L A S R O C A S S E D I M E N T A R I A S

Introduccin.- Las rocas expuestas en la corteza terrestre estn sometidas a los agentes destructores de la atmsfera y por ello se disgregan mecnicamente o sus minerales se transforman en otros ms estables para esas nuevas condiciones. Los productos de desintegracin son posteriormente transportados a lugares ms "bajos de la litsfera depositndose all para dar lugar a la formacin de lo que conocemos como rocas sedimentarias o simplemente sedimentos.

Los lugares de deposicin que son temporales o ms o menos permanentes se denominan cuencas de

sedimentacin; estn representados por las planicies, lagos y mares.

1.- Divisin de las rocas sedimentarias.- El criterio fundamental para clasificar los sedimentos en clases es el gentico, y aunque la mayora de ellos tiene un origen polignio; se pueden distinguir tres tipos fundamentales de formacin

l) Las rocas en primera instancia, son disgregadas mecnicamente, los productos de esta disgregacin denominados detritus o clastos, pueden ser acarreados por algn medio de transporte a una cuenca, dando por resultado la formacin de un grupo de rocas denominadas clsticas

2) Parte de los elementos que constituyen las rocas, pasan al H20 a formar disoluciones que luego se depositan en las cuencas por cambio de las condiciones fsico-qumicas del medio o por accin indirecta de algunos organismos. Se for-man entonces las rocas qumicas o bioqumicas.

3) En la cuenca de sedimentacin existen organismos, que necesitan para la construccin de sus partes slidas, algunos de los elementos disueltos, tal como el Ca, que sirve para la formacin de las conchas % al sucumbir estos organismos suministrarn sus esqueletos para la formacin de sedimentos que se denominan organognicos.

Aunque estas son las tres clases fundamentales de formacin de las rocas sedimentarias, es comprensible que no

intervienen por separado cada uno de los procesos, ms bien, predomina uno por lo general pero en todo caso se encuentran presentes materiales de los otros tipos, razn por la que las rocas sedimentarias son prcticamente de origen polignico.

1.1.- Los procesos de formacin de los sedimentos.- El estudio de un sedimento involucra aclarar los procesos que han posibilitado la desintegracin de la roca por los agentes del intemperismo esto quiere decir, que debemos conocer los fundamentos de lo que se denomina la meteorizacin. Luego habremos de estudiar cules son los medios por los que el material, producto de la meteorizacin, llega a la cuenca sedimentaria, as como los efectos que sufre en ese lapso es decir; estudiaremos el transporte. Una vez depositados los materiales, estn sometidas en su historia posterior, a cambios que conducen a su endurecimiento o litificacin dichos cambios se los estudia dentro de un acpite que se denomina diagnesis del sedimento.

1.2.- La meteorizacin.- Todos aquellos cambios, que por efecto del intemperismo, se producen en las rocas y que conducen a su desintegracin, se renen bajo el denominativo de meteorizacin de las rocas.

La meteorizacin puede ser de dos tipos mecnica y qumica.

1.2.1.- La meteorizacin mecnica comprende la disgregacin de las rocas por agentes puramente mecnicos, que son fundamentalmente los cambios de temperatura a los que estn sometidas las rocas por efecto de los rayos solares. Una

- 2 - roca que est sometida a la accin del sol se calienta nicamente en su superficie y debido a la diferencia de temperatura con la parte interior, se disgrega, o cmo podramos definir mejor, se "descascara" este proceso se ve reforzado por las diferencias apreciables que pueden existir entre el da y la noche. Cuando en las zonas hmedas las temperaturas alcanzan el punto de congelamiento del agua, sta se solidifica en las fracturas, conduciendo a una disgregacin ms intensa debido al efecto conocido de aumento de volumen del agua en estado slido.

Aunque menos importantemente, las plantas por el crecimiento de sus races, actan en forma activa en la disgregacin de las rocas.

La meteorizacin mecnica sirve de base para la qumica, ya que aumenta la superficie sobre la cual pueden actuar mejor los agentes atmosfricos

1.2.2.-La meteorizacin qumica.- S entiende por tal a los cambios qumicos que se producen en las rocas sobre la superficie terrestre.

Las sustancias qumicamente activas proceden, generalmente, de la atmsfera, pero pueden derivarse tambin de la accin vital de algunos organismos o bien liberarse de las propias rocas.

El agua constituye el medi fundamental que posibilita la meteorizacin qumica, ya que puede disolver e involucrar diversas sustancias de las rocas; permite la vida de los organismos y sirve como medio de transporte de los elementos liberados.

El oxgeno constituye el segundo medio importante de la meteorizacin qumica.

La resistencia de las rocas a la meteorizacin es variable y depende no slo de su composicin mineralgica, estructura y textura, sino tambin de su forma de yacencia, densidad de fracturas, intensidad de la meteorizacin mecnica etc. En la naturaleza, esta resistencia se manifiesta por diferencias topogrficas apreciables, que son especialmente notorias en nuestro ordovcico, donde los estratos de cuarcitas y filones de diabasas aparecen en forma de farellones. 1.3.- Estabilidad mineral.- La estabilidad de los minerales, entendida como su resistencia a la disolucin o descomposicin, es variable. Los minerales son las respuestas de organizacin de la materia a las condiciones fsico-qumicas del medio y como tales, son estables a esas condiciones de formacin por ello, si minerales formados a presiones y temperaturas altas llegan a la superficie, no son estables las nuevas condiciones de presin y temperatura, por tanto, se descompondrn para dar lugar a la formacin de suelos

No todos los minerales tienen igual inmunidad ante la disolucin y alteracin. Han existido muchos intentos de determinar el orden de estabilidad y se ha concluido que, entre los minerales patognicos comunes, este orden es en general inverso al orden de cristalizacin dado por la serie de reaccin de Bowen, Esto quiere decir, que uno de los minerales ms estables es el cuarzo y uno de los ms inestables el olivino.

Entre los minerales pesados, es decir aqullos que tienen un peso especfico superior a 2,8 y que generalmente se

encuentran como accesorios de las rocas primarias, se puede dar el siguiente orden de estabilidades rutilo-circn-turmalina-granate-illmenita-magnetita-titanita.

1.4.- Los procesos de la meteorizacin qumica,- Los procesos por los que los minerales que componen las rocas primarias son transformados en otros ms estables a las nuevas condiciones de presin y temperatura, no son totalmente conocidos, pero se los puede atribuir a uno de los tres fenmenos siguientes, que actan por lo general en conjunto: hidratacin, oxidacin e hidrlisis.

- 3 - 1.4.1.- Por hidratacin comprende la transformacin de una sal anhidra en una sal hidratada. Un ejemplo es la transformacin de la anhidrita (CaS04) en yeso (CaS04.2H20) Este proceso se produce tambin en los minerales y de esta manera, la magnetita puede ser transformada paulatinamente a limonita, al igual que el Fe de los minerales oscuros (biotita, piroxenos, etc.) Los cationes que se hidratan, son los que se encuentran en la superficie de la red, por lo que se forman en ella fracturillas finas que abren camino para una hidratacin subsiguiente u otros procesos adicionales.

La hidratacin de los iones superficiales se la puede explicar, recordando que el agua tiene una estructura especial

denominada dipolar y los iones superficiales de los minerales no estn igualmente atrados hacia todos sus lados. En efecto, hacia afuera, poseen una fuerza de atraccin no compensada, por lo que no es de extraar que atraigan a los dipolos del H20, que se unen a los cationes mediante su oxgeno, formando a su alrededor una envoltura. El catin se hidrata y el dipolo altera su campo electromagntico, con lo que se produce un nuevo desequilibrio con las capas de iones cercanos y se pueden producir nuevas fracturillas que conduzcan a la liquidacin paulatina del mineral.

1.4.2.- Por oxidacin entendemos el proceso tan comn por el cual un ion, por ejemplo el Fe'', pasa, por accin del oxgeno, a Fe'1', con lo que el mineral que lo contena se disgrega.

1.4.3.-Hidrlisis es la desintegracin de una sal en sus iones. En la naturaleza, las sales completamente solubles, tales como el NaCl, no tienen una gran significacin, ms bien se trata de averiguar las condiciones de solubilidad de los minerales ms corrientes de la corteza, tales como, los silicatos. Se ha comprobado, por ejemplo, que la ortosa (KAlS303) finamente molida y colocada en agua pura, se descompone por_ la influencia de aquella parte del H20 que se disocia (H20 "2H- + Q-. .) Justamente esta es la parte activa del agua, que hace que los iones H reemplacen al K, con lo que el mineral e va transformando poco a poco.

Pero como la parte del H20 que se disocia es limitada, los iones hidrgeno se consumen rpidamente hasta el punto que la reaccin del H20 se hace alcalina (pH = 10). La reaccin contina si se aade nueva agua y si este cambio es intermitente, como sucede en la naturaleza, el mineral alcanza su total disgregacin.

Se puede entonces observar que la efectividad de las reacciones depende de la concentracin de los iones H'(O/sea del valor del pH) y sta, a su vez, depende de otros factores, tales como la temperatura, cidos disueltos, etc.

Se sabe que cuando mayor es la temperatura, la cantidad de H20 que se disocia en iones H" y iones, 0" es tambin mayor (a 0 C es casi 3.5 veces menor que a 22o C), Por Consiguiente, se comprender fcilmente que en los climas hmedos y clidos, la meteorizacin qumica es mucho ms intensa.

La actividad de las aguas en la naturaleza depende en gran medida de los cidos que tiene en disolucin. Entre stos, los de mayor importancia son el cido carbnico H2CQ3, el H2S04 y los cidos hmicos. El H2C03 es un cido hipottico que procede de la disolucin del C02 atmosfrico en el H20| sin embargo, slo un 1 % de todo el C02 disuelto forma los iones de est cido hipottico, que se disocia tanto en iones bicarbonato 'HC03' como en iones carbonato CO3. El H2SO4 .existe en las aguas en tanto atraviesen terrenos conteniendo sulfuros, porqu debido a su alta capacidad, este cido es muy fcilmente neutralizado y su influencia es menor que el H2C03. .

Resumiendo, se puede indicar que la intensidad de la meteorizacin qumica depende de una serie de factores que son:

a.- la cantidad de H20, existiendo por tanto, mayor intensidad en lugares hmedos

b.- la temperatura: las reacciones qumicas sern ms efectivas en lugares clidos que son frgidos

c.- La concentracin de iones H d.-El tama0 de grano de los minerales liberados por la meteorizacin mecnica

1.5.- Movilidad de los xidos.- Hemos indicado que las aguas superficiales tienen por lo general un carcter cido debido a la disolucin del C02 de la atmsfera. En este medio, cido se involucran fcilmente los lcalis Na' y K y, en menor proporcin, tambin lo hacen las tierras alcalinas Ca' 1 y Mg' ; sin embargo, estos ltimos se mantienen en solucin slo cuando la cantidad de C02 disuelto es mayor. Los iones que se encuentran al estado de bicarbonato, se precipitan fcilmente si el C02 disuelto disminuye, pero en general son transportados algo lejos del lugar de procedencia.

El Fe'' y Mn'' pueden pasar a la solucin en forma de bicarbonatos slo con un alto contenido de C02 en el agua, sin embargo, se oxidan fcilmente y se precipitan como hidrxidos de Fe''' o Mn''', siendo por consiguiente, escasamente mviles.

El Fe''' representa uno de los elementos menos mviles que se precipita con mucha facilidad; por ello tie las, tierras y rocas del color de sus hidrxidos que son amarillos, caf amarillentos o rojo cafecinos. El Mn'''' tiene las mismas caractersticas, pero sus hidrxidos tienen el color negro y debido a su menor cantidad en la "litsfera, no es tan caracterstico como el Fe11

Otros elementos muy poco mviles son el Si y Al. El primer elemento es un poco soluble entre valores del pH comprendidos entre 5 y 9, pero las aguas continentales pocas veces alcanzan estos valores, por lo que slo, pequeas cantidades de Si02 pueden ser transportadas en forma, de soluciones verdaderas.

El Al es todava menos soluble que el Si, puesto que para valores del pH de 6, cuando este elemento puede disolverse en una cantidad de 218 mg por litro, el Al queda prcticamente insoluble. La nica, forma en que l Al, al igual que la mayor parte de Si e incluso parte del Fe''' pueda ser transportado, es al estado de coloides, llegando tan lejos como lo permita la existencia de otras sustancias que se denominan "defensores de los coloides" y que en la naturaleza estn representadas por los cidos hmicos.

Por consiguiente, gran parte de Si, Al y Fe111, se queda en el lugar de la meteorizacin, dependiendo del

clima la forma en que lo hace. As por ejemplo, con la denominada meteorizacin latertica que se produce en condiciones tropicales o subtropicales, el Fe y Al se encuentran al estado de hidrxidos; con una meteorizacin menos intensa se forman aluminosilicatos, que se designan conjuntamente con el nombre de "minerales arcillosos" por ser los constituyentes principales de las arcillas.

Con todo lo anotado, se puede resumir las condiciones de movilidad de los diferentes elementes en la siguiente formas

1) Los lcalis Na y K se desprenden fcilmente de las rocas y son transportados en forma de soluciones verdaderas, en las que son bastante estables. Sin embargo, una parte del K puede ser retenida por los minera les arcillosos.

2) Las tierras alcalinas Ca y Mg tambin son transportadas como soluciones verdaderas, pero su estabilidad en ellas es menor, ya que cuando disminuye la concentracin de los iones H', se precipitan para dar carbonatos. Una parte del Mg puede, al igual que el K, ser retenido por los minerales arcillosos.

3) Slo una pequea parte del Si y Fe (Fe'1) y una muy insignificante de Al son transportadas como

soluciones verdaderas. Ms lo hacen en forma coloidal con ayuda de los denominados "defensores d coloides11.

4) La mayor parte del Si, Al y hasta cierto punto1 del Fe''' se queda en el lugar de meteorizacin o en sus inmediaciones. Con una meteorizacin latertica, el Fe y Al se quedan en forma de hidrxidos, o bien forman con el Si las arcillas, que bajo condiciones especiales, pueden estar casi desprovistas de Fe (formacin de caoln). Eventualmente las arcillas as formadas pueden ser transportadas como cualquier detrito normal, a la cuenca de sedimentacin. Consiguientemente, se originan antes de llegar a la cuenca o bien en la cuenca misma, a partir de los elementos transportados, por lo que reconoceremos: arcillas autctonas (formadas en la cuenca) o alctonas (formadas fuera de la cuenca).

1.6.- Estados de la meteorizacin.- La disgregacin de las rocas se produce paulatinamente y sera posible distinguir algunas etapas crticas de su evolucin por los productos resultantes. Idealmente, toda roca podra pasar todas las etapas de meteorizacin hasta llegar a su transformacin total, pero debido a que las condiciones climticas no cambian de acuerdo a este orden ideal de evolucin, sino que por el contrario, son ms o menos constantes para determinadas zonas y tiempo, stas no pasan forzosamente por todas las etapas de desintegracin, detenindose, en la generalidad de los casos, en uno de los siguientes estados denominados de meteorizacin.

1) Estado clstico, donde predomina la desintegracin mecnica (al tas cordilleras)

2) Estado silico saturado, en el que se desintegran los silicatos (feldespatos), se produce un medio alcalino y se forman minerales arcillos estables en este medio (minerales del grupo de la montmorrilonita e illita),

3) Estado silico cido, en el que son casi totalmente eliminados los lcalis y tierras alcalinas; el medio acusa reaccin acida y se forman minerales arcillosos cercanos al caoln, cuya estabilidad responde al medio.

4) Estado lico, que est caracterizado por la acumulacin de hidratos de Fe y Al, como ser la gibsita l(0H)3, diaspora HA.102, limonita, etc.

Estos son entonces los cuatro estados de la meteorizacin, por los que una roca puede, pero no debe, pasar, dependiendo del clima si un estado se mantiene por tiempo ms prolongado. Por ejemplo, en las zonas ridas y fras, la meteorizacin se queda casi nicamente en el primer estado, mientras que en las zonas con abundantes precipitaciones y clima clido, las rocas pueden llegar fcilmente al cuarto.

Del resumen anterior se desprende adems que la formacin de caoln requiere una meteorizacin ms intensa que la normal, donde los lcalis y tierras alcalinas sean rpidamente lavados a fin de que el medio tenga una reaccin acida. Con pH de 6. o 5, existen las mejores condiciones para esta formacin, pero tales valores son difciles de alcanzar en grandes zonas, a menos que hubiera la accin de los cidos hmicos.

1.7.- Madurez mineralgica,- Hemos visto que las rocas sometidas a la meteorizacin, tienden, en condiciones apropiadas, a dar productos finales que estn desprovistos de los elementos ms mviles y enriquecidos en aqullos que tienen menor movilidad. Esto quiere

decir, que si los procesos de meteorizacin actuaran con la necesaria intensidad y durante el tiempo requerido, los productos resultantes habrn alcanzado un alto grado de transformacin. Este hecho ha dado pie para definir la madurez de un sedimento clstico, entendiendo por tal, l grado alcanzado en su camino hacia el producto final al que lo llevan los procesos formativos que actan sobre l.

Por consiguiente, la madurez es una especie de registro combinado de tiempo a travs del cual estos procesos han obrado y de la intensidad de la accin. Si la intensidad y el tiempo es breve, el producto final ser inmaduro; e inversamente, si el tiempo es largo y la intensidad alta el producto final ser maduro.

En trminos geolgicos, el tiempo o duracin de la accin de estos procesos formativos, est determinado principalmente por el relieve. Relieves agudos promueven gran velocidad de erosin, por lo que los procesos formadores de suelos son superados por los de transporte, con lo que mucho material inestable ser llevado a las cuencas de sedimentacin; por el contrario, relieves suaves producen velocidades lentas de erosin y la meteorizacin se consuma, de modo que slo los residuos ms estables aparecen en los sedimentos,

Aunque los efectos del clima son un poco ms complejos, podemos indicar que en climas hmedos la proporcin de materiales insolubles es bastante alta, mientras que en climas ridos, son los materiales solubles los que acusan un alto porcentaje.

La composicin actual de un sedimento, no obstante, es el resultado de la meteorizacin o de los efectos combinados de relieve y clima sobre la roca generadora. Un sedimento maduro es entonces probablemente, producto de un clima clido y hmedo en una regin de relieve bajo mezclas de materiales estables e inestables, como areniscas feldespticas asociadas con lutitas con abundante almina y poca soda, sugieren clima clido y humedad en regiones de relieve alto y topografa juvenil. Si el sedimento contiene slo productos inmaduros, la regin de procedencia es de relieve muy alto con topografa madura o es de un clima riguroso.

La madurez puede medirse en base a los elementos o minerales que contenga el sedimento. As por ejemplo y

tomando en cuenta que es la almina el xido menos mvil y el Na20 el ms fcilmente transportable, el ndice almina- sodio puede servir como un ndice de madurez, porque cuan to ms alto sea el contenido de almina y menor el de Na20, tanto ms tiempo habr estado sometido a la accin del intemprismo.

En las arenas, es conveniente tomar los minerales existentes para determinar la madurez. Para ello, es necesario recordar que el Si02 es uno de los minerales ms estables de las rocas plutnicas, mientras que el feldespato es uno de los ms inestables. La relacin cuarzo-feldespato puede entonces indicar la madurez de una arena derivada de una roca plutnica, pero si la arena se deriva de una roca pobre en feldespatos, este induce que no podra ser utilizado. En las arenas que se deriven de un complejo de la corteza superior, existirn gran variedad de fragmentos de rocas, de las cuales, excepto las ftanitas, ninguna tendr estabilidad qumica ni mecnica. La relacin ftanita-fragmentos de rocas ser entonces un ndice de tales arenas, pero debido a que; la mayora de ellas tienen un origen mixto, sera posible combinar ambos criterios de modo que la relacin cuarzo-ftanita/feldespato+fragmento pueda representar un ndice general de madurez de las arenas.

2.- TRANSPORTE.- Los residuos resultantes de la destruccin de rocas preexistentes estn sujetos, desde su instante original, a dispersin por diversos

- 7 - agentes geolgicos, entre los que se cuenta principalmente el agua, el viento y el hielo en movimiento

2.1.- Transporte por H20.- El agua al estado lquido es el medio principal de transporte tanto de los materiales detrticos como de las soluciones.

El agua proveniente de las precipitaciones atmosfricas se mueve de los lugares altos a los bajos a una velocidad variable, que depende de la topografa de la zona que atraviesa. Sin embargo, se puede generalizar diciendo que en su curso superior, estas velocidades son altas en comparacin con los lugares bajos. La disminucin de velocidad est regida por una funcin parablica semejante a la curva del relieve.

La capacidad de transporte del agua est determinada por su velocidad; siendo sta mayor en el curso superior de los ros, los fragmentos que transporta son mayores y van disminuyendo en tamao en forma paulatina aguas abajo. Por consiguiente, el transporte por agua se caracteriza por una seleccin en el tamao de los materiales

Adems de esta seleccin debida al transporte, los materiales, por los efectos de acarreo, van disminuyendo en bedano por efecto de la abrasin, proceso que da tambin por resultado un aladeamiento cada vez ms perfecto de los granos.

El material transportado por agua se caracteriza entonces por una seleccin progresiva y su redonda miento, sobre el que se puede concluir en que cuanto ms perfecto sea, tanto mayor habr sido la distancia del transporte.

2.2.-Tranporte por hielo.- La nieve que cae en los lugares de topografa alta debe, al igual que el agua, moverse hacia los lugares bajos. Este movimiento, debido a la gran viscosidad del hielo, es lento, pero considerado geolgicamente, de gran importancia,

El material que transporta el hielo en movimiento, procede de los propios fragmentos que arranca del basamento o que caen en los glaciares de los flancos de los valles. Debido a la alta viscosidad del medio, no existe clasificacin y en los lugares de deposicin (frente del glacial) no se puede observar ninguna clasificacin.

El material as transportado es friccionado contra el basamento, producindose las

estras que son tan caractersticas en el transporte glaciario. Los materiales de este tipo se denominan morrenas y a su acumulacin se le da el nombre petrogrfico de till (sin consolidar) o tillita (consolidado).

Consiguientemente, la poca clasificacin y la existencia de estriaciones es caracterstico del transporte por hielo. 2..3.- Transporte por viento- Aunque en menor proporcin, el viento sirve como un medio efectivo de transporte en aquellas zonas de clima rido y vegetacin simple. Las partculas que transporta son relativamente pequeas y dependen, de su fuerza. Se puede dar la siguiente relacin:

0,5 m/seg (viento muy dbil) O.04 mm 3 " (viento dbil) 0,25 "

- 8 - 9 (viento fresco) 0.73 "

13 (viento fuerte) 1,05 "

La caracterstica del transporte elico es que los sedimentos tienen una clasificacin excepcionalmente alta.

3 . - D I A G N E S I S . - Todos los procesos que conducen a la consolidacin de un sedimento recin depositado se denominan litificacin o diagnesis. La consolidacin, para ser denominada diagentica debe producirse a temperaturas y presiones que no se alejen mucho de las normales, ya que si ella se realiza en condiciones de p y t elevadas, los cambios ya no son diagenticos, sino, metamrficos. Sin embargo, es difcil encontrar un lmite exacto entre diagnesis y metamorfismo, porque ambos procesos pasan insensiblemente unos a otros.

Los procesos diagenticos pueden dividirse en dos grandes grupos los mecnicos y los qumicos.

3.1.1.- La diagnesis mecnica est representada por la disminucin de volumen de los sedimentos, debido al peso de las capas superiores. Los sedimentos pierden gran parte de su H20 y se reduce la porosidad,

3.1.2.- Entre los procesos qumicos de compactacin del sedimento estn, ante todo, la cementacin de los granos

de las arenas mediante la precipitacin de sustancias qumicas a partir de las aguas que contiene el sedimento.

Los materiales que se precipitan como cementantes son el cuarzo, la calcita y otros menos frecuentes, como la dolomita, Hematita y limonita.

El origen del material cementante no est aclarado, se piensa que puede tener una de las siguientes procedencias

1) Puede precipitarse directamente del medio acutico en el que se ha originado el sedimento.

2) Que se ha producido por disolucin de material del propio sedimento

3) Que ha sido transportado por las aguas subterrneas que han circulado por el sedimento. En el caso del cemento silceo, es probable que en su mayor parte se trate de material transportado, ya que el

Si02 a temperaturas y presiones normales es prcticamente insoluble, por lo que un origen intraestratal en gran escala es difcil de concebir. Tal vez una pequea parte de este cemento pudiera proceder del mismo sedimento, pero en tal caso su origen tendra que buscarse en los restos de algunos organismos que estn construidos por la forma amorfa del Si02, puesto que este material es mucho ms soluble que el cuarzo.

Algunos autores han buscado el origen del cemento silceo, incluso en las aguas provenientes de los sedimentos arcillosos, que por compactacin pasan a los horizontes arenosos. Pero se ha comprobado que las aguas fsiles contienen muy poco Si02 como para producir una cementacin en gran escala.

Cuando un cemento silceo rellena los poros de una arenisca, ste cristaliza orientada mente con respecto a los granos que son del mismo material y como la cristalizacin se efecta al mismo tiempo, se forma una especie de mosaico, donde los diferentes granos se tocan mediante lmites rectos sin llegar a obtener forma cristalogrfica propia. El cemento as formado se denomina de regeneracin.

El cemento calcreo puede ser igualmente alctaono, pero es ms probable que proceda del propio sedimento, por disolucin y reprecipitacin d conchas carbonticas contenidas en l. Esto se juzga por la mayor disolucin que tiene el CaC03 y porque en las areniscas con este tipo de cemento casi no se encuentran fsiles. La calcita se precipita

- 9 - en los poros de la roca, y a veces de uno a otro existe una continuidad cristalogrfica tal, que se forman grandes granos, de calcita que incluyen a los detritus de Si02 como si formaran una matriz. Tal tipo de cemento produce las denominadas" areniscas cristalinas"

Las areniscas con cemento calcreo se presentan nicamente en las formaciones recientes, ya que este cemento tiende, con el tiempo, a ser reemplazado por la slice.

El cemento ferruginoso est generalmente representado por la limonita o la Hematita. El primer mineral es comn en los sedimentos recientes mientras que la Hematita se presenta en los sedimentos antiguos. Sin embargos no toda arenisca rojiza tiene cemento hemattico, porque este elemento puede hallarse como una pelcula alrededor de los granos y slo como pigmento, mientras que en la realidad el cemento puede ser arcilloso. En tal caso, se juzga que los hidrxidos de' Pe llegaron a la cuenca de sedimentacin junto con el material arcilloso.

El cemento arcilloso es bastante frecuente y parece ser material en cerrado en el momento de la sedimentacin, y por consiguiente, un componente detrtico. En otros casos, sin embargo, la arcilla es toscamente cristalina, pudiendo haber sido resultado de la penetracin y precipitacin de soluciones.

Otros tipos de cemento representan rarezas petrogrficas, que en muchos casos no corresponden a los procesos normales de diagnesis, sino ms bien parecen tener origen hidrotermal; tal como ocurre con los cementos constituidos por palo.

3.2.- Minerales de las rocas sedimentarias.- Los minerales de las rocas sedimentarias pertenecen a tres grupos principales; minerales detrticos residuales, minerales detrticos secundarios y precipitados qumicos. El primer grupo est constituido por los minerales de las rocas generadoras que sobreviven a la meteorizacin y que son transportados y re depositadas mecnicamente. Los minera les detrticos secundarios son los que se generan por la meteorizacin como los minerales arcillosos, que tambin son transportados y deposita dos, mecnicamente. Los precipitados qumicos son los depsitos de verdaderas soluciones, por procesos qumicos y bioqumicos. Algunos son precipitados directamente y constituyen la masa de la rocas otros se adicionan a la roca despus de la deposicin por precipitacin de soluciones penetrantes

Por consiguiente, determinada roca sedimentaria puede tener una mineraloga compleja, donde parte de los minerales son de origen detrtico, y otra de origen qumico. Es evidente por lo tanto, que para comprender, la historia de la roca sedimentaria, es necesario primero, discriminar entre minerales detrticos y los de precipitacin qumica, y segundo, determinar la edad relativa de los distintos minerales precipitados.

3.2.1.- Minerales detrticos.- La lista de los minerales detrticos que han sido encontrados en los sedimentos es larga, pero en la prctica se encuentran pocas especies y en la mayora de los cortes delgados, su nmero es an ms restringido.

Cuarzo.- El cuarzo es el mineral ms utilitario de los sedimentos, es el componente principal en la mayora de las areniscas, es importante en las limolitas y ltitas y puede an hallarse en algunas calizas y dolomas.

El cuarzo es de origen principalmente detrtico, aunque tambin puede ser autgeno. En las areniscas, el cuarzo

autgenos se encuentra como sobrecrecimiento en los granos detrticos, en las calizas, ocurre lo propio, pero tambin se presenta como cristales crecidos "de novo" con el carbonato.

- 1 0 - Los granos detrticos de cuarzo, en la mayora de las arenas, poseen dimetros menores a 1 mm y en la

mayora de los casos, menores a 0,6 mm Su forma es variada y generalmente tienden a ser subesfricos, pero en las arenas, ms maduras poseen un leve alargamiento. La superficie de los granos vara desde altamente pulida hasta despulida. Poseen numerosas, inclusiones, y su determinacin puede ser beneficiosa para averiguar la procedencia.

El cuarzo es un mineral de gran estabilidad,

tanto qumica como mecnica, pero no es, completamente insoluble. Su principal fuente de procedencia son las rocas, cristalinas tanto gneas como metamrficas.

Feldespato- Desempea en los sedimentos un papel subordinado. Se encuentra en las areniscas, limonitas y en las lutitas finas, en las que probablemente es autgeno. Las rocas antiguas muestran, por lo general, un contenido inferior en feldespato que las modernas.

El feldespato se reconoce del cuarzo por su ndice de refraccin, existencia de clivaje y de maclas y porque aparece algo descompuesto en los afloramientos.

El feldespato es un mineral relativamente inestable, especialmente en las variedades ricas en Ca, por lo que es ms abundante la microclina u ortosa que por ejemplo la anortita. Estos minerales proceden de rocas plutnicas de grano grueso, tales como granitos o gneises y en menor cantidad, de algunas rocas volcnicas.

La presencia de feldespato en una roca sedimentaria indica la existencia de ciertas condiciones que impidieron la descomposicin y que se cree se deben a un relieve accidentado.

No es raro encontrar sobre crecimientos de los feldespatos en las areniscas, por lo que su origen puede ser autgeno.

Micas.- Las micas son componentes corrientes de los sedimentos y son tanto clsticas como autgenas. La mica clstica es la ms comn y se presenta en areniscas, grauvacas, arcosas, y tobas, siendo mucho ms frecuente en las areniscas limolticas finas. La biotita, por ser menos estable, es tambin menos frecuente que la muscovita.

El hbito es muy variado, se encuentran desde placas perfectamente definidas hasta hojuelas y tiras trituradas finamente.

La mica autgena o secundaria (sericita) y la mica arcillosa (illita) se presentan en las lutitas y en las grauvacas en estado muy dividido.

3.2.2.- Minerales pesados.- Los minerales pesados son aquellos que tienen un peso especfico superior a 2...8 y son los accesorios de las rocas madres que han sobrevivido la meteorizacin. Representan me nos de un 0.1 % de la roca y pueden encontrarse todas las variedades posjbles, siendo las ms comunes % la titanita, apatito, circn, magnetita, monacita, etc. Se presentan asociaciones tan tpicas y caractersticas para cada capa, que sirven de- base para la correlacin petrogrfica, as como para la determinacin de la roca generadora.

3.2.3.- Minerales arcillosos.- Los minerales arcillosos son silicatos hidratados de Al, por lo comn con algunos reemplazos de hierro y magnesio. Son de grano fino, generalmente de tamao menor a 5 micrones (0.005 mm) y a veces an ms pequeos (1 mu). Se encuentran no slo en las arcillas residuales, sino tambin como componentes importantes de las arcillas y lutitas; estn mezclados con carbonatos y con arenas.

- 1 1 - Debido a su tamao tan fino, los minerales arcillosos son difciles de identificar con certeza. Para su

reconocimiento se requieren de tctonicas especiales, tales como rayos X, anlisis trmico diferencial, etc.

Pertenecen al grupo de los filosilicatos. Constan en esencia de dos tipos de capas una tetradrica silcea, que consta de grupos de Si04 ligados para constituir una red hexagonal de composicin S4010 repetida in

- 1 2 -

v ' iv, , ,

definidamente otra, es la unidad de almina o hidrxido de Al, que consta de dos lminas de oxgenos u-.oxidrilo apretados, entre los cuales se encuentran incrustado tomos de Al coordinados octadricamente en posicin tal que equidistan de los seis oxgenos u oxidrilos.

Los minerales arcillosos pertenecen a uno de los siguientes grupos!

l) Grupo del caoln-

2 ) Grupo de la montmorrilonita y

3) Grupo de la illita,

El caoln, cuya estructura est representada. en la Fig, 1 , posee un enrejado de dos capas con una lmina de gibbsita y una tetradrica de Si5 .este enrejado.no se agranda con el contenido variable de H20,

La montmorrilonita, as como la illita, se caracterizan por tener un enrejado.de tres capas, dos de tetraedros silceos, entre las que se intercala una gibbsita. Estas capas en la montmorrilonita est unidas flojamente en direccin del eje C y por ello pueden contener una cantidad variable de H20,Jj!n la illita, parte de los iones |i pueden ser sustitudos por el Al y como existe diferencia en las valencias, las capas pueden; alojar iones K" entre ellas, de tal manera que las liga unas con otras e impide el agrandamiento de la estructura. Su representacin esquemtica; se halla en la Fig. 2 ,

A P A 9l p 6 (OH) 4 Al

4 O 4- Z (OH)

4 Si

6 O Fig. 1 , - Estructura del caoln.

Tm n i JJLL

f>apa de tetraedros capa de gibbsita

II I .

1 ,'!

.!.

ej

eje

- 13 - e C

: X 9.6-21.4 A.,^ Q

- 1 4 - Los hidrxidos de Al son raros y casi virtualmente desconocidos'co-

mo componentes de las rocas sedimentarias excepcin de' algunos suelos como las lateritas.

Precipitados Qumicoss

Carbonats- Son los materiales ms comunes precipitados directamente o con intervencin de organismos. La calcita y la dolomita son los ms abundantes % menos frecuentes son la aragonita, la ankerita y la siderita.

La calcita se distingue de la dolomita por la reaccin con el HCl diluido (esta ltima reacciona lentamente)' Su hbito es escalenodrico pero raras veces muestra contornos propios. Se presenta como agregado cristalino o microcristalino, constituyendo la masa de las calizas y una parte apreciadle de las arenas y lutitas calcreas, como componente de muchos fsiles, cuerpos concrecinales menores y a veces, como material detrtico (fragmentos de conchas, olitas).

La aragonita, modificacin rmbica de la calcita, es generalmente la forma inorgnica del CaG05 precipitado qumicamente; Machas olitas parecen haber sido primariamente de aragonita es componente principal de las conchillas de pelecpodos y gastrpodos y de algunos corales. Con el tiempo acata por transformarse en calcita.

La dolomita est asociada a la calcita en algunas calizas y es difcil su distincin. Casi nunca es de origen

primario, sino ms bien de reemplazamiento,

La ankerita es sumamente rara y se presenta tan solo en algunas grauvacas en forma de manchones pequeos aislados.

La siderita no es frecuente, pero a veces se la halla en ciertas masas nodulares arcillosas y otras, formando estratos raros como son las rocas de mineral de Pe sidertico.

Slice.- La' slice puede precipitar como cuarzo, calcedonia o como palo. Como cuarzo se encuentra como excrecencias secundarias en el cuarzo detrtico o como cristales de doble terminacin microscpica. Se presenta en ciertas ftanitas, pero parece ser derivado de calcedonia Esta ltima es el componente predominante de la mayora de las ftanitas. Abunda con cantidades variables de- slice submicroscpica o H20. Se transforma con el tiempo en cuarzo.

El palo Si02,nH20 se encuentra en muchas ftanitas, llegando a veces a ser predominante.

Silicatos.- Pocos silicatos son precipitados sedimentarios; entre ellos se puede citar a los feldespatos autgenos y las cloritas. Ms abundantes, aunque tambin

raros, son la glauconita la chamosita, la greenalita, la minesotata y el estilpnomelano.

La glauconita KMg(Fe,Al)(5i05)6,3H20 es granular y de color verde aparece en areniscas y calizas. La chamoisita 2Si02.A1205.5PeO.nH20 es un componente importante de las arcillas ferruginosas se mezcla con calcita, arcilla y cuarzo en las lutitas y areniscas asociadas. Los otros silicatos son mucho ms raros, Posfatos.- El nico fosfato comn en los sedimentos es la colofana 3Ca5 (P04)2.nCa(C05.PeO).(H20)x, que es un mineral amorfo y de color amarillo claro a pardo. Se presenta en forma de granos o bolitas dispersos en las calizas fosfticas, o como componente principal de los estratos osarios y fosforitas estratificadas.

- 15 - Sulfuros- La marcasita y la pirita son muy comunes, especialmente en los sedimentos ricos en sustancias orgnicas. Se presentan como ndulos, cristales o esferulitas dispersos o como granos microcriptalinos diseminados.

Sulfatos,- Tres son los ms comuness el yeso, la anhidrita y la baritina. Los dos primeros pueden formar depsitos qumicos de potencia considerable. La baritina se presenta en forma, de ndulos o como cemento autgeno en algunas areniscas. :,

4 Haluros- De los existentes, slo la haliita es comn, pero por su solubilidad, no se presenta en afloramientos de, las regiones humedas

SISTEMTICA DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

CLASIFICACIN Y NOMENCLATURA

4.-. Objetivos y principios.- La clasificacin; y nomenclatura de las rocas sedimentarias constituye un problema que ha exigido gran atencin y cuya solucin no es todava satisfactoria.

Toda clasificacin lleva implcito el problema de la nomenclatura y como tal se trata de definir categoras filosficas que deben cumplir ciertos requisitos. As

l) una categora o denominacin debe contar con el consenso general de los que han de emplearla

2 ) debe tratar de representar esquemticamente nuestro conocimiento acerca de un tema;

3) debe tratar de fijar lmites en lo posible genticos, entre los distintos grupos

4) debe utilizar caracteres significativos; etc.

Considerando todas estas condiciones a cumplirse, es natural que surjan discusiones y criterios distintos, ya que el estado actual de nuestro conocimiento no nos permite generalizar, por un lado, o involucrar por el otro, todos los parmetros en una clasificacin.

4.1.- Historia.- La clasificacin de las rocas sedimentarias tiene un marcado carcter tradicional, ya que an a pesar de los esfuerzos no se ha logrado redefinir trminos, fijar lmites cuantitativos o eliminarlos deficientes o anticuados y que sean aceptables para todos.

No es posible dar una resea completa de estos intentos, por lo que mencionaremos nicamente los que

consideremos de importancia.

Casi todas las clasificaciones son en parte genticas y como tales, coinciden en su mayora en dividir los- sedimentos en clsticos y no clsticos, reconociendo incluso los componentes clsticos y qumicos cuando estn ambos presentes en una roca, puesto que denotan un proceso particular de deposicin.

Uno de los intentos ms importantes en la clasificacin global de las rocas sedimentarias fue hecho por Grabau (1.904 - 1,915) Este investigador dividi las rocas en dos grupos fundamentales

l) Endgenas

- 1 6 - 2) Exgenas. Las primeras deben su origen a fuerzas internas de la materia ("afinidad qumica"), mientras que

las segundas deben su origen a fuerzas fundamentalmente externas. Ej l) Rocas qumicas o bioqumicas y 2) Rocas clsticas.

Fuera de esto Grabau intent introducir el agente formativo, reconociendo por y para las rocas clsticas;

l) depsitos Piroclsticos

2) cataclsticos (autoclsticos) y

3) epiclsticos dividiendo los ltimos en

a) atmoclsticos,

b) anemoclsticos,

c) hidroclsticos y

d) bioclsticos.

Grabau, adems y al igual que otros autores, utiliza la estructura (tamao de grano) y la composicin en su clasificacin; introduce, sin embarga, modificaciones en los trminos comunes. As, en lugar de grava, arena o arcilla utiliza rudita, arenita y lutita. La composicin se expresa con el prefijo apropiado, siendo los comunes silicia), calci a) y argil. En tal caso, una arenisca muy cuarzosa sera una silicarenita. Para completar el trmino se aade el agente de fragmentacin, por Ejemplo: calcarenita hidroclstica.

- 17 -

Sedimentos exgenos

Los grupos no clsticos se subdividen de la misma manera en grupos que distinguen el agente de formacin. Las rocas pueden ser as pirgenas (gneas), atmgenas (sublimados atmosfricos), hidrogenas (precipitacin acuosa) o bigenas (fitgenas o zogenas), , Los trminos que denotan tamao de grano y que no son clsticos, sino construccionales, son sferita, granulita y pulverita, que corresponden a rudita, arenita y lutita. Pueden tambin utilizarse los prefijos que denotan composicin, como en una oolita calcrea que tomara la denominacin de hidrocalcigranulita,

Sin embargo de que el sistema de Grabau es completo y lgico, no ha encontrado apoyo debido a denominaciones poco usuales de las rocas.

Otras clasificaciones ms antiguas son inaplicables debido a la unilateralidad de la propiedad tomada como base en la clasificacin.

De todas maneras, cualquier intento de imponer un solo esquema de clasificacin a todos los sedimentos encuentra dificultades debido a la naturaleza polignica de las rocas sedimentarias. As, el concepto de madurez tiene ms importancia fundamental para la clasificacin de las rocas clsticas, pero no tiene sentido si se aplica a materiales piroclsticos o a los sedimentos qumicos.

Por esta razn, es que en nuestro estudio optaremos por utilizar clasificaciones parciales, apropiadas nicamente para ciertos grupos de sedimentos, utilizando en cada caso, propiedades observables y relacionadas con los conceptos fundamentales del origen.

Para los sedimentos de tipo residual, trataremos de utilizar parametros tales como madurez, procedencia y fluidez del medio depositante, lo que a su vez est relacionado de alguna manera con el relieve de la zona generadora y estabilidad tectnica.

Es evidente que en sedimento de tipo qumico no nos puede dar ninguna luz sobre los anteriores parmetros, pero s sobre el carcter de la cuenca de deposicin, por lo que los parmetros en este caso sern acidez o alcalinidad del medio, potencial de oxidacin, reduccin y otras propiedades qumicas.

Sedimentos endgenos

Sedimentos epiclsticos

"residuos lavados"' Pino

Grueso Hidrolizados Inatacados Lutitas Conglomer. Areniscas

Residuos orgnicos carbn etc,

Sedimentos Precipitados No evaporticos Evaporitas Calizas a partir de Dolomas salmueras Fosforitas Halita Sed. Ferrferos Yeso Ftanitas Anhidrita

etc.

S. Hbridos Lutitas calcreas Lutitas carbonosas Lutitas tobceas etc

Cataclsticos ,. Till - Tillitaf r-

Piroclati'cos ]/ Tobas, etc.

- 18 - El caso de los sedimentos arcillosos ocupa una posicin intermedia, ya que son en parte residuos y en parte

reaccionan con otras sustancias debido al medio, por lo que en su clasificacin deberan existir parmetros mixtos. An se espera una clasificacin adecuada a estas exigencikas

En general, podramos dividir los sedimentos segn la tabla dada, pero muchos grupos sern vistos en la

sistemtica segn la tradicin, haciendo hincapi, sin embargo, en lo anotado anteriormente.

P S E P I T A S

5.- GRAVAS. CONGLOMERADOS Y BRECHAS

5.1.- Definiciones.- La grava es una acumulacin no consolidada de fragmentos redondeados mayores en tamao que los de arena. El lmite inferior de tamao es variable segn los autores, pero por lo general se considera como 2 mm (Went Ytorth), Otro lmite corriente es el dado por Cayaux 5 mm Tomaremos nosotros el primer lmite.

En lo que respecta a la cantidad de fragmentos de este tamao, que se necesitan para formar una grava, es variable y en general no existe un acuerdo tcito. Sin embargo, el gelogo de campo tiene propensin a designar como grava a todas aquellas acumulaciones que tienen este tipo de fragmentos, incluso cuando estn en proporciones menores al 50%. Para evitarnos problemas, optaremos por el uso de adjetivos que propone Willman en la forma siguientes grava contiene de 50 a 100% de guijarros, grava arenosa de 25 a 50% de guijarros y el resto arena arenisca guijarrosas dnde los guijarros constituyen un porcentaje menor al 25%.

Para obtener una idea de esta nomenclatura, damos en una tabla las denominaciones utilizadas al hablar de los propios fragmentos.

Tamao Denominacin 256 mm Bloque 256-64 mm Guijn 64 -4 mm Canto rodado, guija,

guijarro 4 - 2 mm Granulo 2-1/16 mm Arena 1/16-1/256 mm Limo 1/256 mm Arcilla

5.2.- Forma de los cuerpos de grava.- Los cuerpos de grava y los conglomerdicos son por lo general de dimensiones pequeas, representando por lo tanto acumulaciones locales.

El caso ms general es de encontrarlos como cuerpos filiformes fasciados que generalmente corresponden a rellenos de cauces. Tienen por consiguiente un espesor y ancho restringido, pero son de una longitud considerable. Aunque rectos, pueden serpentear y ramificarse.

- 19 - Son tambin comunes los depsitos en cua acumulados como batientes o abanicos adyacentes a una escarpa o a un frente glaciarcito. Se caracterizan por una potencia, casi constante en direccin paralela al rumbo de la acumulacin, aunque adelgazan rpidamente en sentido perpendicular a esta direccin.

Los conglomerados en forma de mantos, aunque comunes, son menos tpicos Primitivamente eran gravas depositadas en una playa en avance o transgresiva, por lo que son delgados y espordicos, aumentando su potencia slo,en lugares bajos, mientras que en otros ni siquiera se han formado,

Problemticos son algunos cuerpos de gravas, brechas, seudotills o fangolitas con guijarros acumulados por corrientes de turbidez subcuea Se conoce todava poco de ellos, su forma y extensin son desconocidos, aunque algunos aparecen como mantos de espesor uniforme y distribucin horizontal amplia,

Aclaremos que el trmino conglomerado se aplica a gravas consolidadas y de material subangulosos a redondeado. Aquellas acumulaciones idnticas en tamao, pero de fragmentos angulosos, se denominan cascajo, si son sueltas, y brecha, si son consolidadas. Para su diferenciacin pueden servir los trminos de guijarro, guijn o bloque

5.3.- Texturas y estructuras.- Una grava consta de un esqueleto y de vacos El esqueleto est compuesto por materiales del tamao de grava y los

vacos entre stos estn ocupados por lo general por detritus, arena, limo o cementos precipitados. Este material que se denomina matriz rellena por lo general todos los espacios vacos y cuando los granos del esqueleto se tocan mutuamente, la matriz puede llegar a formar un 30% del volumen de la roca. Puede ocurrir, sin embargo, que en algunos casos la matriz exceda, en gran proporcin, al esqueleto, razn por la que sus granos se encontrarn como nadando en la matriz. Slo raras veces las gravas forman cuerpos sin matriz en este caso, utilizamos el trmino gravas para definirlos.

Las gravas de las playas modernas, muchas de las cuales son caladas, tienen un carcter animodal, mientras que las gravas de ros son bimodales Aclaremos que en el lenguaje estadstico moderno, se denomina distribucin polimodal cuando por el recuento de algunos parmetros existen mximos secundarios. En el caso de las gravas, nos referiremos a los anlisis granulomtricos, pudiendo observar que en las gravas aluviales se presenta una moda principal en el grado de las gravas y una secundaria en el grado de las arenas. La diferencia comn en l tamao de grano de la moda principal es de unas 16 a 32 veces mayor que el de la moda secundaria.

En el estudio de las gravas y conglomerados, deberemos prestar, atencin a la forma, redondez y estructuras superficiales de los fragmentos, ya que pueden darrnos indicios acerca del agente responsable de transporte. As, las estriaciones indicarn acarreo glacirico, los granos despulidos transporte elico, etc.

En lo que respecta a las texturas, podemos decir que los conglomerados pueden presentar desde una estratificacin visible hasta inexistente. Si la estratificacin entrecruzada se presenta, es de escala grande.

Los fragmentos de grava, tienden a acumularse segn una orientacin preferencial donde los ejes mayores de los guijarros transportados; por agua tienen una orientacin segn el flujo o perpendicular a ste. En el caso de transporte glacirico, aunque menos claramente, propenden a la orientacin de los ejes mayores en direccin del flujo. Una otra caracterstica de inters es saber que los guijarros, cuando son depositados por corrientes fluviales, muestran una

- 20 - inclinacin contra la horizontal de 15 a 30o mientras que en las acumulaciones marinas es de 2 a 12. Esto naturalmente, se ve influenciado por la forma de los fragmentos.

5.4.- Procedencia.- A diferencia de otros sedimentos, de grano ms fino, el origen de las gravas puede determinarse a simple vista, ya que los fragmentos grandes son fciles de reconocer, adems, las clases presentes y su proporcin relativa indican tanto las rocas de origen como la distancia del transporte.

Hay que hacer notar sin embargo, que los tipos de rocas existentes en una grava dependen no solamente del carcter de las rocas del sector de origen, sino del medio geomrfico y climtico de ese sector. As, una erosin rpida (relieve alto) puede hacer llegar a la cuenca incluso rocas meta estables. Esto est apoyado por las observaciones, puesto que en perfiles con arcosas los conglomerados aparecen con mayor abundancia relativa.

Tambin es necesario observar que la proporcin relativa de las rocas incluidas en las gravas o conglomerados no expresa directamente la proporcin existente en el sector generador, debido a la diferente capacidad de las rocas, tanto para formar bloques como en su resistencia a la abrasin.

Es conveniente, al estudiar una roca, de este tipo, representarse en un diagrama triangular esta abundancia relativa segn las variables: E

... E = rocas gneas extrusivas

P = rocas gneas y metagneas plutnicas

S M = sedimentarias y metamrf icas Fig. 3.- Representacin grfica de la comp. de un sedimento

P S ms M

Este diagrama permite efectuar conclusiones acerca del origen Superficial o plutnico del material de procedencia y, como tal, de la elevacin del sector de origen y del grado de erosin, ambas funciones dependientes del tectonismo,

Un origen, especial tienen los denominados conglomerados intraforma cionales, cuyos fragmentos derivan ms de la parte interna que de la externa de la cuenca y donde la fragmentacin es contempornea a la. acumulacin. Tambin presentan orgenes especiales las rocas piroclsti cas gruesas.

Madurez.- El carcter de los residuos en las gravas depende naturalmente del clima y del relieve de la regin generadora. Si el relieve es moderado se producen gravas de fragmentos pequeos y maduros, es decir, que sus componentes son residuos qumicos inertes. Constan entonces de cuarzo de veta, ftanitas y cuarcitas. Relieves acentuados y erosin rpida producen gravas gruesas e inmaduras.

5.6.- Clasificacin.- Se han utilizado diversos criterios para su clasificacin. As

- 21 - l) pueden serlo de carcter descriptivo en base a su estructura y reconoceremos entonces conglomerado de bloques, de guijones, etc.

2) Por la composicin del cemento conglomerado ferroginoso, calcreo, silceo, etc.

3) Por el agente de transporte: fluvial, glaciario, marino, etc,

4) en base al agente de fragmentacin conglomerados epiclsticos, cataclsticos y piroclsticos.

Sin embargo, debido a la constante asociacin de estas rocas con arenas, es conveniente utilizar clasificaciones similares para ambas, o que por lo menos estn ligadas genticamente,

Esto se obtiene cuando utilizamos propiedades observables de significado gentico y similares al caso de las arenas. Estas propiedades seran las vistas anteriormente, o sea, textura, madurez y roca generadora (procedencia).

Por lo anteriormente expuesto, es conveniente distinguir entonces entre gravas "caladas" y gravas" densas" y entre gravas con esqueleto quebrantado y esqueleto intacto. Las primeras corresponden a distribuciones uni y bimodales y las segundas, de manera general, a la posicin de las modas dominantes y subordinadas. Las gravas acumuladas por corrientes comunes de agua tienen esqueleto intacto; stas forman los ortoconglomerados. Las acumuladas por corrientes de turbidez subcuea y por hielo glaciario, tienen el esqueleto fragmentado, caracterizndose por una notable preponderancia de la matriz sobre los granos; stos son los paraconglomerados o fangolitas conglomerdicas.

Es tambin conveniente observar la relacin de tamao de las dos modas en las distribuciones bimodales. Los ortoconglomerados tienen una moda principal, en el orden de la grava y una Menor en el de la arena En las fangolitas conglomeradicas la moda principal est en el grupo del limo o de la arcilla y la otra en las gravas. Esta disparidad extrema en tamaos denota una historia desacostumbrada e indica una acumulacin desde medios de mayor densidad o viscosidad, o infiltracin post deposicional de granos finos en una grava calada.

E n lo que se refiere a la composicin, podemos observar que algunos conglomerados constan de un solo tipo de roca estable (monomctico) siendo entonces extraordinariamente maduros, mientras que otros tienen rocas inestables (granito, caliza, basalto, etc.). Estas gravas son inmaduras, (pe tromctico)

Finalmente, es necesario distinguir entre un origen intra o extra-cuencal de los detritos, pudiendo entonces ser intra o extraformacionales. Para los extraformacionales es conveniente distinguir la relacin entre los materiales de la parte superior de la corteza con los plutnicos.

Bajo estas condiciones, damos el resumen

G r u p o C o n g l o m e r a d o s Epiclstico Extraformacional, Ortoconglomerados. 1.C ortocuarcticos (oligomcticos)

2.C petromcticos (polimcticos) Paraconglomerados.

(Fangli tas conglomrdicas) 3 Tilloide (gerolltom) 4. Tillita

Epiclstico, 5. Conglomerados intraformacionales

- 22 - Intraformacional.

Piroclstico 6 Conglomerados y brechas volcnicas

5.7.-Ortoconglomerados.- Son los que tienen esqueleto intacto. Proceden de las gravas como de las rocas gruesas y se caracterizan por algn cemento mineral. Fueron depositados por aguas altamente turbulentas de ros o de rompientes. Presentan por lo tanto mucha estratificacin entrecruzada y estn asociadas con arenas de grano grueso de estratificacin tambin cruzada. Se dividen en conglomerados ortocuarcticos y petromcticos.

5.8.- Conglomerados ortocuarcticos.- Tienen composicin sencilla cuarzo, cuarcita, ftanita o mezcla de estos materiales. Pueden haber varios tipos de una misma roca y especialmente, habr que tener cuidado con las ftanitas fosilferas que pueden ser el mejor indicio de procedencia.

Estos conglomerados no son en general, de grano grueso, ya que la mayora de los granos tienen un dimetro de alrededor de 2,5 cm. Tampoco constituyen depsitos grandes ya que se presentan como guijarros espordicos o carnadas y lentes de guijarros interestratificados con arenas orto y protocuarcticas con estratificacin cruzada pronunciada. Las carnadas se presentan varios niveles dentro de la formacin. Los llamados conglomerados bsales constituyen depsitos decubierta de espesor variable, comnmente delgados o inexistentes

5-9.- Conglomerados petromcticos.- Son formaciones potentes en forma de cua y pueden ser bsales o intercaladas en varios horizontes. Tienen composicin variada, pero se caracterizan por tener componentes de rocas metaestables de varios tipos. Existe por lo general mezcla de P, E y S J- M, pero en muchos casos predomina alguno de estos tipos. .

La presencia de guijarros granticos en un conglomerado indica erosin rpida y un levantamiento mayor. Estos conglomerados represen- tan sedimentos inmaduros y se encuentran asociados con arenas portado ras de feldespato

Un carcter excepcional tienen los conglomerados de caliza que para su

formacin debieron requerir condiciones de erosin excepcionales, tales como levantamiento agudo y relieve local alto. Estas condiciones pudieran lograrse a lo largo de una escarpa de falla o bien por acarreo glaciario

En regiones de vulcanismo activo, se forman gravas de un carcter especial; estas gravas constan de fragmentos volcnicos, especialmente felsticos, tienen un grano grueso, carcter polimodal, deficiencia de material en la clase granulo, carcter unimodal. de las arenas intercaladas y correlacin entre tamao del material y espesor de los bancos.

- 23 - Estas gravas, a diferencia de las que contienen granito, no indican ningn levantamiento grande o intervalo de erosin Pueden alcanzar grandes espesores (1.500 m) y son ms o menos contemporneas de las lavas.

5.10.- Paraconglomerados.- (Pangolitas conglomerdicas),- Estas rocas se caracterizan por contener mayor cantidad de matriz que de clastos, de manera que en algunos casos extremos representan fangolitas con escasa diseminacin de guijones.

Hasta ahora no se ha propuesto nombres aceptables para este grupo y por ello los denominaremos paraconglomerados; el propio trmino indica ya algo desusual en la acumulacin de estas rocas. Existen dos tipos bsicos de estas rocas: uno con matriz estratificada y otro no estratificada

5-11.- Fangolitas guijosas laminadas: Aunque escasas, son de carcter tpico Constan de argillitas o pizarras laminadas delicadamente y con fenoclastos diseminados de tanto en tanto; los fenoclastos son desde tamao de arena hasta bloque. Las laminaciones suelen estar deformadas cerca de los clastos ms grandes y se curvan hacia abajo, los traslapan o se encorvan arriba.

Fig. 4

Evidentemente se forman por la cada de bloques grandes en aguas serenas en que se estaban acumulando limos o fangos. Esto es normalmente consecuencia de un apilamiento por hielo, transporte de bloques entre races de rboles o explosiones volcnicas.

El caso ms general es el origen glaciario y por eso se asocian con tillitas y poseen textura barbada.

5.12 Tilloide (GerSlltom).- Las fangolitas conglomerticas con matrices no laminadas son en gran parte glaciarias (Till y Tillita) y en parte no glaciarias (Tilloide).

Los tilloides pueden tener cualquier relacin entre los clastos y la matriz, carecen de textura interna o presentan gradacin en escala muy grade y orientacin de los ejes mayores de los guijarros. Lo comn es que no hay ni estratificacin entrecruzada ni otras muestras de accin de corriente, normal. Se asocian con grauvacas y grits gradados, con limolitas de grano fino y lutitas que en las secuencias ms recientes pueden contener fauna marina de agua profunda. Tienen por lo general espesor

- 24 - uniforme, aunque a diferencia del till, puede ser muy delgado (30 a 60 cm).y repetirse muchas veces en un perfil.

Los tilloides son explicados de maneras diversas e incluso puede que sean polgenos. Por lo general se los explica por inundaciones ca- tastrficas en regiones ridas, deposicin proveniente de hielo glacia rio, apilamiento y acumulacin producida por tmpanos de hielo, desli- zamientos de tierra y corrientes de barro, solifluxin y corrientes subcueas de barro o corrientes de turbidez.

Sin embargo de estos mltiples orgenes y debido a la intercalacin con argillitas finamente laminadas y grauvacas de estratificacin gradada con estructuras producidas por deformacin de sedimentos blandos el color oscuro de los materiales frescos, asociacin estrecha con fsiles marinos y frecuentes formas de aguas profundas, se cree que la mayora de este tipo de fangolitas conglomerticas deben su origen a torrentes subcueas de barro o arena.

5.13.- Till y Tillita.- El trmino till se aplica slo a materiales no estratificados ni seleccionados, depositados por hielo. Es equivalente al trmino descriptivo y muchas veces Utilizado de "boulder clay". Los tills litificados se denominan tillitas.

El till es un sedimento frecuente en la actualidad, especialmente en nuestro pas, pero es muy raro en el pasado.

5.14.- Estructuras y texturas.- Su caracterstica es la preponderancia de la matriz sobre los guijones o bloques, donde la arcilla y el limo constituyen desde 1/2 hasta 2/3 del depsito.

La seleccin es notablemente pobre 5 tienen unos doce grados o ms y cada grado no tiene un gran porcentaje de muestra (alrededor de un 20 en peso de la muestra). Aunque sin modas caractersticas, la mayora, tiene una dbil tendencia unimodal.

Los guijones de las lavas glaciarias tienden a presentar una forma caracterstica que perpendicularmente al eje menor s la ve pentagonal el sector ms grande y plano se presenta hacia abajo,

Fig. 5 Perfiles de guijones glaciarios

- 25 - pudiendo estar estriado, aunque no es lo ms comn (Fig.5) Si se presenta es por lo general paralela al eje mayor. La textura es dbil, pero existe cierta tendencia de los fragmentos a ubicarse con el eje mayor en direccin del transporte.

5.15.- Composicin.- Es altamente variable, pero estn caracterizados por un surtido de "bloques y piedras no meteorizados en una paste de materiales tambin no meteorizados ("harina de roca"). Consta por lo general de rocas del estrato subyacente, pero tambin puede encontrarse material algeno.

5.16.- Asociacin.- Las glaciaciones son por lo general mltiples y por ello es probable que estn asociados con "depsitos similares. Algunos tills descansan sobre un pavimento estriado, valiendo esto especialmente para el primer till de una secuencia los ms jvenes pueden estar interestratificados con bancos glacilaeustres o glacifluviales. Compaera casi constante del till es una arcilla barbada o su equivalente litificado (pellodita). Estos materiales se caracterizan por laminaciones excepcionalmente parejas que representan la acumulacin estacional de arcilla y pizarra en lagos de agua dulce y mansa.Los bancos glaciluviales o depsitos de los conos de transicin son arenas y gravas ms o menos normales depositados por los ros y no difieren en mucho de aqullos.

- 26 - 5.17.- Origen y significado.- El significado geolgico es evidente por mismo, ya que se debe a glaciacin local o re- gional. Sin embargo de ello, no se ha logrado comprender exactamente el mecanismo de su formacin.

6.- CONGLOMERADOS Y BRECHAS INTRAFORMACIONALES. Son depsitos rudceosformados por fragmentacin penecontempornea y redeposiciones del estrato en cuestin. Tal fragmentacin y redeposicin slo representa un intervalo menor en la acumulacin de la formacin y en algunos casos puede ser totalmente subcueo. El detrito, siempre de origen muy local, ha sufrido poco transporte y est muy poco desgastado. la fragmentacin pudiera ser de ndole diversa, por lo general rece consecuencia de una disminucin de la profundidad, retiro transitorio de las aguas, desecacin y agrietamiento del fango, subsiguiente inundacin, perturbacin de los fragmentos que son levemente desplazados y redepositados. Slo en pocos casos la fragmentacin s debe a escurrimiento subcueo y desmoronamiento.

Existen dos tipos comunes

l) De pizarra o guijoso luttico (o brecha), en el que fragmentos delgados o tabulares de lutita o pizarra estn, incluidos en una matriz arenosa; estos se presentan generalmente en formaciones integradas por bancos de lutitas alternantes con arenas.

Si stos se presentan con secuencias de bancos rojos denotan una fragmentacin por desecacin y si estn con grauvacas se debe a frag-mentacin subcuea.

- 27 - 2>) El seguido tipo jee -oosain. en -alisas y dolomas, espe- cialmente en aquellas que son oolticas y atenasa.^ Loa- fragmentos de tales conglomerados o "brechas son generalmente pequeos, aplanados, de caliza (o doloma) incluidos en una matriz de caliza lanosa (o dj2. loma), :

Como en el aterior caso, pueden deberse tanto a desecacin como a fagmentacin subouea y transporte por corrientes de turbidez. Los primeros son de carcter local y estn asociados con grietas de desecacin y otros caracteres de las lneas de playa; los segundos de diseminacin muy amplia, no relacionados con lneas de playa, tendran matriz de fango y estaran asooiados con bancos gradados.

Un otro tipo de conglomerado intraformacional es el que tiene fragmentos ms grandes y es de menor extensin. Estos conglomerados. se encuentran cerca de los arrecifes calcreos y para diferenciarlos de los anteriores, observaremos su estratificacin inicial abrupta y su asociacin Con estructuras de arrecife. En general, e puede decir que los conglomerados intraformacio*. " nales, aunque comunes, no son indicativos de una gran interrupcin en la sedimentacin, 6.1.- CONGLOMERADOS Y BRECHAS PIROCLASTICOS- Los depsitos piroclsticos de grano grueso constituyen un grupo aparte de los sedimentos normales,aunque pueden estar in-terestratificados con ellos.

Se denomina aglomerado al material piroclstico que tiene sus fragmentos de dimetro

mayores a 32 mm. Para otros autores, esta denominacin est restringida a los depsitos formados nicamente por bombas volcnicas,

El trmino breoha volcnica se utiliza para depsitos piroclsti-cos consolidados previamente, es decir, fragmentos de lava u otras rocas de las que consista el cuello volcnioo. Los piroclastos de grano grueso estn por lo general muy poco estratificados o carecen completamente de ela, tal como sucede con las. erupoiones denominadas "nubes ardientes" que se meteorizan con facili dad y por ello se presentan ... herrumbradas en sus afloramientos. - Se identifican por la matriz silcea rica en vidrio.

6.2.- BRECHAS Y CONGLOMERADOS CATACLASTICOS.- Estos se forman por movimientos de grandes masas una sobre otra. El movimiento que se produce d lugar a brechas de falla y jabonoillo a lo .largo de la superficie del movimiento.

Se pueden reconooer:. las brechas de falla, las breohas de pliegues y los

conglomerados de trituracin.

- 28 - Las brechas de falla se reconocen por sus relaciones entrecruzadas y por la presencia

de jaboncillo.

Las brechas de pliegues (reingbungsbreccias) son ms comunes y son el resultado de un plegmiento agudo en bancos friables derpooo

espesor entre los que existen estratos plsticos incompetentes.

Los conglomerados de trituracin son producidos por la deformacin de rocas friables estrechamente diaolasadas. Parecen conglomerados no_r males debido a la rotacin de los bloques diaclasados y -la granulacin y trituracin. Se los reconoce por la forma de rombo de los conloiaera-dos, la semejanza en la composicin de los fragmentos y de la matriz.

7 . - P S A M I T A S

7.1.- Estructuras,- Una arenisca consta de un esqueleto y de vacos que pue den estar rellenos total o parcialmente, con algn material.

El esqueleto est formado por granos de un tamao desde 2 - l/l6 mm estando por lo general empaquetados formando una estructura mecnicamente estable en el campo gravitacional. En casos normales, los granos se hallan en contacto mutuo con un promedio de 0,85 contactos por grano; este valor puede aumentarse por condensacin y llega hasta 5.0 y an ms, Por el contrario, en algunos casos el esqueleto est quebrantado, es decir, que los granos ni siquiera se tocan.

La distribucin de los tamaos de grano se estudia efectuando la granulometra y la frecuencia y uniformidad en el tamao de grano, guarda estrecha relacin con el rgimen hidrulico que rigi la acumulacin de la arena.

Las arenas bien seleccionadas tienen tres clases de tamao de .Udden o menos; las de cuatro hasta seis tamaos, muestran una- selec-. cin mediana y las de seis tamaos o ms, una seleccin pobre.

Los vacos constituyen en una arena normal el 30-33^ 'del volumen de la roca y pueden estar rellenos con una matriz detrtica o bien un cemento mineral precipitado. Cuando el relleno est formado por un detrito, la distincin entre esqueleto y matriz es arbitraria, especialmente cuando existe gradacin

- 29 - La relacin entre granos/matriz es muy importante. Si la matriz cons tituye del 30 - 35% del volumen, el esqueleto es intacto; si la matriz excede este valor, el esqueleto estar quebrantado y la roca pasa a ser una fangolita "gritty". El lmite entre una arenisca y fangolita de este tipo se ha fijado en 75% de matriz y 25% de arena.

Los cementos minerales son comunes y tanto sus clases y relaciones con los granos deben ser notadas. As podemos teners cementos bsales, de contacto,- de relleno, de regeneracin, groseramente cristalinos o en drusas. (Fig,7 )

regeneracin d) ^cristalino"

Fig. 7 Otro factor^que debemos prestar atencin es el grado de redondez de los

granos, que ser tanto ms alto cuanto ms madura sea la arenisca.

7.2.- Texturas,- Las areniscas varan desde bien estratificadas a macizas. Si tienen poco espesor y se interestratifican con'lutitas" son la-josas. En general las areniscas de grano grueso son las ms potentes.

La textura interna es muy significativa, por lo comn las arenis-' cas muestran estratificacin cruzada y su escala es funcin del tamao de grano y del espesor de la unidad de sedimentacin,

Las areniscas muestran a veces gradacin y slo muy rara vez estra-tificacin cruzada adicioml. Arabas texturas son ms o menos excluyen-tes, ya que las unas (de estratificacin entrecruzada) y las otras~ (gradadas) indican una acumulacin por debajo del tren de olas y es caracterstica de aguas profundas.

Las areniscas suelen tener cuerpos concrecinales, especialmente las calcreas y ferruginosas, donde las primeras son ms que todo post-deposicionales,

Muchas areniscas presentan estilolitas, que son rasgos debidos a disolucin intraestatal, - que aparecen como una especie de suturas y perpendiculares a la estratificacin.

7.3.- Clasificacin,- Se la efecta en bases

l) a la procedencia

- 30 - 2 ) a la madurez,

3) a la densidad y viscosidad del medio responsable de transporte. Procedencia Las arenas pueden derivar de rocas

plutnioas, principalmente granito o de rocas de la parte superficial de la corteza, tales como sedimentos preexistentes, rocas metamrficas de ba jo grado o rocas gneas extrusivas.

Debido a la diferencia en el tamao de grano de ambos tipos de rooa las contribuciones plutnioas son-especialmente granos de minerales (cuarzo, feldespato), mientras que las rocas de encima de 3a cortesa, suministran partculas o rocas.

Consiguientemente la relacin es

feldespato --------- = ndice de procedencia Part, de rocas

ladurezj El cuarzo es el nico mineral abundante

y resistente de las ro cas plutnicas, por lo que su contenido es un factor de madurez. Pero el cuarzo se halla relacionad generalmente con feldespato5 por tanto, la relacin cuarzo/feldespato sera un "ndice de madurez -pa ra las arenas derivadas de rocas plutnicas.

Este ndice empero, no es apropiado para arenas cuyo origen se debe a rocas pobres en feldespato, ya que falsamente supondramos una alta madurez debido a su ausencia. Para estas rocas, el ndice, de madurez, estara expresado por la relacin ftanita/frag. de rocas,

Sin embargo, debemos pensar en que el origen de las areniscas es por lo general mixto; por ello, habr que combinar ambos ndices para ex- presar correctamente el ndice de madurez de las areniscas

cuarzo ftanita / feldespato ms frag. de rocas

La madurez mineralgica es raramente alcanzada sin una madurez tex-tura!, por lo que ser necesario relacionarla con el grado de seleccin y redondeamiento.

Factor de Fluidez: La eficiencia del proceso de seleccin depende principalmente de la densidad y viscosidad del medio de transporte. Si la diferencia entre densidad entr el slido transporta do y el

fluido transportador es grande, la- separacin es rpida y completa; por el contrario, la separacin ser pobre.

Los medios de alta viscosidad se reconocen por la relacin muy alta de sedimento, fluido, por lo que habr una gran cantidad de matriz arcillosa.

Estos medios se caracterizan por transportar bloques grandes, no producir seleccin, deslizarse por debajo de fluidos de densidad normal y fluir sobre pendientes de inclinacin nula.

La presencia de una matriz arcillosa ser por tanto un ndice de la capacidad de seleccin del medio. En base a sto, se divide en;

l) Areniscas con cemento mineral o arena normal acumulada por fludos de baja densidad.

2') Areniscas con gran cantidad de matriz arcillosa y que son trasladadas por medios viscosos.

Hay que hacer notar sin embargo," que no todas las areniscas con matriz arcillosa, son productos de estos medios, ya que en algunos casos la matriz de este tipo es introducida despus de la deposicin.

Clasificacin Segn lo anotado, tendremos el cuadro de la pgina si-guiente. En el mismo, se consideran los tres parmetros fundamentales, a saber arriba se diferencia fundamentalmente la fluidez del medio, a la izquierda la procedencia y abajo la madurez.

Se obtienen entonces fundamentalmente cuatro grupos de areniscas?

l) grauvacas 2') areniscas lticas 3) areniscas arcsicas 4.) orto cuarcitas

o^a> 0 o -P o

Matriz detrtica prom.( 1 % a predomin..Falta el cernen to qumico. 1 .Matriz detrtica ausente o

escasa ( lj/o). Los vacos estn huecos o relie nos con cemento qumipo.

a3 Areniscas

arcsicas

s H P VH

-P H (1)

O ti O

I

ra

-t H 0)

o o u

ra a>

t H U o

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ra cd o o3

Grauvaca Feldesptica

Grauvaca Ltioa

Arcosa S

ubarcosa o

Arenisoa Feldesp

t Areniscas lticas

Protocuai cita

P ra cfl

o fe M 03

H P

? -P

o?

a> a

Subgrau vaca

0)|

-F O CM

3 ^ O

O -H 'H fl K!

Variable: generalmente 75/

7jf

75fo 95/' 95/

Fuera de estos grupos, existen dos grupos ms de areniscas que no estn involucrados en la tabla, debido a que los parmetros utilizados en la clasificacin no tienen ningn significado para ellas. Estos son

1) Arenas volcnicas o tobas que se las puede subdividir segn las relaciones

grano/matriz y feldespato/frag de roca

En este caso, no tendra ningn sentido gentico el utilizar por ejemplo la relacin cuarzo/feldespato y tal vez lo nico qu podra ex presar tal parmetro sera la acidez de la lava generadora.

Entre el material piroclstico tenemos un caso de tobas similares en texturas y estructuras a las grauvacas, por la similitud del medio transportador. Estas son las tobas depositadas por las nubes ardientes,

2) Arenas calcreas, que son de origen intraformacional.

7.4.- Abundancia relativa.- Si las calcarenitas y arenitas volcnicas se excluyen, existiran slo tres familias principales obtenidas luego de

reunir al mximo las rocas ms o menos similares de la tabla dada 5 stas son 1.- grauvacas y subgrauvacas 2.-arcosas y subarcosas 3.- orto y protocuarcitas

La opinin de los autores es variable; mencionaremos tnicamente los datos proporcionados por Krynine y Tallman.

para Krynine existiran para Tallman existiran en el

orden indicado ms arriba

- 34 - 45 - 32 23 % . 38 - 17 - .45 %

8 . - O R T O C U A R C I T A S

8.1.- Definicin,- Se caracterizan por su alto contenido de cuarzo. Hasta ahora no existe un nombre satisfactorio y han sido prop puestos trminos tales cornos arenisca de cuarzo puro, arenisca silcea y arenisca cuarzosa.

. La cuarcita es por lo general una roca compuesta de granos de cuarzo cementados adicionalmente por alguna forma de slice, de tal manera que la roca puede romperse a travs de los granos; sin embargo, en algunos casos suele estar cementada por CaC03, pudiendo perder poco a go co la mencionada propiedad a medida que el CaC03 predomina. Por ello, Krynine ha propuesto el trmino ortocuarcita para estas rocas; adicio-nalmente puede describrselas como calcreas o silceas segn el tipo de cemento.

Para que una roca se denomine cuarcita es necesario que el esqueleto conste del 90 al 959^ de alguna forma- de Si02, siendo posible la existencia de cualquier tipo de cemento.

8.2.- Composicin.- El principal detritus es el -cuarzo, ya gneo o metamrfi

co o procedente de areniscas. Por lo general los granos estn bien redondeados y seleccionados, pudiendo observarse a veces

superficies despulidas o bien facetas de cristales por regeneracin.

Especialmente habr que observar l.-.nmero de gene raciones de ftanita, as como sus relaciones frente al cuarzo (Pig. 8 ) . . Los. otros componentes son raros y

slo aparecen en las rocas de transicin. Si hay feldespato (mximo hasta 10$) es por lo general potsico y la roca tiende a pasar a una

arenisca feldesptica a subarcosa. Si aparecen fragmentos de roca.s que no sean ni ftanitas ni mica detrtica, hay trnsito a protocuarcitas (en este caso el redondeamiento de los gra nos es menor)

Las ortocuarcitas son poco fosilferas, excepto las muy ricas en ce ment calcreo. Algunas tienen concreciones dolomticas o calcreas que se producen por disolucin y reprecipitacin. Excepto las conchas

Eig. 8

- 35 - fosfticas, las dems desaparecen y por ello los fsiles, si existen, forman generalmente moldes o impresiones.

Son notablemente pobres en minerales pesados y las especies exis-

tentes se limitan a los ms estables. El cemento es principalmente silceo, pero puede ser carbonato que a

veces se presenta abrazando muchos granos. Cuando las ortocuarcitas son puras tienen significacin econmica en la industria del vidrio. 8.3.- Texturas y estructuras,- Son blancas en sus afloramientos y por lo general estn marcadas por estratificacin cruzada y ondulas. La estratificacin vara desde festn hasta torrencial?, las ondulas pueden ser de oscilacin o de corriente.

Aunque por lo general son bien seleccionadas, pueden presentar zonas de cantos o rodados ms gruesos, o bien una dispersin de stos, espe-cialmente en la base de los estratos ms potentes, 8.4.- Presentacin y asociaciones,- Son de gran extensin areal, de poca potencia, pero pueden alcanzar espesor de algunos cientos de metros, Notable es la falta de materiales lutti eos intercalados. Estn asociadas a calizas y dolomas o son una tran- sicin a ellas. Se presentan manque todo en el precmbrico superior y en el paleozoico inferior 8.5.- Origen y sjscnificado.- Por su alto contenido de Si02, seleccin y redm

deamiento representan un alto grado de madurez textural y mineralgica. .

Por consiguiente, son el producto de una meteorizacin acabada, se-leccin y abrasin pronunciada. Esto se alcanza nicamente con

l) una localidad estable tectnicamente o

2 ) que pertenezca a varios ciclos de transporte

9.-G R A U V A C A S 9.1.- Definicin.- Es una roca parecida a las "wackas"'que son residuos de la meteorizacin del basalto, pero la similitud es super ficial.

| La grauvaca se caracteriza por

- 36 - l) un conjunto de materiales inesta bles (2jfo o ms) representados por granos de feldespato o rocaj 2) matriz intersticial en un 15% o ms, pero este lmite es muy discutido.

9.2.-. Texturas y estructuras,- Se presentan en estratos delgados (co dm)de

potencia). Carecen de estratificacin interna, son de color Oscuro, macizas y.tenaces y por ello presentan fractura., subconcoidea. A veces presentan estratificacin gradada y es frecuente su alternancia con pizarras o lutitas. Pueden presentarse diques y fi-

/

Iones capa-de grauvaca anlogos microscpicamente a la3 capas principa les, excepto en la gradacin.

La parte inferior de los estratos puede ser irregular, a estas super ficies se las denomina "marcas lobadas de cabs" o "impresiones de corriente". Por su alargamiento y paralelismo de los ejes mayores, deben estar relacionadas con la corriente responsable de la misma grauvaca.

No presentan estratificacin cruzada si aparece, es de escala muy pequea y est reducida a capas de 5 - 7 cm. En las capas ms jvenes suelen aparecer restos de madera carbonizada restos fsiles de otros tipos son muy raros. Abundan los plegamientos y texturas de desmoronamiento contemporneo en los estratos laminados ms menudos.

Mayor importancia tiene la estructura de la"grauvaca, pudiend.ser tal vez' su nica propiedad definidora. En efecto, las grauvacas aparecen al microscopio compuestas de cuarzo anguloso, agudo'o astilloso y feldespato de iguales caractersticas y partculas de rocas. Ellos estn dentro de una pasta que puede igualar o exceder al material anterior. La pasta es un agregado micro, ristalino de Si02, clorita, felde_s pat y'sericita, que en parte es reemplazada por carbonato. Debido a la carencia de orientacin en el material de la pasta, se la ha denomi nado microbrecha

9.3.- Composicin.- Son de origen complejo, ya que participan l) materiales

plut.nicos como cuarzo, feldespato, adems de augita, hornblenda, serpentina y minerales deshierro5 2 ) rocas metamrficas de bajo grado, tales como pizarras, filitas, limolitas, cuarcitas y ftani tas| 3) rocas afanticas de flujo, tales como la "roca eruptiva verde" y la "spiltica". Puede haber predominio de uno de estos grupos, pero por lo general la composicin es mixta. La grauva'Ga-promedio

- 37 - muestra-preponderancia de cuarzo y feldespato (dos tercios) y tal come la arco sa, se deriva de rocas plutnicas acidas. Estas son las grauvacas fel-despticas, pudiendo existir tambin las grauvacas lticas.

La matriz tiene la composicin de pizarra o sea que contiene mica blanca, clorita y cuarzo. Por lo general se observa interaccin qumica entre los granos y la matriz. Los minerales'de la matriz son proba-blemente autgenos. Adems' ae presenta pirita (autgena) y carbonato, que al parecer es ankerita.

9.4.-. Asociaciones y distribucin.- No pertenecen a un periodo particular.

Son de distribucin amplia nicamente en las cadenas montaosas plegadas, donde se presentan interestratifica-das con lutitas (o pizarras) marinas y asociadas con coladas (rocas ver des eruptivas) submarinas y con ftanitas ferruginosas o de radiolarios En algunas.partes estn asociadas con tobas bsicas submarinas y pasan a ellas. Casi no se encuentran con calizas y si existen, son negras y de pequea potencia adems de silceas, casi nunca se presentan con ars iscas de cuarzo puro.

9.5.-. Origen y significado,- Es muy discutido. Hoy se considera que por su textura gradada pertenecen a aguas relativamente profundas, lo que apoya su asociacin con ftanitas de radiolarios y con lutitas con fauna de agua profunda. Adems, se considera que por :-. su poca clasificacin, se deben a la deposicin de corrientes de turbi-dez generadas submarinamente por terremotos o maremotos. Esto est reforzado por su asociacin con otros productos caractersticos de tales fajas inestables (tobas y coladas submarinas).

Las grauvacas no tienen significado climtico y slo requieren un medio en el cual la erosin, el transporte y la acumulacin sean tan rpidas que no se produzca la meteorizacin qumica completa.de los ma teriales.

10.- SUBGRAUVACAS Y PROTOGUARCITAS

10.1.- Definicin.- Las areniscas en que los fragmentos de roca predominan sobre el feldespato, se denominan areniscas lticas. Si los fragmentos de roca ms los feldespatos exceden el 25 la roca es una subgrauvaca. Si los mismos representan entre el 10 y el 25$, se denominan subgrauvacas cuarzosas o protocuarcitas.

- 38 - Es un grupo numeroso y caracterizado pors l) abundancia de mate-

riales inestables, donde los feldespatos y fragmentos superan el 25f'%L 2-) los fragmentos de roca superan a los feldespatos y 3) exceso de va oos o cemento mineral, o ambos, sobre la matriz detrtica. La matriz' es entonces generalmente 10$.

10.2.- Composicin.- Las subgrauvacas normales tienen un contenido de cuarzo

que vara entre el 30 y 65$.- L ftariita detrtica es muy comn y puede constituir el 30$ del total. Los otros fragmentos constituyen del 10 al 50$ de la roca y son por lo general sedimentarios y metasedimentarios, donde el feldespato se encuentra en un orden secundario, variando de 1 a- 10$. Las micas detrticas varan desde algunos granos hasta 5 o ms. Algunas son tpicamente areniscas micceas

Los vacos estn rellenos de una combinacin de materiales arcillosos y cemento mineral, donde este ltimo es corrientemente carbonato. Pueden poseer cemento de regeneracin, aunque este es menos comn Muchas estn cementadas slo parcialmente, de ah que puedan actuar como receptculos de fluidos

10.4.- Texturas y estructuras.- Por su composicin tienden a ser de color gris. Existe una mayor seleccin y redondeamiento de los granos que en las grauvacas. Estn bien estratificadas, de ordinario presentan estratificacin cruzada y. localmente ondulas. Se interestratifican con lutitas y constituyen cuerpos arenosos considera bles de forma lenticular. Algunas son filiformes.

10.5.- Presentacin y distribucin.- Ya habamos indicado que la subgrauvaca se asocia corrientemente con lutitas. Su distribucin es muy amplia en todos los periodos y zonas y segn algunos autores, las grauvacas y subgrauvacas constituyen el 45$ de todas las areniscas, no- siaperando las primeras el 10$ del total.

10.6.- Origen y significado.- A causa de su laminacin, estratificacin entrecruzada y en general seleccin mediana, la mayora de las subgrauvacas, a diferencia de las grauvacas, han sido depositadas por corrientes normales. Son sedimentos inmaduros y se diferencian de las arcosas por derivar de terrenos sedimentarios y meta- mrficos de bajo gra