Composición de Rocas Clásticas - Facultad de Ciencias Naturales y

COMPOSICIÓN DE LAS
PSEFITAS, PSAMITAS Y PELITAS
EPICLÁSTICAS
Dr. Luis A. Spalletti
Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo,
Universidad Nacional de La Plata. 2007.
COMPONENTES DE LAS ROCAS
CLÁSTICAS
Las rocas clásticas pueden estar constituidas por dos tipos de
componentes: alotígenos y autígenos.
Los componentes alotígenos son materiales que han sido
transportados en estado sólido (hasta coloidal) hasta el sitio de
depositación. Se los conoce también como componentes clásticos,
detríticos o mecánicos. Son los constituyentes esenciales de todas las
rocas clásticas y forman tanto el esqueleto (clástico) como la matriz
original de las psamitas y psefitas.
Los componentes autígenos son aquéllos que se han formado in situ.
Precipitan química o bioquímicamente, y –por lo general- tienen formas
cristalinas. Estos componentes pueden estar o no estar presentes en la
rocas clásticas. Son típicamente diagenéticos, es decir que se forman una
vez que los materiales clásticos han sido depositados.
COMPONENTES DE LAS ROCAS
CLÁSTICAS
Microfotografías de areniscas de la Formación Springhill, Cuenca Austral,
Argentina
COMPONENTES ALOTÍGENOS
Los componentes alotígenos pueden ser clasificados en primarios y
secundarios. Los primarios derivan directamente de la desintegración
y erosión de rocas preexistentes, mientras que los secundarios son el
producto de la descomposición o meteorización química de los
componentes primarios.
En las psefitas y psamitas y pelitas más gruesas (limos, limolitas),
la fracción clástica está constituida por componentes primarios.
Los componentes secundarios tienen normalmente una
granulometría muy fina (son importantes en las fracciones inferiores a 4
micrones). Si se los encuentra en psefitas y psamitas, forman la parte
más fina de la matriz original. En las pelitas, los componentes
secundarios se encuentran en los fangos (fangolitas) y arcillas
(arcilitas).
COMPONENTES ALOTÍGENOS
Los componentes alotígenos también pueden ser clasificados sobre la
base de su procedencia en materiales terrígenos o extracuencales y
no terrígenos o intracuencales.
Los componentes terrígenos proceden de áreas externas a la
cuenca sedimentaria, de modo que han sido transportados tanto fuera
como en el interior de la cuenca y suelen tener alta resistencia mecánica.
Los no terrígenos proceden del interior de la cuenca sedimentaria, de
modo que se han movilizado únicamente dentro de ella, y suelen tener
una baja resistencia mecánica.
TIPOS DE COMPONENTES ALOTÍGENOS
PRIMARIOS
Litoclastos: fragmentos de rocas preexistentes. Están
constituidos por varios a numerosos individuos cristalinos que pueden
tener distinta composición o ser composicionalmente uniformes.
Cristaloclastos: son fragmentos monominerales derivados de
rocas preexistentes. Se pueden dividir en minerales livianos y pesados
sobre la base de su densidad. Los livianos son los más abundantes,
mientras que los pesados -por lo común- están en proporciones menores
al 1 %.
Entre los alotígenos pueden encontrarse otros componentes, como
fragmentos de carbonatos (bioclásticos, oolíticos, intraclásticos), fosfatos
bioclásticos, nódulos glauconíticos, los que normalmente son no
terrígenos o intracuencales.
También se puede acumular vidrio volcánico (terrígeno o extracuencal)
que se encuentra en proporciones subordinadas en las rocas epiclásticas.
CRISTALOCLASTOS PRIMARIOS
Minerales livianos son los que poseen densidad menor
a 2,88 g/cm3. Los más importantes son:
Cuarzo
Feldespatos
Minerales pesados se caracterizan por su densidad
mayor a 2,88 g/cm3.
CRISTALOCLASTOS SECUNDARIOS
Fragmentos monominerales producidos por la meteorización química o
descomposición de minerales preexistentes.
Los más importantes son los argilominerales.
SÍNTESIS SOBRE LOS COMPONENTES
ALOTÍGENOS
PRIMARIOS (DERIVAN DE
LA DESINTEGRACIÓ
DESINTEGRACIÓN DE
ROCAS PREEXISTENTES)
SECUNDARIOS
(PRODUCTOS DE LA
DESCOMPOSICIÓ
DESCOMPOSICIÓN DE
MINERALES
PREEXISTENTES)
TERRÍ
TERRÍGENOS O
EXTRACUENCALES
NO TERRÍ
TERRÍGENOS O
INTRACUENCALES
Litoclastos (dominantes en
texturas superiores a 4 mm,
mm,
presentes en la fracció
fracción arena)
Cuarzo policristalino
Fragmentos de volcanitas
(FRV), de plutonitas (FRP),
de metamorfitas (FRM) y de
sedimentitas (FRS: ftanita,
ftanita,
limolitas,
limolitas, areniscas, calcilitos,
calcilitos,
etc.)
Litoclastos “blandos”
blandos”:
fragmentos de sedimentos
silicoclá
silicoclásticos,
sticos, fragmentos de
carbonatos y de fosfatos
(pellets, intraclastos,
intraclastos, ooides,
ooides,
bioclastos)
bioclastos)
_________________________
Vidrio volcá
volcánico (no cristalino,
cristalino,
amorfo)
amorfo) subordinado en
rocas epiclá
epiclásticas
Cristaloclastos (dominantes
entre 4 mm y 0,004 mm)
Cuarzo
Feldespatos (plagioclasas y
feldespatos potá
potásicos)
Minerales pesados
Cristaloclastos (dominantes
en texturas de menos de 0,004
mm)
mm)
Argilominerales
________________________
ABUNDANCIA DE LOS COMPONENTES
ALOTÍGENOS
La abundancia de los
componentes alotígenos
está determinada por su
disponibilidad en la
roca madre, su
resistencia mecánica
y su estabilidad
química.
Existe estrecha
relación entre la
granulometría de los
sedimentos y la
proporción de los
principales componentes
alotígenos.
IMPORTANCIA DE LOS COMPONENTES
ALOTÍGENOS
Los componentes alotígenos son esenciales para desentrañar la
historia de la roca sedimentaria.
Permiten determinar el tipo o tipos de roca(s) madre(s), o sea
conocer la procedencia de los materiales detríticos.
Dan indicios sobre los procesos de transporte y de depositación.
Proveen información sobre las condiciones tectónicas y climáticas
de la región donde se produjo el proceso sedimentario.
Son empleados para clasificar a las rocas psefíticas y psamíticas.
LITOCLASTOS Y PROCEDENCIA
Son indicadores directos de la procedencia. Pueden ser de naturaleza
ígnea (plutónica o volcánica), metamórfica o sedimentaria.
En las rocas psefíticas puede encontrarse cualquier tipo de fragmento
de roca.
En la psamitas existe una limitante granulométrica. De este modo, en
arenas y areniscas, y particularmente en las más finas, sólo
encontraremos litoclastos de textura fina, como fragmentos de
volcanitas, así como de rocas metamórficas y sedimentarias de grano
fino.
Los litoclastos no se encuentran en los sedimentos y sedimentitas
pelíticos.
Microfotografía
Litoclastos: pastas felsíticas asociadas a cristaloclastos de cuarzo y
feldespato, cemento carbonático
Microfotografía
Litoclastos: pastas felsíticas y cuarzo policristalino asociados a
cristaloclastos de cuarzo y feldespato, cemento carbonático
Microfotografías
Litoclastos de pastas
volcánicas. Arriba de riolita y
abajo de basalto
Microfotografías
Litoclastos de rocas sedimentarias.
Arriba limolita silícea y arcilita.
Abajo a la izquierda de fangolita, a
la derecha de ftanita (chert)
CRISTALOCLASTOS LIVIANOS Y
PROCEDENCIA
A nivel microscópico, para hacer determinaciones de procedencia con los
cristaloclastos livianos (cuarzo, feldespatos) es necesario tener en cuenta
una serie de atributos, tales como:
Forma de los individuos
Inclusiones
Extinción
CRISTALOCLASTOS LIVIANOS Y
PROCEDENCIA
Forma de los individuos
Las formas elongadas indican que el crecimiento del cristal se produjo bajo
condiciones de stress.
Formas euedrales son más típicas de la derivación volcánica.
La presencia de engolfamientos perimetrales es indicativa de
procedencia volcánica.
La de crecimientos secundarios retrabajados sugiere derivación de rocas
sedimentarias.
CRISTALOCLASTOS LIVIANOS Y
PROCEDENCIA
Inclusiones
Individuos con inclusiones se han formado en ambiente cortical (rocas
plutónicas o metamórficas).
El tipo de mineral que aparece en la inclusión puede ser un buen indicador
de procedencia.
Las inclusiones negativas (de vidrio) así como las pátinas de vidrio en el
borde de los cristaloclastos revelan procedencia volcánica.
CRISTALOCLASTOS LIVIANOS Y
PROCEDENCIA
Extinción
Cuando es ondulante (más de 5º del giro de la platina del microscopio)
indica condiciones de stress.
Los cristaloclastos volcánicos tienen extinción normal o muy rápida.
LOS CLASTOS DE CUARZO
Los individuos de cuarzo son los más comunes en las psamitas (arenas –
areniscas) y en las pelitas más gruesas (limos - limolitas).
El cuarzo es el componente liviano de mayor estabilidad química y muy
resistente al desgaste mecánico. Los granos de cuarzo derivan de rocas ígneas
ácidas a intermedias, de distintos tipos de metamorfitas silicáticas y también de
sedimentitas preexistentes.
La especie más común de la sílice, por su estabilidad (a bajas temperaturas),
es el cuarzo α . Otras variedades son el cuarzo β , la calcedonia y el ópalo.
LOS CLASTOS DE CUARZO
Los granos de cuarzo pueden ser cristaloclastos monocristalinos (Qm) o
policristalinos (Qp, con dos o más cristalitos que poseen distinta orientación
óptica en el grano detrítico).
El Qp plutónico y de venas hidrotermales posee cristales relativamente
grandes, isogranulares o inequigranulares, trabados, con pobre orientación,
extinción normal a ondulante y escasas inclusiones, salvo la presencia de
inclusiones fluidas.
El Qp metamórfico tiene cristales isogranulares elongados y con tendencia
a orientación subparalela, extinción preferentemente ondulante, contactos
crenulares, e inclusiones de micas y minerales metamórficos; el Qp de rocas
metamórficas de bajo grado posee cristalitos de pequeña dimensión en
comparación con el de metamorfitas de alto grado.
El Qp de ftanitas (chert) está constituido por una masa muy fina de
cristalitos micrométricos que puede estar formada por distintas variedades de
sílice (ópalo CT, calcedonia, microcuarzo).
Microfotografía
Cristaloclastos de cuarzo. Inclusiones globulares y cristalinas.
Nótese el crecimiento de cuarzo (autígeno) en continuidad óptica
Microfotografías
Cristaloclastos de cuarzo. En
las imágenes de la izquierda
con autigénesis de cuarzo
en continuidad óptica.
Microfotografía
Cristaloclasto de cuarzo con
engolfamiento.
Microfotografías
Cuarzo policristalino.
Cuarzo mono y
policristalino
CRISTALOCLASTOS DE FELDESPATO Y
PROCEDENCIA
En el caso de los feldespatos, además de los atributos morfológicos,
inclusiones y extinción, debe tenerse en cuenta su composición.
Entre los feldespatos potásicos, la sanidina es indicativa de rocas
madres volcánicas, aunque puede también aparecer en metamórficas de
muy alta temperatura. El microclino se forma en condiciones corticales
(rocas plutónicas y metamórficas). La ortosa u ortoclasa puede
generarse en cualquier tipo de roca cortical o supracortical. Los
feldespatos pertíticos reflejan una lenta cristalización y son por tanto
plutónicos.
Las plagioclasas pueden derivar de cualquier tipo de roca (plutónica,
volcánica, metamórfica o sedimentaria). Las cálcicas se forman en
condiciones de alta temperatura (son típicas, por ejemplo, de rocas
ígneas básicas), mientras que las sódicas se originan a temperaturas
menores. La plagioclasa con zonación oscilatoria es más característica de
rocas volcánicas, con zonación progresiva normal lo es en las plutónicas
y la plagiclasa no zonal es muy frecuente en rocas metamórficas.
Microfotografías
Arenisca con cristaloclasto
de feldespato potásico
(ortoclasa)
Cristaloclasto de feldespato
potásico (sanidina)
Microfotografías
Microclino
Microfotografías
Mirmequita
Plagioclasa
Plagioclasa zonal
Microfotografía
Cristaloclasto de ortoclasa
con abundantes inclusiones
cristalinas
Microfotografías
Cristaloclastos de feldespato
potásico con incipiente
alteración
Microfotografías
Areniscas con abundantes
cristaloclastos de feldespato
Microfotografía
Cristaloclastos de feldespato con importante
alteración, asociados a litoclastos volcánicos,
cuarzo monocristalino y cemento de calcita
Microfotografías
Areniscas con abundantes
cristaloclastos de feldespato
LA COMPOSICIÓN MODAL
El estudio composicional de psefitas y psamitas, pero muy
específicamente de las psamitas, requiere la determinación de
proporciones de los principales constituyentes de la roca.
En psamitas el recuento se hace por vía microscópica (no menos de
200 puntos de conteo) siguiendo la técnica de Gazy-Dickinson (todo
componente mayor a 62 µ se considera un cristaloclasto aún cuando esté
formando parte de un fragmento lítico).
1) Se establece la proporción de todos los componentes (esqueleto
clástico, matriz, cementos).
2) Se determina la proporción entre componentes clásticos y matriz.
3) Se recalcula al 100 % la proporción de clastos de cuarzo
monocristalino (Qm) y policristalino (Qp), feldespatos totales (F) y
litoclastos metaestables (L). A estas proporciones se las caracteriza con
la denominación de moda detrítica.
La información obtenida de los puntos 2) y 3) es esencial para producir
la clasificación de la roca psamítica.
MODAS DETRÍTICAS Y CUENCAS
SEDIMENTARIAS
MODAS
DETRÍTICAS
PROCEDENCIA Y
TECTÓNICA
ALOTÍGENOS LIVIANOS Y ESTABILIDAD
Los componentes clásticos constituidos por cuarzo son altamente
estables por su resistencia a la descomposición y a la desintegración.
En cambio, los cristaloclastos de feldespatos así como los fragmentos
líticos que tienen en su composición feldespatos y minerales máficos (como
olivinas, piroxenos, anfíboles y biotita) tienen menor resistencia mecánica y
pueden ser descompuestos, sobre todo en condiciones de climas cálidostemplados y húmedos. Por su carácter dual en cuanto a su estabilidad se los
caracteriza como componentes metaestables.
Para conocer la estabilidad de las psefitas y de las psamitas se emplea un
índice en el que en el numerados están los componentes estables y en el
denominados los metaestables:
Índice de estabilidad: (% Qm + % Qp) / (% F + % L),
siendo F total de feldespatos y L total de litoclastos
(excepto cuarzo policristalino).
MODAS DETRÍTICAS Y CLIMA
La mayor intensidad de los procesos de meteorización se expresa en
el aumento de la proporción de cuarzo.
MINERALES TERRÍGENOS PESADOS
Son minerales de las psamitas que tienen una densidad mayor a 2,88
g/cm3 y que se encuentran en escasa proporción (menor al 1 %),
particularmente en las fracciones de arena muy fina y fina. La proporción
de minerales pesados puede ser elevada en circunstancias muy
especiales; su concentración en ambientes naturales se debe a un
proceso de transporte selectivo. Estas concentraciones naturales en los
sedimentos son denominadas placeres.
Si se desea efectuar el estudio microscópico de los minerales pesados,
previamente es necesario separarlos de los livianos para lograr su
concentración. Ello se hace con el empleo de líquidos pesados. El más
utilizado es el bromoformo (densidad 2,88 g/cm3).
El estudio composicional de los minerales pesados se efectúa para
hacer determinaciones de procedencia y de estabilidad mineral.
MINERALES PESADOS Y PROCEDENCIA
En su gran mayoría, los minerales pesados sirven como indicadores de
roca madre.
Metamorfitas de bajo grado: biotita, clorita, leucoxeno, muscovita,
turmalina.
Metamorfitas de alto grado: andalusita, biotita, cianita, circón,
estaurolita, granate, hornblenda (azul-verde), magnetita, muscovita,
pistacita, sillimanita, zoicita.
Rocas ígneas ácidas: apatita, biotita, circón, hornblenda, magnetita,
monacita, muscovita, titanita, turmalina.
Rocas ígneas básicas: anatasa, augita, brookita, cromita, diópsido,
hipersteno, ilmenita-magnetita, leucoxeno, rutilo. Se forman también en
rocas volcánicas básicas: augita titanada, lamprobolita, pigeonita.
MINERALES PESADOS TRANSLÚCIDOS Y
ESTABILIDAD
En el ambiente
superficial
ULTRA-ESTABLES
INESTABLES
Boggs (1992)
Circón
Rutilo
Turmalina
Monacita
Estaurolita
Cianita
Anfíboles
Granate
Piroxenos
Apatita
Olivina
En el ambiente de
soterramiento
Circón
Rutilo
Turmalina
Apatita
Granate
Estaurolita
Cianita
Titanita
Epidoto
Anfíboles
Andalusita
Sillimanita
Piroxenos
Olivina
MINERALES PESADOS TRANSLÚCIDOS Y
ESTABILIDAD
Así como ocurre con los minerales livianos, entre los pesados que se
encuentran en las rocas sedimentarias hay especies muy estables hasta
metaestables. Las inestables (típicamente la olivina) no se concentran en
los sedimentos.
Los minerales pesados más estables son: circón (Zr), rutilo (Ru) y
turmalina (Tu).
El índice de estabilidad de los minerales pesados (índice de Hubert)
es:
IE = (% Zr + % Ru + % Tu) / % Tm,
siendo Tm el total minerales pesados translúcidos no micáceos.
Microfotografía
Turmalina
Rutilo
Circón
ARGILOMINERALES
Son los constituyentes esenciales de las rocas epiclásticas de grano
más fino (arcilitas, fangolitas, lutitas).
Pertenecen al grupo de los silicatos laminares o filosilicatos. Su
estructura básica consiste en la alternancia de capas o láminas
tetrahédricas de SiO44- (capas T) y dioctahédricas de gibbsita [Al2(OH)6]
(capas dO) o trioctahédricas de brucita [Mg3(OH)6 (capas tO).
En los argilominerales pueden darse diversas combinaciones de capas
T y O. Hay capas dobles o 1:1, triples o 2:1 y cuádruples o 2:1:1.
ESTRUCTURA ELEMENTAL DE LOS
ARGILOMINERALES
PRINCIPALES TIPOS DE
ARGILOMINERALES
Modificado de Lewis & McConchie (1993)
PRINCIPALES TIPOS DE
ARGILOMINERALES
Modificado de Lewis & McConchie (1993)
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
Consiste en determinar el espaciado basal de las capas de argilominerales,
sobre la base de la ecuación de Bragg: n λ = 2d sin θ
Los espaciados basales (en Angstroms) para los principales argilominerales
son:
Mineral
(001)
(002)
(003)
(004)
Caolinita
7,16 a 7,17
3,57 a 3,59
2,38 a 2,39
~1.8
Illita
9,98 a 10,10
4,94 a 4,98
3,31 a 3,36
~2.5
Esmectita
14,00 a 14,40
7,18 a 7,20
4,79
~3.5
Clorita
14,00 a 14,30
7,05 a 7,18
4,68 a 4,76
~3.5
La distinción entre caolinita y clorita puede ser dificultosa, sobre todo
si las reflexiones (001) y (003) de la clorita son débiles. Cuando se
encuentran ambos minerales debe prestarse atención a las diferencias
entre las reflexiones (002) de caolinita y (004) de clorita.
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
El análisis difractométrico de argilominerales se hace sobre tres tipos de
muestras:
Muestra normal: orientada (por decantación suspensiva) y secada a
temperatura ambiente.
Muestra glicolada: sometida a vapores de etilen glicol a efectos de
dilatar al máximo la estructura de los argiominerales expansivos.
Muestra calcinada: calentamiento a temperatura de 550º C.
Mineral
Normal
Glicolada
Calcinada
Caolinita
7,1
7,1
---
Illita
10
10
10
Esmectita
14,00 a 14,40
17,2
10
Clorita
14
14
14 ó ---
Vermiculita
14
15
12
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
IDENTIFICACIÓN DE LOS
ARGILOMINERALES
Difracción de rayos X
IDENTIFICACIÓN
DE LOS
ARGILOMINERALES
Imágenes de SEM
Esmectita
IDENTIFICACIÓN
DE LOS
ARGILOMINERALES
Imágenes de SEM
Caolinita
IDENTIFICACIÓN
DE LOS
ARGILOMINERALES
Imágenes de SEM
Illita
IDENTIFICACIÓN
DE LOS
ARGILOMINERALES
Imágenes de SEM
Cloritas
ORIGEN DE LOS ARGILOMINERALES
Los argilominerales de las rocas sedimentarias pueden ser alotígenos
primarios (derivar de una roca preexistente), alotígenos secundarios
(productos de descomposición de otros minerales de la roca madre,
como feldespatos, micas y otros silicatos además de vidrio volcánico) y
autígenos, es decir formados in situ. En el caso de los autígenos pueden
ser debidos al proceso de neoformación (precipitación a partir de una
solución, como la sepiolita, paligorskita y corrensita) o de
transformación de otros argilominerales por intercambio o
reordenamiento iónico (como el pasaje desde esmectita a illita o clorita).
Los argilominerales pueden formarse durante la meteorización, por
procesos pedogenéticos, en el ambiente de acumulación sedimentaria o
en la diagénesis (hasta el metamorfismo de bajo grado).
ORIGEN DE LOS ARGILOMINERALES
La formación de argilominerales depende de:
La naturaleza de la roca madre.
Los procesos de meteorización, en especial la hidrólisis de
minerales silicáticos. Temperatura, humedad, disponibilidad de agua.
Los procesos pedogenéticos.
depositación.
Las condiciones físico-químicas del ambiente de
La temperatura, presión y tipos de soluciones del
ambiente diagenético.
ORIGEN DE LOS ARGILOMINERALES
Todas las variedades de argilominerales pueden ser originados por
descomposición de otros minerales y por procesos pedogenéticos.
La distribución de los argilominerales en los sedimentos actuales se
relaciona estrechamente con el clima y los procesos de meteorización.
Sobre la base de la distribución en las cuencas oceánicas se ha
determinado que la caolinita aparece en regiones de latitudes bajas,
donde los grandes ríos drenan zonas tropicales húmedas. La illita en
cambio es más típica de regiones de más alta latitud. Por su parte, las
esmectitas están en estrecha relación con la alteración de material
volcánico (dorsales centro oceánicas y arcos de islas oceánicas).
La distribución en océanos también está controlada por la
granulometría. La caolinita es la variedad más gruesa (> 5 µ), la illita
oscila entre 0,1 y 0,3 µ, mientras que las partículas de esmectita son aun
de tamaño menor.
DIAGÉNESIS DE LOS
ARGILOMINERALES
Los argilominerales experimentan sensibles cambios con la diagénesis,
sobre todo por las variaciones de temperatura que se producen durante
el soterramiento.
Uno de los principales procesos el la transformación de esmectita a
illita en un proceso progresivo que se verifica por la aparición de
argilominerales interestratificados (10-14S). Este cambio se inicia entre
los 70º y 95º C, a profundidades entre 2 y 3 km.
Otra transformación es la de caolinita a illita y clorita que se produce a
temperaturas algo mayores.
DIAGÉNESIS DE LOS
ARGILOMINERALES
SINOPSIS SOBRE EL ORIGEN DE LOS
PRINCIPALES ARGILOMINERALES
Caolinita: se genera en condiciones de fuerte intemperización, con
abundantes lluvias, buen drenaje y aguas ácidas. También se forma cuando
abundan los ácidos orgánicos. Puede asimismo ser un mineral neoformado en
condiciones diagenéticas.
Esmectita: la arcilla expansiva es común en suelos de regiones templadas y
húmedas, y como producto de alteración del vidrio volcánico.
Illita: es el mineral más abundante en las pelitas, puede derivar de rocas
pelíticas preexistentes. Es también un producto de la hidrólisis de feldespatos y
micas (sobre todo de rocas ígneas ácidas) en climas templados desde húmedos
a secos, o generarse por transformación diagenética de esmectita.
Clorita: puede derivar de rocas pelíticas o metamorfitas de bajo grado. Se
puede originar por hidrólisis de rocas ígneas con déficit en álcalis. Se forma
también como mineral autígeno por transformación de vermiculita o esmectita.
CONCEPTOS SOBRE LA COMPOSICIÓN
QUÍMICA DE LAS ROCAS PSAMÍTICAS Y
PELÍTICAS
Las proporciones en las que aparecen los distintos componentes de estas
rocas sedimentarias son las que determinan la composición química.
La composición química de los componentes mayoritarios se expresa como
porcentajes de óxidos.
La composición está estrechamente relacionada con el tamaño de grano,
con la naturaleza de la(s) roca(s) madre(s), con el grado de evolución
del sedimento (madurez) y con la diagénesis.
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE PSAMITAS
Arenita
cuarzosa
Arenita
cuarzosa
Grauvaca
Arenita
lítica
Arcosa
Arcosa
SiO2
98,91
96,14
68,85
67,8
72,21
76,60
TiO2
0,05
0,04
0,74
0,95
0,22
0,60
Al2O3
0,62
1,12
12,05
15,4
10,69
12,40
Fe2O3
0,09
0,26
2,72
6,46
0,80
0,70
FeO
---
0,08
2,03
---
0,72
0,20
MnO
---
tr
0,05
0,07
0,22
---
MgO
0,01
0,06
2,96
1,73
1,47
0,30
CaO
0,01
0,94
0,50
0,42
3,85
0,40
Na2O
0,01
0,06
4,87
1,07
2,30
0,30
K2O
0,02
0,07
1,81
2,74
3,32
3,80
P2O5
---
tr
0,06
0,16
0,10
0,20
En arenitas cuarzosas muy elevado tenor de SiO2.
Las grauvacas y arenitas líticas poseen los más bajos porcentajes de SiO2, es
alta proporción de Al2O3, FeO y MgO. El Na2O y K2O son variables.
En las arcosas son altos los contenidos de CaO, Na2O (plagioclásicas) y K2O
(con feldespato potásico).
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE PELITAS
En las pelitas más
gruesas es mayor el
contenido de SiO2.
En las margosas
aumenta la
proporción de CaO.
En las más maduras
se va
incrementando el
porcentaje de Al2O3.
Promedio
lutita
paleozoica
Norteamérica
Promedio
lutita
paleozoica
Rusia
Promedio
lutita
mesozoica
Norteamérica
Promedio
lutita
mesozoica
Rusia
SiO2
59,75
56,78
67,78
64,09
TiO2
0,98
0,92
0,70
0,82
Al2O3
17,79
16,89
16,59
16,65
FeO
5,59
6,56
4,11
6,03
MnO
---
0,08
---
0.07
MgO
4,02
4,56
3,38
2,54
CaO
6,10
8,91
3,91
5,65
Na2O
0,72
0,77
0,98
1,27
K2O
4,82
4,38
2,44
2,73
P2O5
0,12
0,13
0,10
0,12
Las rocas pelíticas, en relación con las areniscas, poseen menor contenido de
SiO2 y más alto de Al2O3. El FeO es elevado, así como el MgO, CaO y K2O. El tenor de
Na2O es comparativamente bajo.
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MADUREZ
Para la determinación de la madurez se pueden utilizar los siguientes índices:
Índices de Englund y Jorgensen (1973):
M1 = (FeO + MgO + Al2O3) / (K2O + Na2O + CaO)
M2 = Al2O3 / (FeO + MgO )
Índice de Nesbitt y Young (1982) Chemical Alteration Index:
CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + K2O + Na2O + CaO en silicatos)] x 100
Índice de madurez de rocas pelíticas de Bhatia (1985):
Mudrock maturation index (MMI) = [filosilicatos / (filosilicatos + cuarzo
+ feldespato)] x 100
Índice de madurez de Iñiguez, Merodio y Spalletti (1990) con
empleo de composición normativa de pelitas:
IM = (caolinitan + cuarzon) / (argilominerales no caoliníticosn +
feldespaton)
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MADUREZ
Índices de Englund y Jorgensen (1973):
M1 = (FeO + MgO + Al2O3) / (K2O + Na2O + CaO)
M2 = Al2O3 / (FeO + MgO )
COMPOSICIÓN QUÍMICA, MADUREZ Y
PROCEDENCIA
Índice de Nesbitt y Young (1982) Chemical Alteration Index:
CIA = [Al2O3 / (Al2O3 + K2O + Na2O + CaO en silicatos)] x 100
COMPOSICIÓN QUÍMICA, MADUREZ Y
CLASIFICACIÓN DE PELITAS
Bhatia (1985) Mudrock maturation index
(MMI) = [filosilicatos / (filosilicatos + cuarzo + feldespato)] x 100
Textura: porcentaje de arcilla
Indice de
madurez
0-33
34-67
68-100
< 33
Limos y limolitas
técticos
Fangos y
fangolitas técticos
Arcillas y arcilitas
técticas
33-67
Limos y limolitas
filotécticos
Fangos y
fangolitas
filotécticos
Arcillas y arcilitas
filotécticas
> 68
Limos y limolitas
fílicos
Fangos y
fangolitas fílicos
Arcillas y arcilitas
fílicas
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y TIPOS DE
ROCAS PSAMÍTICAS Y PELÍTICAS
Aumento de
madurez
Decrecimiento del
tamaño de grano
Aumento de
madurez
COMPOSICIÓN QUÍMICA Y PROCEDENCIA
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE PELITAS Y
MARCO TECTÓNICO
COMPOSICIÓN QUÍMICA DE PELITAS Y
MARCO TECTÓNICO
MCP: margen continental pasivo
MCA: margen continental activo
AI: arco de islas oceánicas
Merodio y Spalletti (1990)
COMPOSICIÓN QUÍMICA (ELEMENTOS
TRAZA) Y MARCO TECTÓNICO
Los elementos más
inmóviles se consideran
actualmente de
importancia en definir la
procedencia y el marco
tectónico. Los más
utilizados son Ti, Zr, La,
Th y Sc.