupo: cuencas de margen continental. Son el grupo más amplio y diverso. Pueden ser de dos tipos: márgenes divergentes o márgenes convergentes:

- Márgenes divergentes: Un margen continental se inicia a partir de una fragmentación de una placa con corteza continental. La fase inicial o de pre-rift es la insinuación de zona débiles en la corteza continental. La segunda fase es la de formación de un graben o fosa tectónica en la que se depositan sedimentos sin-rift. La tercera fase es expansiva y conlleva un adelgazamiento cortical. La cuarta fase es una continuación de la tercera más el inicio de la formación de corteza oceánica. La quinta fase es la de margen continental maduro ( margen pasivo) que se llega por la progresiva expansión oceánica a partir de una dorsal de la nueva corteza formada. La sedimentación tiene lugar en cuñas próximas a los bordes de los continentes.

Margen Pasivo



- Márgenes convergentes:

Son los bordes que presentan subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental. A ellas se asocian las fosas marinas o trench (v.gr., fosa chile-peruana), las cuencas de ante arco o Forearc (v.gr.,franja del océano Indico al sur de Sumatra) y trasarco o Backarc.

Bordes que presentan subducción de litosfera oceánica bajo: litosfera oceánica o litosfera continental

Ej Islas Salomón

Ej Chile y Perú



4º grupo: cuencas en zonas de colisión. Se forman cuando se cierra un océano y se elimina totalmente la corteza oceánica por subducción. La colisión de dos bloques continentales implica un espesamiento de la litosfera y la formación de un cinturón orogénico. En estos asentamientos destacan las cuencas de antepaís (“foreland basins”) como las de los Alpes y las intramontañosas.



5º grupo: cuencas asociadas a fallas transcurrentes. Localizadas en relación con fallas transcurrentes, en áreas de sustrato de corteza continental u oceánica. Son de reducidas dimensiones pero se alcanzan espesores considerables de sedimentos.

Los siguientes esquemas muestran los diferentes tipos de cuencas existentes en función de criterios tectónicos, y nos sirven para entender las anteriormente nombradas:





3. Del Sedimento a la roca. La formación de una roca sedimentaria a partir de un sedimento lleva consigo un conjunto de procesos que conducen a la consolidación de éste y que reciben el nombre de litificación El termino diagénesis tiene un significado más amplio y se refiere a todos los cambios físicos, químicos y biológicos sufridos por un sedimento después de su depósito, incluyendo su consolidación y transformación en roca (litificación)



y los procesos posteriores sufridos por dicha roca (excluyendo meteorización y metamorfismo). Por tanto la litificación es una parte de la diagénesis. Y la diagénesis puede proseguir mucho tiempo después de la litificación. No obstante, a veces no es fácil distinguir los cambios que son anteriores a la consolidación de las rocas de los que son posteriores, se adopta el término diagénesis de manera general como el más utilizado pese a que nosotros sólo nos centraremos en el proceso inicial de litificación o consolidación del sedimento en roca. Existen una serie de factores que controlan los procesos diagenéticos tales como: condiciones del medio sedimentario, composición y textura del sedimento, composición química del agua contenida en los poros profundidad de enterramiento; esta última condiciona dos factores

importantes: la Presión y la Temperatura Fairbrigde (1967) distinguió tres etapas en la diagénesis:

- Sindiagénesis: o diagénesis temprana: En ella se producen cambios contemporáneos a la sedimentación. Profundidad de enterramiento pequeña (<100m). Implica gran cantidad de agua que va siendo lentamente eliminada del sedimento.

- Anadiagénesis o diagénesis media: Profundidad de enterramiento >100m y T>100ºC. Implica compactación, eliminación de agua, cementación y formación de minerales nuevos.

- Epidiagénesis o diagénesis tardía: Tiene lugar durante y después de la emersión del material. Lleva consigo la formación de minerales nuevos, la cual está influenciada por la acción de aguas infiltradas en la roca (principalmente aguas subterráneas). Es difícil de diferenciar o separar de procesos de meteorización.

La diagénesis implica procesos tales como compactación, disolución, reemplazamiento, recristalización, autigénesis, cementación y actividad de organismos:

- Compactación: La compactación es uno de los procesos que se dan en la diagénesis, es una pérdida progresiva del volumen debido a una reducción de la porosidad producida por la expulsión del agua que ocupaban los poros del sedimento y un reajuste del empaquetamiento. Este proceso de compactación produce una reducción en el espesor de las rocas sedimentarias, respecto al sedimento. La compactación será



mayor en los sedimentos con porosidad primaria elevada. Hay otro factor que influye en el grado de compactación, es la textura de la roca y la facilidad que tenga para modificar su empaquetamiento.

- Procesos de disolución e intercambio iónico: Las más importantes son

las fuerzas de contacto debidas al peso del sedimento que se generan entre los granos en presencia de fluidos intersticiales y que aumentan la solubilidad de los minerales, originando un mecanismo de difusión intergranular denominado disolución por presión (mecanismo que da lugar a que unos granos penetren parcialmente unos dentro de otros).

Disolución por presión entre granos

- Autigénesis: es la formación de minerales por precipitación en el interior de los poros del sedimento;

- Cementación se produce si la autigénesis tiene lugar de forma generalizada en el sedimento.

- Recristalización: Mecanismo que implica la formación de granos nuevos a partir de los granos preexistentes; en muchos casos, es un proceso que tiene tal importancia después de la litificación.

Documents

1 de Rocas Sedimentarias - academico.upv.clacademico.upv.cl/doctos/GEOL-2518/{8376ECCB-6254-4BE2-B2DA... · 1.3 Origen de los granos ... Los sedimentos y las rocas ... otros intrínsecamente