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DRA. OLIVIA PÉREZ RAMOS MC FRANCISCO JAVIER GRIJALVA NORIEGA MC ALEJANDRA MONTIJO GONZÁLEZ UNIVERSIDAD DE SONORA INTRODUCCIÓN

TÉCNICAS DE ESTUDIO FACTORES DE CONTROL

SEDIMENTACIÓN CARBONATADA MINERALES COMUNES

TIPOS DE ESTRUCTURAS

AMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN PARTÍCULAS CARBONATADAS FACIES DE WILSON

INTRODUCCIÓN Las rocas carbonatadas son aquellas formadas por la litificación de sedimentos ricos en carbonatos (>80%), los cuales han sido depositados a partir de la precipitación química dentro de una solución acuosa. Aunque el porcentaje actual de afloramientos es muy similar al de las areniscas, son rocas sedimentarias cuyo estudio es muy importante a partir de tres consideraciones: 1) 1) contienen la mayor parte del registro fósil, un elemento importante para asignar la edad relativa de las rocas; 2) 2)

es una herramienta muy útil en la interpretación de ambientes

sedimentarios; y 3) 3) representan yacimientos minerales no metálicos, principalmente en la industria de la construcción. Desde el punto de vista de la ingeniería civil, el reconocimiento de afloramiento de rocas carbonatadas es muy importante, ya que su presencia puede ser un factor de riesgo a partir del hecho de que llegan a desarrollar cavernas subterráneas debido al alto grado de disolución de los carbonatos.

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Los minerales más comunes dentro de las rocas carbonatadas son la calcita (CaCO3), la dolomita (Ca,Mg(CO3)2) y la argonita (CaCO3). Estos mismos minerales a su vez determinan los tres grupos de carbonatos (Fig. 1) que pueden estar representados dentro de estas rocas, los dos primeros cristalizan dentro del sistema rombohédrico hexagonal, mientras que el tercero lo hace en el ortogonal.

Gpo. de la calcita

Gpo. de la dolomita

Calcita (Ca) Magnesita (Mg) Rodocrosita (Mn) Siderita (Fe) Smithsonita (Zn)

Dolomita (Ca,Mg) Ankerita (Fe,Mn)

Fig. 1

Gpo. de la aragonita Aragonita (Ca) Cerusita (Pb)

Grupos principales de carbonatos presentes en las rocas carbonatadas.

La mayor parte de los sedimentos carbonatados resultan básicamente de procesos químicos y bioquímicos que ocurren en un ambiente marino de aguas someras limpias y cálidas. En una correlación mundial de este tipo de sedimentos, se observa que tal depositación se lleva a cabo en aguas principalmente ecuatoriales asociadas a corrientes narinas cálidas (Fig. 2).

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Fig. 2

Distribución de sedimentos carbonatados actuales.

El depósito actual de los sedimentos carbonatados marinos de plataforma no está tan distribuido si los comparamos con aquellos en otras épocas geológicas, estando restringido a dos tipos de depósito: a) cerca o unida al continente, como en el Golfo Pérsico, la bahía de Florida o la plataforma noroeste de Australia; y b) alejada del continente como en la plataforma de las Bahamas, en la Gran Barrera Arrecifal de Australia o en muchos atolones del Pacífico. Actualmente no se encuentran los mares extensos que existieron durante el Paleozoico y el Mesozoico (Fig. 3) Los sedimentos carbonatados también pueden ser depositados a partir de ambientes asociados a los fondos marinos, cuencas evaporíticas, lagos y cierto tipo de suelos. Un rango similar de ambientes se tiene registrados en depósitos antiguos; sin embargo, la mayor parte de los afloramientos de calizas se interpretan como ambiente de aguas cálidas de plataforma. Los depósitos marinos actuales de carbonatos se pueden relacionar a tres facies específicas: arrecifal, de arenas carbonatadas y lagunares. MONTÍCULOS TIPO DE ARRECIFE

RAMPAS

COMPLEJOS

ARRECIFALES

ARRECIFALES

CORALES

CORALES

DE LODO CUATERNARIO

CRINNOIDES

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ESPONJAS

PASTO MARINO?

ALGAS ROJAS

CORALES TERCIARIO

?

NUMULÍTIDOS

CORALES

FORAMINÍFEROS

ALGAS ROJAS

ALGAS ROJAS CRETÁCICO

JURÁSICO

ESPONJAS

ESPONJAS

RUDISTAS

ESTROMATOPÓRIDOS

ESTROMATOPÓRIDOS

CORALES?

CORALES

ALGAS TRIÁSICO

ESPONJAS

CORALES ALGAS ROJAS

CORALES

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ESPONJAS ALGAS ROJAS PÉRMICO

BRIOZOARIOS

TUBIPHYTES

ESPONJAS

BRAQUIÓPODOS

CALCAREOS

CALCAREAS

CALCIESPONJAS

ALGAS

ALGAS

ALGAS PHYLOIDES

ALGAS CALCÁREAS

?

BRIOZOARIOS

TUBIPHYTES

CRINOIDES

CRINOIDES

CRINOIDES CARBONÍFERO

DEVÓNICO

CORALES

CORALES

BRIOZOARIOS

ESTROMATOPÓRIDOS

ESTROMATOPÓRIDOS

CRINOIDES SILÚRICO

CORALES

ESTROMATOPÓRIDOS

?

CRINOIDES?

?

BRIOZOARIOS CRINOIDES ORDOVÍCICO

BRIOZOARIOS ESPONJAS CORALES

CÁMBRICO

ARQUEOCIÁTIDOS

ARQUEOCIÁTIDOS

?

PRECÁMBRICO

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ESTROMATOLITOS

?

Fig. 3

Grupos de organismos en plataformas carbonatadas en el tiempo geológico.

En las facies arrecifales se deposita principalmente material biogénico, dominado por celenterados, algas, moluscos y equinodermos. Las arenas carbonatadas están representadas por el desarrollo de oolitas que se originan por precipitación inorgánica de aragonita en áreas someras de oleaje y corriente máxima; el lodo carbonatado se deposita como agujas diminutas de aragonita, la cual tiene un origen orgánico por la actividad algácea o inorgánico por precipitación directa del cuerpo de agua. Las calizas relacionadas con evaporitas CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

y depósitos lagunares están representadas por una gran variedad de litologías, desde lodolitas no fosilíferas, arenas carbonatadas con abundancia de material esquelético (restos de corales, moluscos, briozoarios, braquiópodos), hasta oolíticas. Las secuencias de calizas evaporíticas representan áreas de baja salinidad, las cuales regularmente están conectadas al mar abierto. Los componentes anteriores son indicadores confiables de ambientes someros; sin embargo, al cambiar las condiciones originales, éstos se pueden desplazar a ambientes más profundos por tracción o corrientes de turbidez. Las calizas depositadas de esta manera generalmente muestran una combinación de diferentes facies de plataforma y/o interestratificación de lodos o arenas detríticas y estratificación gradual. Por otro lado, en ambientes de aguas profundas se presentan grandes acumulaciones de testas de plancton calcáreo y partículas esqueléticas que se acumulan en forma de oozes o lodos biogénicos. Las analogías actuales de depósitos de carbonatos para la interpretación de calizas antiguas es difícil, ya que las acumulaciones primarias de material carbonatado llegan a modificarse por cambios texturales profundos debido al impacto diagenético que alteran la fábrica y la mineralogía original, ya sea por cementación, soluciones intergranulares, migraciones, etc. Las calizas y dolomías se encuentran en todas las edades, desde el Precámbrico hasta el Holoceno, aunque éstas últimas en menor abundancia. Los afloramientos más notables son las calizas de Steeprock en Canada y de Balawayan en África del Sur, las cuales tienen una antigüedad de 2,600 Ma. Afloramientos importantes de calizas y dolomias del Precámbrico y del Paleozoico Temprano se tienen bien identificados en Norteamérica. En general, las calizas se encuentran ampliamente distribuidas con espesores considerables (5,000 metros) en áreas cratónicas estables, formando parte de miogeosinclinales marginales; mientras que en los eugeosinclinales están ausentes, a menos que hayan sido depositadas o transportadas por corrientes de turbidez.

SEDIMENTACIÓN CARBONATADA RECIENTE CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

El estudio de ambientes carbonatados se ha basado principalmente en la geología marina que incluye: procesos del suelo marino, dirección de corrientes de aguas frías y tropicales, tipos de depósitos que se originan en el mar, etc. Así como en la estratigrafía con la interpretación de ambientes sedimentarios antiguos. En general se reconocen tres lugares de acumulación para sedimentos carbonatados, incluyendo el origen de la caliza y la dolomía: (1) Mares epeiricos: (2) márgenes de plataforma; y (3) cuencas oceánicas profundas. Los depósitos carbonatados antiguos más ampliamente distribuidos son los mares peiricos, los cuales se consideran precursores de los ambientes sedimentarios carbonatados recientes. (1) (1) Mares epeiricos.- Éstos de definen como áreas extensas en las partes centrales de los continentes; tales como los que existieron en el cratón de Norteamérica durante el Paleozoico y el Cretácico. También se les conoce como epicontinentales (Fig. 1). Considerando la gran cantidad de calizas de origen marino, así como su abundancia en fósiles y estructuras primarias, es probable que la profundidad máxima de estos mares no fue más de 30 metros, con un gradiente muy bajo de 2cm/km en comparación con el promedio actual del talud en las plataformas continentales que es de 125cm/km. Debido a los niveles tan someros de los mares epeiricos, éstos no fueron afectados por las mareas lunares que en los océanos crean una turbulencia p mezcla de aguas, permitiendo solo la acción del oleaje por los vientos locales. También se considera que este tipo de ambiente fue un medio físicamente restringido y debido a la falta de influjo de la cuenca oceánica había una disminución de nutrientes, de tal forma que el desarrollo de los arrecifes era poco probable. Esto último parece indicar que los mares epeiricos estuvieron dominados por una sedimentación de partículas carbonatadas más que por el crecimiento arrecifal. Los sedimentos carbonatados en la parte central de estos ambientes tienden a ser micríticos; mientras que hacia los márgenes dominan los CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

tamaños de la arena, incluyendo fósiles, y en áreas someras son comunes los lodos peloidales. Dentro de las zonas de planicies de mareas y supramarea, se originaron depósitos de yeso y dolomita.

Fig. 1 Vista esquemática de los mares epicontinentales (epíricos) y pericontinentales (de plataforma). A) Características generales; B) Laguna entre un margen de bloque continental y un arrecife; C) banco somero sumergido que es rodeado por aguas más profundas. Simplificado de Friedman (1978).

(2) (2) Márgenes de plataforma.- Las condiciones ideales para el desarrollo de arrecifes se resumen principalmente en: a) aguas frías transportadas a lugares más cálidos y agitados, de tal forma que el CO2 sea transportado o liberado; b) aguas frías elevadas de áreas oceánicas relativamente CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

profundas y ricas en nutrientes, tales condiciones están presentes en las orillas de las plataformas continentales o en el inicio de la pendiente del talud continental. Ejemplos actuales de este tipo de depósitos se tienen en los arrecifes del sureste de Florida, La Gran Barrera Arrecifal a lo largo de la costa oeste de Australia, y los crecimientos arrecifales circulares (atolones) que rodean parcialmente muchos volcanes en latitudes bajas del Océano Pacífico. Arrecifes de plataforma en áreas marginales incluyen las plataformas de las Bahamas y Florida, el Golfo de Batabano al sureste de Cuba, el banco de Campeche y Yucatán, la plataforma continental de Honduras (Fig. 2) y la costa Trucial del Golfo Pérsico.

Fig. 2

Distribución general de los ambientes marinos someros en el Golfo de México y el Mar Caribe. Tomada de Davis (1992).

(3) (3) Cuencas oceánicas profundas.- Una gran cantidad de sedimentos carbonatados recientes se tienen acumulados en las profundidades CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

oceánicas. Los depósitos del Holoceno consisten de conchas de foraminíferos planctónicos como Globigerina, partes duras de los cocolitofóridos y de moluscos planctónicos llamados pterópodos. Casi el 48% del piso oceánico está cubierto por sedimentos en los cuales los restos de estos organismos forman por lo menos la tercera parte de las partículas. La acumulación del carbonato de calcio en las profundidades marinas está limitada por dos factores: Profundidad: El agua de mar es más fría a profundidad que en superficie, y en aguas más frías el bióxido de carbono está más disuelto que en aguas cálidas. El aumento en CO2 causa un aumento en ácido carbónico (H2CO3), resultando una disolución en las conchas de calcita y aragonita al caer al piso marino. Algunas conchas sobreviven a los 5,000 metros. El aumento de la presión hidrostática a tal profundidad va aumentar la solubilidad del CaCO3. La Profundidad bajo la cual el CaCO3 ya no se acumula se le conoce como el nivel de compensación de la calcita, a casi 5,000 metros en las regiones ecuatoriales; pero se eleva gradualmente hacia la superficie del mar en latitudes más altas, debido a las temperaturas más bajas en las regiones polares (Fig. 3).

Fig. 3 Perfil esquemático generalizado donde se muestra la desaparición progresiva del CaCO3 en sedimentos sobre el piso oceánico ecuatorial, con el incremento de la profundidad. La CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

aragonita metaestable, como el de las conchas de pterópodos, desaparece a profundidades más someras que las de la calcita baja en magnesio más estable, como la de las testas de globigerina. El material silíceo insoluble predomina a grandes profundidades. Modificada de Friedman (1978).

Temperatura: El agua de mar superficial en latitudes bajas (áreas tropicales) está supersaturada con respecto a carbonatos, de tal forma que los organismos marinos no presentan dificultad en remover los iones calcio y bicarbonato del agua para formar parte de sus conchas y esqueletos.

MINERALES COMUNES EN LAS ROCAS CARBONATADAS A) A) Minerales carbonatados Las rocas carbonatadas contienen tres minerales esenciales: calcita, aragonita y dolomita. Sin embargo, algunas calizas también pueden contener diferentes proporciones de ankerita y siderita. La calcita y la dolomita son difíciles de distinguir entre sí, a menos de que éstas sean teñidas con alzarína, donde la calcita se tiñe de color rosa y la dolomita no. En los sedimentos carbonatados actuales, los organismos formadores de arrecifes utilizan calcita y aragonita para sus estructuras esqueletales. En las calizas, la calcita son casi exclusivamente ricas en CaCO3 y están relativamente libres de hierro y magnesio. Por otro lado, algunos invertebrados contienen una proporción considerable de MgCO3 en solución sólida, son las llamadas calcitas de alto magnesio que contienen más del 18% de MgCO3. Estas calcitas son metaestables y no son muy comunes en calizas mesozoicas y más antiguas. La dolomita está íntimamente relacionada a la calcita, en secciones delgadas el habitat rombohédrico típico de la dolomita les permite ser distinguidas de la calcita. Se ha establecido que la dolomita es principalmente un producto secundario por reemplazamiento de calcita o aragonita, produciendo conchas dolomitizadas de origen post-depositacional; aunque también puede ser CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

primaria (Fig. 1). Cuando las dolomitas son ricas en hierro, esto permite la zonación de los cristales rómbicos (Fig. 2).

Fig. 1

Procedencia de la dolomita. Modificada de Pettijhon (1975).

Fig. 2 Cristales rómbicos de dolomita vistos bajo el microscopio petrográfico. Tomadas de Pettijhon (1975). CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

La aroganita, cuyo nombre proviene de la ciudad española Aragón donde fue definida, es el polimorfo del carbonato de calcio que cristaliza en el sistema ortorrómbico. Se distingue de la calcita por su peso específico más alto, mayor dureza y carecer de exfoliación cruzada. El carbonato de calcio segregado por los moluscos como aragonita, se transforma en calcita en el lado externo de la concha. Debido a que la aragonita es inestable, se encuentra solo en materiales recientes, con algunas excepciones. Aún las conchas aragoniticas pueden cambiar a calcita en pocos años. El efecto de esta transformación es la pérdida de la estructura interna y la presencia de un mosaico de cristales anhedrales. Los oolitos de aragonita sufren una recristalización similar y pueden llegar a convertirse en un mosaico de calcita micrítica, con la pérdida de su estructura original. Se ha demostrado experimentalmente que las aguas carbónicas que contienen calcio, depositan aragonita en caliente y calcita en frío. El nácar de muchas conchas es aragonita. Además, ésta puede ser depositada por fuentes hidrotemales y puede estar asociado a capas de yeso y depósitos de hierro en donde adquiere formas parecidas al coral, denominado flor de hierro. B) B) Sílice y silicatos Aunque la mayor parte de las calizas consisten de minerales carbonatados, otras muestran un contenido variable de otros minerales, como los silicatos, principalmente la calcedonia. Este mineral puede encontrarse diseminado a través de toda la roca o también segregado en nódulos de pedernal en calizas y dolomias (Fig. 3).

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Fig. 2

Procedencia del pedernal y otros sedimentos silíceos. Modificada de Pettijhon

(1975).

Si la calcedonia es de grano fino, es difícil detectarla en sección delgada; se puede presentar como esferulitas pequeñas o rellenando espacios entre los rombos de dolomita de algunas calizas dolomitizadas. El sílice también se presenta como cristales pequeños euhedrales de cuarzo autigénico. Muchas calizas y dolomias, especialmente calcarenitas, contienen cuarzo detrítico, y en ocasiones, estos cristales presentan un sobrecrecimiento secundario. Los feldespatos, al igual que el cuarzo, se presentan como minerales autigénicos euhedrales, y aunque son escasos, pueden llegar a formar hasta un 40% de la roca. Los minerales de arcilla es el contaminante más común de las rocas carbonatadas. La arcilla no es muy notable en sección delgada ya que es de grano muy fino, pero se pueden llegar a observar en los residuos insolubles separados de la caliza. La naturaleza de los minerales arcillosos se determina mejor por difracción de rayos X, y se ha establecido por Waver (en Pettijhon, 1975), que la illita es la que predomina en rocas las carbonatadas.

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C) C) Minerales evaporíticos El yeso monoclínico (CaSO4.2H2O) es un mineral frecuente en las rocas sedimentarias. Se caracteriza por su blancura y las tres exfoliaciones distintas, su solubilidad en ácido y la presencia de una gran cantidad de agua, esto último lo distinguen claramente de la anhidrita. El yeso se encuentra muchas veces formando capas delgadas, a veces intercalado con calizas y lutitas, y generalmente en capas bajo los depósitos de sal, por haber sido depositado como uno de los primeros minerales que cristalizan por evaporación de aguas salinas. Puede cristalizar en fibras de brillo sedoso formando el espato satinado. El alabastro es una variedad de grano fino; mientras que la selenita es una variedad que produce hojas de exfoliación incoloras y transparentes. También se presenta en forma de masas lenticulares o cristales esparcidos en una matriz de carbonatos; así mismo, en forma de rosetas grandes euhedrales en lodos y lutitas. Este tipo de ocurrencia es probablemente de origen autigénico y se forma en los lodos después de la depositación. El yeso comúnmente aparece como hidratación de la anhidrita y en algunos casos este proceso involucra un aumento en volumen del 30 al 50 %; como consecuencia, se produce un abultamiento produciendo el efecto de plegamiento enterolítico (Fig. 4) de capas de anhidrita encerradas en la sal de roca o en otras rocas; sin embargo, algunos autores interpretan el plegamiento como de origen tectónico y no por un cambio en el volumen de la secuencia.

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Fig. 4 Yeso laminado mostrando el plegamiento enterolítico. Formación Castile (Pérmico), Texas. Las láminas se consideran depósitos anuales. Tomada de Pettijhon (1975).

La anhidrita (CaSO4) cristaliza en el sistema ortorrómbico, es incolora y presenta tres exfoliaciones normales entre sí. Se distingue de la calcita por su peso específico y del yeso por su dureza. Por absorción de agua atmosférica, la anhidrita se transforma en yeso. La halita (NaCl), llamada comúnmente sal de roca, sal gema o sal común, es un mineral masivo, toscamente cristalino y de brillo transparente a traslúcido. En ejemplares impuros puede llegar a tener tonalidades amarillentas, rojizas, y púrpuras. También se caracteriza por su exfoliación cúbica. Es un mineral muy común como precipitado de las aguas marinas e interestratificado con rocas sedimentarias; está asociado al yeso, silvina, anhidrita, calcita, arcilla y arena. Los depósitos de sal se forman por evaporación gradual y desecación final de masas de agua salada, llegando a presentar espesores que van desde metros hasta centenas de metros. Los domos de sal son masas casi verticales que penetran las rocas hacia la superficie a partir de una capa profunda; la anhidrita, el yeso y el azufre están generalmente asociados a estos domos. La detección por métodos geofísicos de estos domos es un hecho muy importante en la exploración petrolera, ya que éstos sirven muchas veces como trampas para el hidrocarburo. Algunos de estos depósitos se tienen bajo las aguas del Golfo de México, en el Istmo de Tehuantepec y a lo largo de la costa de Louisiana y Texas en Estados Unidos.

D) D) Constituyentes menores Los constituyentes menores en las rocas carbonatadas incluyen a la glauconita, el colófano y la pirita. La glauconita ocurre como gránulos grandes redondeados de color verde, verde oscuro o azul verdoso, y en ciertas condiciones, pueden ser muy abundantes en los depósitos sedimentarios. Este mineral ha sido identificado en dos formas (Bathurst, 1972), como una capa incrustante o sobre los suelos duros de calizas (hardgrounds) y guijas; por lo que es muy probable que sea de CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

origen primario; si tiene este origen, se presenta rellenando parcialmente cavidades o en cámaras de foraminíferos. Sin embargo, también se tiene como un reemplazamiento incompleto de origen secundario. También la glauconita ocupa canales axiales de las espículas de esponjas, en este caso, se considera que la formación se da durante un largo período de tiempo antes de que la caliza se cementara. Aunque la glauconita requiere de condiciones reductoras para su desarrollo, se puede encontrar en ambientes bien oxigenados ricos en materia orgánica. Actualmente se tiene en suelos marinos de mar abierto, pero en las testas de los foraminíferos donde el microambiente deja un potencial redox negativo. El colófano es de origen primario y se tiene en restos fosfáticos esqueléticos como en las conchas de los braquiópodos (Língula), las espinas de los peces y en materiales similares. A partir de estudios de rayos X, se ha establecido que el colófano es en esencia apatito, por lo que no se considera una especie distinta. Dado que el material esquelético es de fosfato cálcico, a partir de la acumulación se éstos se pueden llegar a presentar grandes masas de rocas sedimentarias denominadas fosforitas o rocas fosfáticas. Existen depósitos comerciales muy importantes en Francia, Bélgica, España, Túnez y Marruecos; mientras que en México, los depósitos de Baja California Sur en La Paz, suministran gran parte del fosfato para la generación de fertilizantes. La pirita (S2Fe) es el sulfuro más común y extendido en las rocas sedimentarias, pudiendo ser de origen primario o secundario. Se presenta como granos esparcidos, los cuales después de la oxidación se convierten en limonita. Se pueden encontrar fósiles piritizados o a lo largo de los márgenes de los restos fosilizados.

TÉCNICAS DE ESTUDIO Las rocas carbonatadas comprenden del 25 al 35% del registro estratigráfico. Son rocas complejas debido a la gran variedad de constituyentes que las forman y al reemplazamiento y recristalización que sufren. Las técnicas y métodos de estudio para este tipo de rocas incluyen:

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1) 1) Disolución (etchihng): La roca pulida es sumergida en ácido clorhídrico diluido durante 5 minutos, esto revela la distribución de los insolubles relativos tales como: arena, limo, arcillas, glauconita, fosfatos, cuarzo, feldespatos, pedernal y pirita. También puede revelar la morfología de la calcita, ya sea esparita, ooze, fósiles, intraclastos, etc. 2) 2)

Impresiones en acetato (peels): La superficie de la muestra es

ligeramente tallada o pulida. Esta técnica se comprueba bajo el microscopio petrográfico llegando a observarse los detalles texturales semejantes a una sección delgada (Fig. 1). 3) 3)

Residuos insolubles: Es este caso la roca se disuelve en sus

constituyentes insolubles, los cuales se describen bajo el microscopio binocular o petrográfico. 4) 4) Secciones delgadas: Se utiliza para un estudio completo que puede incluir: clasificación, tipo de roca, presencia de matriz o cementante, descripción de microfacies, etc. En caso del estudio de microfauna como foraminíferos planctónicos, tintínidos, fusulínidos, etc., la ayuda de un especialista se hace imprescindible. Para diferenciar entre la presencia de calcita y dolomita se utiliza la técnica del teñido con alizarina. Se vierte una gota sobre la muestra para después ser lavada con agua corriente; si es calcita, se tiñe de rojo, si es dolomita, no se tiñe. Actualmente estas técnicas han mejorado notablemente con el uso de la petrografía de luminiscencia, el microscopio electrónico y la microprobeta electrónica.

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Fig. 1 Fotografía de una superficie pulida de caliza, tomada directamente de una impresión en acetato. La muestra presenta agregados de lodo calcáreo del tamaño de la arena. Formación Tribes Hill (Ordovícico Inferior). Tomada de Friedman (1978).

FACTORES QUE CONTROLAN LA PRECIPITACIÓN Y DISOLUCIÓN DE CARBONATOS

Las rocas carbonatadas se originan en gran parte por la depositación en el ambiente marino de material calcáreo a base de caparazones y esqueletos de animales marinos; así como por desintegración y acumulación de algas. Solo una mínima proporción se ha formado por la precipitación directa del agua de mar. La forma cristalina del carbonato de calcio se presenta en la superficie de la Tierra en dos polimorfos: calcita (hexagonal) y aragonita (ortorrómbica). De éstos, la calcita es la más estable y por lo tanto la menos soluble. En la

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superficie del agua a 25 C en contacto atmosférico con CO2, la solubilidad de la calcita es de casi 15 ppm; mientras que la de la aragonita es de 16 ppm. Estudios geoquímicos han demostrado que la superficie del agua de mar está supersaturada de calcita (2.8X) con respecto a la aragonita (1.9X); estos datos indican que debería existir una precipitación continua de cristales de calcita y aragonita; sin embargo, tal precipitación no ocurre. Desde el punto de vista químico, existen dos razones por lo que es difícil la precipitación inorgánica directa de la calcita a partir del agua de mar: 1) 1) Desde el punto de vista de la química energética, es muy difícil la nucleación de un cristal a partir de una solución acuosa. Se requiere de un grado muy alto de supersaturación; la misma dificultad que se presenta para la nucleación del cuarzo en los ríos, aún existiendo una supersaturación de sílice. 2) 2) La ausencia de nucleación de carbonato de calcio se debe también a la gran cantidad de magnesio presente en el agua de mar, casi 1,300 ppm. Las propiedades cristaloquímicas de los iones calcio y magnesio son tan similares que es difícil que se logre una nucleación exacta para los cristales de calcita. Más de 17,000 ppm (7 mol% MgCO3) de iones de magnesio se incorporan “por error” en el desarrollo de unidades de calcita en el agua de mar, disminuyendo la estabilidad del mineral; así como se forma, de la misma manera se diluye.

A partir de esto nos podemos hacer la siguiente pregunta: ¿de dónde viene la calcita y aragonita de las calizas marinas? La respuesta puede estar en la desintegración de los fragmentos fósiles calcáreos incluyendo animales y algas, con excepción de los oolitos. Los organismos vivientes marinos con estructura calcárea no muestran dificultad para sacar o remover los iones calcio del agua de mar supersaturada para formar sus partes duras. De hecho, algunos animales calcáreos incluyen 25,000 ppm de Mg2+ en sus esqueletos, como los briozoarios y los equinodermos.

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Sin embargo, otros organismos secretores de calcita son capaces de discriminar iones Mg y casi no contienen magnesio en sus conchas, como es el caso de los braquiópodos. Por lo tanto, una acumulación fresca de conchas calcíticas y partes duras de organismos pueden contener iones magnesio; sin embargo, La estructura de los cristales de aragonita no alojan cantidades significativas de iones magnesio, pero si pueden presentar cantidades importantes de estroncio. Algunas conchas aragoníticas contienen en promedio casi 9,000 ppm (1 mol% SrCO3) de Sr2+. Algunos animales son capaces de separar capas de calcita y aragonita y guardar cantidades significativas de magnesio y estroncio como los cefalópodos. En los ambientes carbonatados recientes, los pellets y oolitos están formados de aragonita; en cambio, los intraclastos debido a su origen diverso, son de aragonita, calcita, dolomita o combinaciones de éstos. Muchos de los cristales de calcita y todos los de dolomita en los intraclastos son producto de recristalización y reemplazamiento de aragonita preexistente. Según Kinsman (en Bathurst, 1971) es probable que los lodos aragoníticos en la laguna de Abu Dhabi del Golfo Pérsico sean de origen inorgánico o de ooides, ya que no existen restos de moluscos o algas codiáceas, y los corales están muy limitados. Aunque se han encontrado algunos fósiles con conchas aragoníticas del Paleozoico, en rocas antiguas es muy difícil encontrar aragonita. En todos estos casos, las conchas han sido inmediatamente cubiertas por sedimentos, cenizas volcánicas o restos de materia orgánica, de tal forma que los protegen de la acción del agua durante la diagénesis. La clave para entender los cambios diagenéticos en relación con los cristales de carbonato de calcio, es la composición química de las aguas en contacto con éstos y su relación como interpartículas en los espacios porosos (fig. 23).

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MECANISMOS DE EQUILIBRIO DEL CARBONATO DE CALCIO El control principal de solubilidad del carbonato de calcio es la concentración de iones hidrógeno (Ph), el cual es controlado por la presión parcial del bióxido de carbono de acuerdo a las siguientes reacciones:

CO2 + H2O H2CO3

H2CO3 H+ + HCO3

HCO3

H+ + CO2

CO3 + Ca

CaCO3

El resultado final se resume en la siguiente ecuación:

CO2 + H2O + CaCO3

Ca+ + 2HCO3

La última ecuación muestra como el bióxido de carbono es el gas responsable de la disolución en agua de la calcita y aragonita (o de prevenir su formación). Se considera que existen 5 mecanismos básicos por medio de los cuales se logra la disminución de la cantidad de bióxido para que se lleve a cabo la precipitación del carbonato de calcio: 2) 1) Aumento de temperatura.- Todos los gases son menos solubles en aguas cálidas, por esta razón los sedimentos carbonatados se forman solo en mares tropicales y subtropicales, más que el latitudes frías o cerca de las regiones polares, o en las profundidad marinas. 3) 2) Agitación del agua.- Cuando el agua de mar es agitada por el viento como en los márgenes cratónicos, los organismos calcáreos se benefician con tal agitación, la cual ocurre a menos de la mitad de la longitud de onda de la superficie del agua en movimiento. 4) 3) Aumento de salinidad.- El bióxido de carbono es menos soluble en aguas salinas que en agua dulce, por lo tanto, al aumentar la salinidad por

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evaporación, aumenta la inhibición de la precipitación del carbonato de calcio. 5) 4)

Actividad orgánica.- Un arrecife es una comunidad simbiótica de

plantas (algas) y animales (principalmente corales en mares actuales, pero briozoarios, esponjas y rudistas en mares antiguos). Plantas y animales tienen un metabolismo contrastante con respecto al CO2; durante la fotosíntesis, las plantas toman el CO2 mientras que los animales lo emiten. Por lo tanto, durante el día al llevarse a cabo la fotosíntesis, el CO2 producido y absorbido por los animales causa la precipitación de CaCO3 (formación de material conchífero), produciendo el crecimiento del arrecife. Durante la noche, la actividad de las plantas disminuye y el contenido de CO2 aumenta en la comunidad, con lo que el crecimiento del arrecife se ve disminuido. 6) 5) Cambios en la presión de la zona vadosa.- El agua de lluvia contiene una cierta cantidad de bióxido de carbono, la cual al pasar a través del suelo, la presión parcial del bióxido de carbono es mucho más grande que el de la atmósfera. Como resultado, el agua en el suelo está enriquecida en CO2 en relación con el agua en el aire. Si el agua del suelo entra en una caverna en la cual la presión del CO2 es semejante al normal del aire, el CO2 es liberado del agua, resultando la formación de las estalactitas y estalagmitas.

TIPOS DE ESTRUCTURAS Las calizas están formadas principalmente por partículas del tamaño del lodo (limos y arcillas) y arenas finas, pudiendo llegar a presentarse cierto transporte por corrientes, por lo que es posible que se originen estructuras sedimentarias muy similares a las desarrolladas en las rocas detríticas, tales como estratificación y laminación paralela, cruzada, gradual y nodular. La estratificación laminar en las calizas es claramente determinada cuando se llega a observar los cambios en el tamaño de las partículas

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biogénicas y lodo carbonatado, o bien cuando las laminaciones son producidas por crecimientos algáceos, muy común en la zona de intermarea. Aunque es poco común, la estratificación cruzada en las calizas marinas muestra una distribución bimodal, la cual se considera como una expresión en los cambios reversibles de las corrientes de marea, semejantes a la presente en las areniscas en ambientes de intermarea. La estratificación gradual se presenta cuando algunos carbonatos son transportados y depositados por corrientes de turbidez, lo cual se puede presentar con los extraclastos de origen terrígeno. La estratificación nodular es de dos tipos: a) Micrítica de depósitos de aguas someras, la cual se considera es originada por la actividad orgánica, desarrollando fósiles traza del tipo Thalassinoides. Es muy común en los depósitos de intermarea y submarea del Mesozoico. b) Micrítica de aguas profundas, comunes en las calizas del Mesozoico y Terciario de los Alpes. Las estilolitas son estructuras semejantes a suturas que muestran una superficie irregular muy fina dentro de una capa, la cual se caracteriza por una integración de proyecciones y fosetas que embonan de un lado y de otro, comúnmente en forma de zig-zag. El origen de estas estructuras es diagenético por presión-solución en la roca. Las estilolitas varían en tamaño, desde una fracción de milímetro hasta de 10 a 20 centímetros de longitud. La solubilidad relativa de los carbonatos permite el desarrollo abundante de estas estructuras dentro de las rocas carbonatadas.

AMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN CARBONATADA Los diferentes tipos de ambientes donde se lleva a cabo los depósitos carbonatados incluyen: marinos, lacustres, depósitos de caliche o calcreta, agua dulce , espeleotemas y carbonatos eólicos. AMBIENTES MARINOS El ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual restringida comparada con los períodos geológicos de la historia de la

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Tierra. Mares carbonatados tan extensos como los que existieron durante el Ordovícico, Devónico, Mississíppico y Cretácico no existen actualmente. Existen diferencias fundamentales entre los depósitos carbonatados terrígenos y marinos. Mientras que los terrígenos son producto del intemperismo químico y físico de las rocas preexistentes que han sido transportados a la cuenca de depósito, los sedimentos carbonatados marinos se derivan de una precipitación “in situ” dentro de la misma cuenca. En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia de organismos que no solo secretan el CaCO3, sino que también lo utilizan para la construcción de sus conchas o esqueletos (Fig. 1). Sin embargo, es importante considerar que parte del sedimento carbonatado producido en el ambiente marino, puede llegar a sufrir un cierto transporte por la acción del viento, oleaje, corrientes, etc., ya sea a áreas continentales, al borde de la plataforma o a las profundidades marinas.

Constituyentes

A

B

C

Algas calcáreas

22.8

25.1

18.0

Moluscos

15.8

17.5

12.2

Foraminíferos

11.7

9.0

17.3

Corales

9.0

9.3

8.2

Espículas

3.6

4.3

2.1

Tubos de gusanos

1.8

1.4

3.0

Crustáceos

1.2

1.4

0.7

Briozoarios

0.3

0.4

Trazas

Limo

13.2

13.9

11.7

Arcilla con (agujas aragoníticas)

10.2

7.8

14.8

Minerales (> cuarzo)

2.8

3.9

0.5

CaCO3

5.5

5.3

6.0

Oolitas

0.8

0.4

1.6

Pellets

1.3

Trazas

3.8

Agragados

0.2

---

0.8

Total

100.2

99.7

100.7

Fig. 1 Distribución de constituyentes de los sedimentos carbonatados modernos. A) 50 muestras de Florida y 24 de Las Bahamas. B) 50 muestras de Florida. C) 24 muestras de Las Bahamas. Modificada de Pettijhon (1975). CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

En general, las plataformas de ambientes carbonatados se desarrollan en áreas donde el influjo de terrígenos no existe o es mínimo; una de las razones por las que actualmente existen solo algunas de éstas. El aporte de terrígenos en la mayor parte de las márgenes continentales afecta directamente el crecimiento de los organismos productores de carbonatos, especialmente en los constructores de arrecifes. Como resultado, los arrecifes se desarrollan en áreas donde no existe una fuente de terrígenos, como es el caso del Golfo Pérsico, la Plataforma de Yucatán y las Bahamas. En estas plataformas existe un equilibrio dinámico entre la producción de carbonatos y la subsidencia, para permitir acumulaciones gruesas y mantener la profundidad adecuada para favorecer continuamente el aporte de CaCO3. Características del ambiente marino.- El ambiente marino se divide en dos zonas (Fig. 2): A) La zona bentónica que incluye el piso o fondo oceánico, desde la línea de costa hasta las profundidades mayores. Las formas marinas que viven, ya sea fijas al sustrato, deslizándose, como enterradores o nadadores, se les conoce como organismos bentónicos. Dentro de ésta misma, la zona de litoral yace entre la marea alta y baja, la zona de sublitoral sobre la plataforma continental y la zona batial sobre el talud continental; la zona abisal corresponde a las planicies abisales y la hadal a las trincheras. B) La zona pelágica representa

la porción acuosa de los mares. Dentro del ambiente

pelágico, la zona nerítica es el cuerpo de agua que cubre desde la zona costera hasta los límites de la plataforma continental, y la zona oceánica es aquella que está asociada con las profundidades mayores en las cuencas oceánicas.

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Fig. 2

Perfil esquemático mostrando las subdivisiones ecológicas tanto del piso oceánico como del cuerpo de agua. Simplificado de Friedman (1978).

Procesos químicos y físicos.- La composición del agua de mar a través de los océanos es más o menos constante; aunque muchos elementos han sido identificados, solo seis iones forman el 99% del volumen de agua de mar (Fig. 3). Los elementos más abundantes son el Cl y el Na, por lo que la composición química de agua se exprese generalmente en medidas de cualquiera de estos dos iones.

Ion

Fig. 3

Proporción(%) Cl-

55.1

Na+

30.6

SO42-

7.7

Mg2+

3.7

Ca2+

1.2

K+

1.1

Total

99.4

Iones predominantes en las aguas marinas. Tomada de Friedman (1978)

Una expresión de la composición química del agua marina es la salinidad, la cual es comúnmente expresada como partes por mil (o/oo). La salinidad CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

promedio es de 35 o/oo y puede variar de lugar en lugar. Mientras que un aporte constante de agua dulce por medio de los ríos y la lluvia reduce la salinidad, la evaporación en climas áridos la aumenta. Otra de las características químicas importantes del agua marina que influyen en el depósito de carbonato de calcio incluyen: el Ph, la cantidad de gases disueltos (O y OH) y el Eh. El Ph es el logaritmo negativo de base 10 del ión hidrógeno de una solución y representa la medida cuantitativa que determina si una solución es alcalina o ácida. El Ph del agua de los ríos es de ligeramente alcalino a ligeramente ácido; mientras que el Ph en la superficie del agua del mar tiende a ser casi constante con un valor de 8.3. Cuando el Ph disminuye en el agua de mar, el carbonato de calcio se disuelve, por lo que en aguas cálidas y mares someros la disolución de la aragonita y la calcita por procesos inorgánicos casi no se presenta (Fig. 4).

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Fig. 4

Efectos del pH (aproximadamente 25 grados C) sobre la solubilidad del CaCO3, cuarzo y la sílica amorfa. Modificada de Friedman (1978).

En lo que respecta a la cantidad de gases disueltos, se ha demostrado que al aumentar la profundidad, el carbonato de calcio se disuelve ya que la concentración de CO2 aumenta y el Ph disminuye, llevándose a cabo dicha acción. CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

El Eh o potencial redox es una medida relativa de la intensidad de oxidación o reducción en solución, esto es, la concentración de electrones en una solución. Aunque los procesos de oxido-reducción son comúnmente biológicos, otros son más bien químicos. En los ambientes sedimentarios, el Eh y el Ph son interdependientes, por lo que conociendo los límites de estabilidad del agua, se puede trazar en un diagrama el Eh como ordenada y el Ph como abscisa y mostrar los campos para cada uno de éstos. La producción de sedimentos carbonatados ocurre típicamente en regiones cálidas, someras y en latitudes bajas; sin embargo, su producción también se puede dar en climas más fríos. En base a posiciones latitudinales se reconocen dos grupos dominantes de organismos, mientras que los tropicales incluyen a los corales y las algas verdes, los de latitudes altas incluyen a los moluscos y foraminíferos, considerando también a los corales ahermatípicos de aguas frías. Los procesos físicos tales como la fotosíntesis, la respiración, la evaporación, la lluvia y el aporte de agua dulce por ríos, afecta la producción de carbonatos. A estos procesos se le agregan la gravedad, el oleaje, las mareas, las corrientes y la bioturbación. Tipos de ambientes carbonatados recientes.- De acuerdo a las facies sedimentarias dominantes se presentan cinco tipos de ambientes: armazón de arrecifes orgánicos, sedimentos arrecifales y acumulaciones de sedimentos, bancos orgánicos, acumulaciones de lodo calcáreo y planicies de mareas o sabkas. 1) 1) Armazón de arrecifes orgánicos.- El término arrecife se define como un armazón carbonatado resistente al oleaje. Términos relacionados son biostroma y bioherma. El primero se refiere a una acumulación de restos biogénicos en capas ( p.e. crecimiento de algáceos); mientras que el segundo se refiere a una acumulación “in situ” de organismos sedentarios a veces formando montículos. Consecuentemente, no todos los arrecifes son biohermas.

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El rango anual de temperatura en los arrecifes actuales es de 15 a 32; mientras que el de la salinidad está entre 35,000 y 37,000 ppm. El rango relativamente pequeño de salinidad es característico de áreas marinas con abundancia de organismos, ya que la mayor parte de éstos son muy sensibles a los cambios de salinidad y no pueden sobrevivir a éstos por un tiempo largo. La flora calcárea de los arrecifes está dominada por dos familias de algas: las verdes (Codiacea) y las rojas (Corallinacea)(Fig. 5). La fauna es extremadamente variada y consiste principalmente de corales, moluscos, equinodermos, foraminíferos, anélidos, briozoarios y crustáceos.

Fig. 5 Ecología de las algas marinas calcáreas. Se presentan los ambientes de depósito a lo largo de un perfil ideal de un margen de plataforma carbonatada. Modificada de Wilson (1975).

En general, el arrecife está dividido en tres partes principales (Fig. 6): 1) El frente del arrecife es el área de crecimiento del arrecife bajo la profundidad efectiva de penetración de la luz (0-50 metros dependiendo de la latitud y la turbidez del agua). El sedimento en esta parte del arrecife está compuesto de gravas pobremente clasificadas y arenas derivadas de la desintegración arrecifal. En las partes más bajas hay una cementación por cristales de carbonato fibroso, mientras que en las porciones superiores la cementación se lleva a cabo por un crecimiento algáceo. 2) CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

El arrecife principal consiste de una serie de arrecifes vivientes y montículos rocosos separados por áreas de aguas más profundas en donde se generan una serie de rizaduras en las gravas y arenas carbonatadas. Son arrecifes típicos de diferente relieve topográfico arriba de los 20 metros. Los principales elementos estructurales son los corales del tipo Acropora palmata, los cuales crecen casi 2 centímetros por año, así como detritos de grava y arena de acumulaciones de otros corales e hidrozoarios del tipo Millepora alcicornis, además de algas incrustantes. 3) la parte posterior del arrecife es la que se ubica hacia el continente en la cual el piso marino está tapizado de carpetas algales

o de parches

arrecifales. Las primeras son del género Thalassia y proporcionan un habitat protector a una gran variedad de algas calcáreas (Halimeda, Penicillus y Goniolithon) y corales (Porites).

Fig. 6

2) 2)

Sección esquemática mostrando los ambientes de depósito principales en las inmediaciones de un arrecife. Modificada de Friedman (1978).

Sedimentos

arrecifales.

Una

de

las

características

más

sobresalientes de los sedimentos arrecifales es su origen biogénico exclusivo. El total de sedimentos producidos se deriva de cinco grupos principales de organismos: corales, algas coralinas, algas verdes, foraminíferos y moluscos. Así mismo, se presentan variaciones locales en partículas no biogénicas como ooides e intraclastos. Los sedimentos arrecifales incluyen también partículas carbonatadas acumuladas en bancos o apiladas por transporte físico, principalmente en barras, dunas y planicies deltaicas. CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

Aunque la arena es el tamaño de grano más abundante en el arrecife, también se encuentran gravas pobremente clasificadas. La textura del sedimento arrecifal es el resultado de tres factores principales: el tipo de organismos que construyen el armazón, la actividad del oleaje y la desintegración producida por los mismos organismos. La desintegración biogénica del material arrecifal es una contribución importante para el volumen y la textura de estos sedimentos. Numerosos organismos se alimentan del arrecife produciendo pellets que forman también parte de los sedimentos. Otros, como el erizo y la estrella de mar, son destructores ya que“raspan” constantemente la superficie arrecifal. Por otro lado, los holotúridos o “pepinos de mar”, se alimentan de las partículas disgregadas en el piso marino. Además, se considera a los gasterópodos

como

los

principales

productores

de

pellets.

Los

organismos horadantes como pelecípodos, bacterias, esponjas y algas, contribuyen no solo a desintegración del sedimento, sino que también a la textura del arrecife. Dentro de las acumulaciones actuales son comunes los ooides, los cuales se encuentran en flujos constantes y niveles altos de agitación. Los ooides se forman a profundidades menores a los 5 metros, algunas veces en áreas de intermarea, a lo largo de las plataformas (Bahamas) o cerca de los canales de marea (Costa Trucial del Golfo Pérsico); por lo que las corrientes de marea son los procesos dominantes para las facies oolíticas. Las acumulaciones eólicas en ambientes subaéreos son comunes a lo largo de una plataforma carbonatada costera, y guardan una similitud con las acumulaciones terrígenas en morfología y estratificación interna. Ocurren con cualquier otro tipo de sedimento que se genera sobre el nivel del mar. Las secuencias de este tipo que llegan a cementarse se les conoce como eolianitas. Actualmente se presentan en las Bahamas, en las Bernudas, en la Península de Yucatán y en la costa sureste de Australia.

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3) 3)

Bancos orgánicos.- Las partículas detríticas biogénicas pueden

acumularse por la acción del oleaje y corrientes, así como por entrampamiento especialmente por organismos bentónicos. Estos bancos orgánicos muestran una gran diversidad de formas y tamaños, dependiendo de la profundidad del agua, procesos locales, influjo terrígeno, etc. Las partículas esqueletales incluyen: equinodermmos, moluscos, algas, foraminíferos, briozoarios y corales. Los foraminíferos planctónicos llegan a ser abundantes en la plataforma externa y son buenos indicadores para determinar la profundidad. La bioturbación es muy intensa, excepto en las marcas de oleaje y en la estratificación cruzada cuando éstas se presentan en los depósitos. Estos bancos pueden ser locales y solo de algunos metros de espesor; aunque pueden extenderse por cientos de kilómetros y acumularse cientos de metros de sedimentos carbonatados. Ejemplos de este tipo de depósito han sido interpretados para el Devónico y el Cretácico. 4) 4) Acumulaciones de lodo calcáreo.- Áreas extensas de lodo calcáreo se presentan en ambientes modernos y probablemente estuvieron ampliamente distribuidos en el pasado. El mineral primario es la aragonita y se presenta como granos en forma de agujas y algunas micras de largo. Son comunes en áreas marinas someras protegidas del oleaje y corrientes, a una profundidad menor a los 4 metros. El sustrato en estos ambientes es más bien estable con una capa gruesa de carpetas algáceas (Thalassia) y algas verdes (Penicillus, Halimeda). Son comunes también moluscos, los cuales constituyen la fracción más gruesa del sedimentos. Aunque el sedimento está dominado por lodo, hay una fracción más gruesa de arenas finas. Algunos autores consideran que el lodo es derivado principalmente del alga Penicillus, la cual produce partículas de aragonita en forma de aguja; sin embargo, la desintegración de conchas de moluscos puede producir el mismo efecto.

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Típicamente estos depósitos presentan una bioturbación intensa por infauna y raíces. El resultado es una facies lodosa, masiva y sin estructura. Áreas extensas de plataformas están formadas por acumulaciones de pellets ovoides de probable origen fecal; sin embargo, debido a las alteraciones diagenéticas y dificultades en determinar el origen, estas estructuras se han denominado con el término peloide o peletoide. Lodos

calcáreos

someros

dominan

actualmente

los

ambientes

carbonatados de los bancos de las Bahamas y la bahía de Florida. 5) 5)

Planices de marea y Sabkas.- Dentro de los ambientes

carbonatados, este término se emplea para aquellos ambientes de intermarea en general; mientras que el término sabka representa planicies de mareas controladas por el viento y el nivel del agua subterránea. En el Medio Oriente, vientos fuertes remueven los sedimentos detríticos del ambiente de intermarea a menos de que guarde cierta coherencia por humedad. Las mareas producidas por el viento forman un aspecto importante para la dinámica de estas planicies, en las cuales son comunes: carpetas algáceas, huellas de desecación, minerales evaporíticos y dolomita. Como resultado de la evaporación alta así como de la influencia marina, salinidades extremas dan lugar a la precipitación de yeso. La característica más notable de estos ambientes es el desarrollo de algas estromatolíticas, tal como ocurre en la Bahía de Shark al oeste de Australia, que representa la mejor localidad de estudio para este tipo de algas, las cuales son muy comunes en el registro geológico y se considera como una de las estructuras orgánicas más antiguas que se conocen (Fig. 7). El margen oeste de la isla de Andros en el Banco de la Gran Bahama, es una de las planicies de marea carbonatada más extensas del mundo, ya que se extiende más de 150 kilómetros en dirección norte-sur. Esta costa se caracteriza por una energía baja y mareas lunares de 17 a 41 centímetros en primavera. CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

Fig. 7

Formas estromatolíticas en el oeste de Australia. Cada cuerpo tiene una altura de 30 a 40 cms. Tomada de Mcray (1977).

El sabka se desarrolla como resultado del depósito de lodo calcáreo y detritos biogénicos por procesos diagenéticos primarios. El crecimiento de minerales evaporíticos como el yeso y la anhidrita, junto con la dolomita, juegan un papel importante en la formación de estos los depósitos. Aguas subterráneas llegan a saturarse para generar el yeso y pueden generar la precipitación de halita en superficie. El sureste del Golfo Pérsico está limitado por planicies carbonatadas extensas de intermarea y supramarea o sabkas costeros. El sabka mejor conocido es el que se extiende casi 200 kilómetros a lo largo de la costa de Abu Dhabi.

AMBIENTES CONTINENTALES Los ambientes continentales están representados por el depósito de tufas, travertinos (calizas formadas por evaporación en manantiales y ríos) y margas. La tufa es un material fino, poroso y esponjoso que se presenta como un depósito delgado. Los carbonatos son depositados sobre las plantas en CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

crecimiento y comúnmente se marcan impresiones de hojas o tallos, en una estructura reticular y débil. Estos sedimentos están restringidos principalmente a depósitos cuaternarios. La tufa más densa y durable se encuentra actualmente asociada con lagos ligeramente hipersalinos, como el lago piramid de Nevada y el lago Bonneville. Algunos depósitos de tufa forman montículos o domos a lo largo de lagos someros antiguos. El travertino es una caliza más densa y bandeada, común en las cavernas calcáreas donde se forman las estalactitas y estalagmitas. Al igual que la tufa, está asociado a depósitos relativamente pequeños del reciente. Las aguas calcáreas frías o calientes en los manantiales, pueden llegar a formar depósitos de calcita alrededor de éstos. Las localidades más famosas por presentar este tipo de calizas son Mammoth, Hot Springs y el Parque Yellowstone en Estados Unidos. Las margas son carbonatos débilmente cementados que se acumulan actualmente en lagos de agua dulce. Ciertas plantas como el Chara, típica de este tipo de lagos, pueden obtener el bióxido de carbono por fotosíntesis en solución, precipitando el carbonato de calcio como una corteza en las hojas o tallos de las plantas. Esta corteza es extraída lentamente para ser depositada posteriormente en el fondo del lago. El caliche se puede encontrar en el registro geológico como nódulos pequeños o capas continuas en las partes superiores de los ciclos aluviales depositados bajo condiciones climáticas áridas. Algunos caliches bajo el microscopio muestran cuerpos pisolíticos en anillos concéntricos de calcita rellenando fisuras; así como en diferentes grados de reemplazamiento de cuarzo detrítico y feldespato en estructuras bandeadas concéntricas semejantes a las estructuras producidas por algas. Este tipo de pseudooncolitos y cuerpos pisolíticos se consideran relacionados a pisolitas de suelos bauxíticos y lateríticos. En la zona vadosa (Figs. 8 y 9) se forman láminas grandes concéntricas de algunos centímetros de diámetro unidas por cemento de calcita espática, las cuales pueden cortar a través de la estratificación normal o paralela a ésta. CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

Estas estructuras también son conocidas como “perlas de caverna” en el caliche vadoso de agua dulce.

Fig. 8 Ambientes diagenéticos para una plataforma solitaria, atolón o margen de plataforma, donde se presenta una isla con la presencia lentes de agua “dulce”. Modificada de Longman (1981).

Fig. 9

Ambientes diagenéticos carbonatados para una plataforma con acuíferos confinados. Modificada de Longman (1981).

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PARTÍCULAS CARBONATADAS Las partículas carbonatadas dentro de estas rocas se incluyen en dos grandes tipos: Aloquímicos y Ortoquímicos. Los aloquímicos (allos = diferente de lo normal) representan el armazón de la roca formado por sedimentos depositados mecánicamente, éstos incluyen: (1) (1)

Fósiles (bioclastos).- Son partículas esqueletales importantes

dentro de las rocas carbonatadas, ya que no solo actúan como uniones entre crecimientos continuos de algas, sino que también como agentes de depositación y entrampamiento de lodo carbonatado. Los principales son: algas, foraminíferos, ostrácodos, espículas de esponjas, corales, briozoarios, trilobites, equinodermos, moluscos y braquiópodos. (2) (2)

Pellets.- Son estructuras pequeñas esféricas o elípticas sin

estructura interna. Son agregados homogéneos de calcita microcristalina, los cuales pueden presentarse equidimensionalmente dentro de la roca. Su tamaño varía de 0.03 a 0.15 milímetros. Se considera que representan productos fecales de organismos acuáticos (Fig. 1). Los términos peloides, pseudopeloides o peletoides se utilizan cuando se tienen estructuras del tipo de granos redondeados micríticos o de microesparita de origen incierto. Cuando son de origen algáceo se les llama peloides algáceos.

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Fig. 1

Peloides (probablemente pellets fecales) cementados por calcita. Tomada de (Bathurst, 1971).

(3) (3)

Oolitas, pisolitos y oncolitos.- Las oolitas son partículas

carbonatadas casi esféricas que presentan una estructura concéntrica interna, y con diámetros que varían entre 0.25 a 2.00 milímetros. Estas estructuras se originan por la acción del oleaje y corrientes continuas en lugares donde se presenta una depositación rápida de calcita, a partir de un núcleo que puede ser un fragmento fósil, un pellet o un grano detrítico. Una oolita puede formarse a través de diferentes ciclos de abrasión alternando con crecimiento en el mismo lugar del depósito. El crecimiento probablemente ocurre por precipitación a partir de soluciones como en el caso de las estalactitas (figs. 2, 3, y 4). En las Bahamas, las oolitas se desarrollan en canales de marea y corrientes o en dunas submarinas cerca de la costa donde se presenta una alta energía.

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Fig. 2 A) Características exteriores de ooides vistos bajo el microscopio binocular (Bahamas). B) Microfotografía de secciones de ooides, los núcleo son de cuarzo (Mar Rojo). Tomadas de Friedman (1971)

Los Pisolitos son estructuras semejantes a las oolitas en estructura interna; sin embargo, son de forma más irregular y con diámetros mayores a los 2.00 milímetros. Aunque la diferencia entre los pisolitos y las oolitas es el tamaño y la forma irregular, el origen de los primeros es controvertido. Dunham (1969) considera que los pisolitos son parte de la corteza de caliche en la zona vadosa de un suelo; mientras que Pray y Esteban (1977) sugieren que se forman también por precipitación CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

inorgánica de salmueras. Sin embargo, estos constituyentes no se han observado en ambientes carbonatados recientes ya sea en caliches o cuerpos de agua hipersalinos. Los oncolitos son esencialmente idénticos a los pisolitos en muestra de mano. Sin embargo, en lámina delgada los oncolitos muestran una estructura filamentosa característica de incrustaciones algáceas, por lo que se considera que éstas presentan un origen orgánico desarrollado en un ambiente marino de salinidad normal. Estos constituyentes son muy comunes dentro de ambientes carbonatados recientes.

Fig. 3 Ooesparita mostrando la estructura interna de los ooides. Formación Warrior (Cámbrico), Pensilvania. (1) oolita radial-concéntrica; (2) oolita radial; (3) oolita radial con dos capas concéntricas. Tomada de Friedman (1978).

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Fig. 4

Pisolitos de la Formación Transill (Pérmico), Nuevo México. Tomada de Friedman (1978).

(4) (4) Litoclastos.- Éstos representan fragmentos penecontemporáneos de calizas litificadas que han sido destruidas, retrabajadas y redepositadas por corrientes. Cuando esto ocurre dentro de la cuenca de depósito se les conoce como intraclastos; cuando los fragmentos de caliza provienen de fuera de la cuenca de depósito se le llama exoclastos. Los intraclastos consisten de cualquier tipo de caliza (micrita, biomicrita, intraesparita, etc) y varían en tamaño, desde una arena de grano fino hasta grandes bloques, lo que da lugar a conglomerados y brechas de calizas según hayan sido retrabajadas por corrientes, tormentas o por la inestabilidad tectónica del depósito. Los ortoquímicos (orthos = correcto, propio) son esencialmente precipitados químicos normales formados dentro de la cuenca de depósito o dentro de la misma roca, y que muestran poca o no evidencia de haber experimentado un transporte significativo. Son de dos tipos: (1) (1) Calcita microcristalina (micrita).- Se presenta en cristales del tamaño de la arcilla (1–5 micras de diámetro), afanítica y oscura en CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

muestra de mano y ligeramente opaca en sección delgada. El color puede variar de blanco a pardo oscuro dependiendo de la cantidad de impurezas, principalmente de materia orgánica. La micrita se considera un precipitado químico normal, ésta puede formarse inorgánicamente por calentamiento, evaporación o ligera turbulencia, pero principalmente por precipitación de algas, bacterias u otro tipo de organismos. Las algas calcáreas actuales como Penicillus y Halimeda muestran una estructura interna de agujas de aragonita de algunas micras de largo; cuando el organismo muere, el tejido orgánico se desintegra liberando las agujas en las zonas de intermarea o en el piso marino. Posteriormente estas agujas recristalizan llegando a formar parte de las calizas de grano fino (mudstone). Los cristales que varían entre 5 y 10 micras se le denomina microesparita. (2) (2) Cemento de calcita espática (esparita).- Se presenta como granos o cristales de 10 micras o más de diámetro y se distingue de la micrita, además por su tamaño, por su transparencia en muestra de mano, ya que se tiene como si se observaran cristales claros de cuarzo. La esparita generalmente se presenta rellenando poros como cementante precipitado “in situ”; algunas veces la esparita se precipita en cuestión de años. En algunas áreas en la zona de intermarea las arenas carbonatadas son cementadas como roca de playa; sin embargo, la esparita también se origina mucho después del enterramiento o por recristalización a partir de los cristales más finos de calcita. El cementante de calcita de los aloquímicos antes mencionados tiene el mismo origen que el cemento en las areniscas. Éste es precipitado a partir de una solución supersaturada de carbonato de calcio, de tal forma que los iones de calcio y carbonato son liberados de la solución como un gradiente hidráulico para transportar grandes volúmenes de fluido a través del sedimento.

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Aunque los componentes básicos de las calizas son los aloquímicos y los ortoquímicos, la mayor parte de las rocas carbonatadas presentan impurezas clásticas como mezclas de arcilla, limo y arena, a los cuales se les denomina terrígenos. La presencia de estos elementos en los medios carbonatados indican influencia eólica y continental. Aún cuando podemos encontrar cuarzo autigénico, se han encontrado dos tipos de cuarzo detrítico dentro de calizas: A) Cuarzo grande, redondeado y pulido, típico de dunas costeras y playa que ha sido retrabajado en un ambiente marino somero. Actualmente, este tipo de cuarzo se deposita en las líneas de costa de plataforma carbonatada, tal como en la del Golfo Pérsico, donde se tiene más del 10% de cuarzo distribuido a lo largo de la costa sur de la Península de Qatar (Wilson, 1975). B) Cuarzo y feldespato anguloso del tamaño del limo, probablemente de origen eólico. Ejemplo de este tipo de depósitos se tienen en las arenas recientes del Golfo Pérsico. En esta zona los terrígenos son transportados por el viento a más de 400 km de distancia (Wilson, 1975). Se ha observado que las arenas de cuarzo son tan resistentes que pueden encontrarse ampliamente distribuidas en un ambiente carbonatado sin sufrir una apreciable abrasión o solución. Dentro del registro geológico esta mezcla de detritos y carbonatos se presenta con trazas de torio detrítico. La distribución por acción del viento de material radiactivo se tiene documentada en el Devónico Superior de la Cuenca Williston de Dakota del Norte en Estados Unidos (Wilson, 1975), en la cual se presentan capas de dolomita limosa y arcillosa en depósitos de sabkas. La presencia de arcillas en carbonatos indica el depósito en aguas tranquilas y profundas. En los arrecifes, el depósito de material argiláceo inhibe la producción orgánica del carbonato de calcio. Las capas de cenizas volcánicas (bentonita), cuando aparecen en depósitos carbonatados, son muy útiles como “capas marcadoras”. Tal como se tienen en las secuencias ordovícicas del geosinclinal de los Apalaches y en las pérmicas y cretácicas de Texas. (Wilson, 1975).

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FACIES ESTANDAR DE WILSON El término facies se refiere a las características litológicas y biológicas de un depósito sedimentario, definido por el ambiente de depósito. Debido a que muchos depósitos existen simultáneamente, los sedimentos así depositados muestran un cambio de facies de lugar en lugar, por lo que varias facies pueden interdigitarse una con la otra. Ejemplo: una facies de playa puede interdigitarse hacia el continente con una facies de dunas costeras, y ésta a su vez pasar a una facies fluvial; mientras que hacia el mar, se interdigita con varias facies marinas someras, la cual puede culminar con una facies de aguas profundas. Una facies dada se deposita sólo dentro del área ocupada por un ambiente de depósito específico, y muchas facies están distribuidas lateralmente en tiempo. El modelo de facies estandar de Wilson (1970, en Wilson, 1975) resulta de una combinación de efectos de la pendiente, edad, energía del agua y clima, en donde las características del depósito también son afectadas por el aporte de clásticos. Este modelo define 9 facies en un perfil de plataforma con un margen y pendiente ligera (Fig. 1).

Fig. 1

Distribución de las nueve facies principales en una plataforma carbonatada. Modificada de Wilson (1975).

1.- Facies de cuenca (fondoform): El agua es muy profunda para la producción y depósito de carbonatos, dependiendo de la cantidad del influjo de CARBONATOS Y FACIES ESTANDAR DE WILSON, MODIFICADO POR EAJZ

sedimentos finos argilaceos y material silíceo. Pueden darse condiciones euxínicas e hipersalinas, por lo que es difícil la desintegración de plancton. 2.- Facies de plataforma (deep undathem): El agua con una profundidad de decenas o aún cientos de metros generalmente es oxigenada y con salinidad marina normal. Las corrientes tienen buena circulación y son lo suficientemente profundas para encontrarse bajo el nivel de oleaje normal, pero con tormentas intermitentes que afectan los sedimentos del fondo. 3.- Facies de margen de cuenca: Se encuentra en el límite o al pie de la plataforma carbonatada de material conchífero derivado de la misma. Las condiciones de profundidad y base del oleaje, así como el nivel de oxigeno son muy similares a las de la facies 2. 4.- Facies de pendiente frontal de la plataforma carbonatada (clinoform): Generalmente la pendiente se localiza arriba del límite más bajo de agua oxigenada, encima de la base del oleaje. Los detritos carbonatados se depositan comúnmente con una inclinación de casi 30 grados, es inestable y de tamaño variado. La estratificación presenta derrumbes, montículos, frentes en forma de cuña y bloques grandes. 5.- Facies de arrecifes de margen de plataforma (construcción orgánica): El carácter ecológico depende de la energía del agua, inclinación de la pendiente, productividad orgánica, cantidad de la construcción del armazón, uniones,

entrampamientos,

frecuencia

de

exposiciones

subaéreas

y

cementación. Se distinguen tres márgenes de plataforma lineares: Tipo I.- Formado por la pendiente de lodo carbonatado y acumulaciones de restos orgánicos. Tipo II.- Se refiere a rampas de arrecifes en loma, formando armazones orgánicos en grupos aislados o capas incrustantes de organismos creciendo en la base del oleaje y estabilizando los restos de detritos orgánicos. Tipo III.- Son armazones de bordes arrecifales como las asociaciones actuales de coral-alga con formas sésiles que crecen a través de la base del oleaje dentro de la zona de rompiente.

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6.- Facies de arenas de barrera arenosa de borde de plataforma: Éstas toman las formas de bancos, playas, barras de marea de mar abierto en abanicos, cinturones o islas de dunas. La profundidad de tales arenas marginales varían de 5 a 10 metros. El ambiente es oxigenado pero no adecuado para la vida marina debido al cambio constante de sustrato. 7.- Facies marina de plataforma abierta (undadform): Este ambiente se localiza en estrechos, lagunas y bahías abiertas detrás del borde de plataforma externa. La profundidad del agua es generalmente somera, a veces solo algunos metros de profundidad. La salinidad es normal, a veces variable y con circulación moderada. 8.- Facies de plataforma de circulación restringida: Incluye la mayor parte de los sedimentos finos en lagunas muy someras y los sedimentos gruesos en canales de marea y playas locales. Todo el complejo corresponde al ambiente de planicies de mareas. Las condiciones son extremadamente variables y constituye un ambiente muy difícil para los organismos. Llegan a presentar aguas dulces, salinas e hipersalinas, con exposiciones subaéreas frecuentes y con condiciones reductoras y oxidantes; existe abundante vegetación tanto marina como de pantano. Los terrígenos de origen eólico pueden llegar a representar una porción importante en los depósitos. 9.- Facies de plataforma evaporítica: Ambiente de supramarea y de lagos en la plataforma marina. El clima se caracteriza por ser árido y con un intenso calor (áraes de sabkas y planicies de sal), por lo que las inundaciones marinas son muy esporádicas. El yeso y la anhidrita son muy comunes dentro de estos depósitos.

En el modelo de Wilson, ciertas condiciones pueden variar y un solo ejemplo difícilmente incluiría el total de las mueve facies antes mencionadas. Por ejemplo, el cinturón 1 y 2 dependerán del banco de carbonatos construido o la rampa que se eleve de aguas muy profundas de cuencas euxínicas, o que se levante por arriba de la plataforma con circulación abierta.

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Lo mismo ocurre con el cinturón 3 y 4, lo cual está determinado por la inclinación de la pendiente, la profundidad del agua y la energía del agua en el margen superior. El cinturón 5 (arrecife orgánico) puede alternar lateralmente con la facies de arena carbonatada (facies 6), o también, ambos pueden estar presentes dependiendo de la combinación de las edades geológicas y la energía del agua. Las facies de Wilson no ha sido el único modelo reconocido. Ahr (1973) y Anderson (1974), describen una rampa carbonatada en la cual existe una zona de energía más alta a lo largo de la costa y gradúa a través de la plataforma a lodo carbonatado depositado en condiciones marinas abiertas. Las plataformas carbonatadas actuales contienen arenas carbonatadas hacia la costa, las cuales no son muy típicas en el registro litológico; sus modelos sedimentarios resultan de inundaciones recientes y muestran un ciclo de progradación sedimentaria.

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