Rocas Silíceas - Facultad de Ciencias Naturales y Museo

FTANITAS (CHERTS) Y
SEDIMENTOS SILÍCEOS
Í
Dr. Luis A. Spalletti
Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo,
Universidad Nacional de La Plata. 2006-2009.
La ftanita es una roca silícea de grano fino (por lo común entre 5
y 20 µ)
µ),, densa, muy dura y que suele mostrar fractura concoide.
Las impurezas (arcillas
(arcillas, hematita
hematita, carbonatos y materia orgánica)
no pasan del 5%.
Los componentes silíceos se pueden concentrar por:
Precipitación química (directa y metasomática)
Precipitación bioquímica
Acumulación biogénica
(Retrabajamiento mecánico
de esos componentes)
p
)
COMPONENTES DE LAS FTANITAS Y
SEDIMENTOS SILÍCEOS
Microcuarzo: cristales de pocos micrones.
Megacuarzo: cristales más gruesos que pueden superar los 500 µ y
tienen tendencia euedral. Por lo común rellenan huecos y paredes
(drusas).
Calcedonia (cuarzo calcedónico): variedad fibrosa con individuos
alargados desde pocos micrones hasta 500 µ. Suelen disponerse con
diseño radial, con formas en cuña, a veces mamelonares y esferulíticas.
Ópalo o sílice opalina: sustancia amorfa e inestable. Decrece su
proporción con el tiempo geológico y no se encuentra en las ftanitas
precámbricas ni paleozoicas. Los componentes biogénicos silíceos son
todos de ópalo.
CAMPOS DE ESTABILIDAD DE LA
SÍLICE
Solubilidad del cuarzo y de la
sílice amorfa a 25º C.
Boggs (1992), Tucker (2003)
COMPONENTES DE LAS FTANITAS Y
SEDIMENTOS SILÍCEOS
El ópalo amorfo, de los componentes biogénicos, es conocido como
ópalo
p
A.
El primer cambio producido por diagénesis es el pasaje de ópalo A a
ópalo
p
CT qque es un componente
p
con una estructura cristalina bastante
desordenada e interestratificada de cristobalita y tridimita. Son
cristales pequeños laminares y/o esferulíticos.
El siguiente pasaje es a microcuarzo o a calcedonia
calcedonia.. Este proceso
produce la obliteración de las estructuras orgánicas originales de las
diatomeas y los radiolarios.
Todos estos pasajes implican la transformación a especies más estables.
El cambio ópalo
p A → ópalo
p CT → calcedonia y microcuarzo produce
p
una reducción enorme de la porosidad que pasa desde 90% a menos
del 10%, sin necesidad de apelar a la compactación.
TRANSFORMACIONES DIAGENÉTICAS
CON AUMENTO DE SOTERRAMIENTO
Nótense las diferencias en
la temperatura y tiempo
de transformación según
las regiones tectónicas
con alto y bajo gradiente
geotérmico.
Boggs (1992)
ORGANISMOS CONCENTADORES DE
SÍLICE OPALINA
Radiolarios: zooplankton marino, desde el Cámbrico a la actualidad.
Formas circulares a elongadas con espinas y ornamentos superficiales.
De decenas a centenares de micrones.
Diatomeas: fitoplankton marino y continental, desde el Triásico a la
actualidad Frústulos circulares a elongados con espinas y ornamentos
actualidad.
superficiales. De decenas a centenares de micrones.
Esponjas silíceas: marinas y continentales
continentales, desde el Cámbrico a la
actualidad. Desde unos pocos micrones hasta varios milímetros, con
formas triletes o en Y, y secciones circulares a ovaladas.
ORGANISMOS CONCENTADORES DE
SÍLICE OPALINA
RADIOLARIOS
ORGANISMOS CONCENTADORES DE
SÍLICE OPALINA
DIATOMEAS
Para formar una capa de unos pocos centímetros de
espesor y 1 kilómetro cuadrado de superficie se requieren
decenas de millones de frústulos de diatomeas.
CONCENTRACIÓN DE LOS RESTOS DE
ORGANISMOS SILÍCEOS
Los organismos silíceos constituyen los denominados cienos (oozes)
silíceos,, siendo los más comunes los de radiolarios y de diatomeas.
silíceos
Se originan cuando hay elevada productividad orgánica en aguas
superficiales.
L cienos
Los
i
d
de di
diatomeas se encuentran en mares de
d altas
l latitudes
l i d
(Pacífico norte, Antártida). En cambio, los cienos de radiolarios son
típicos del Pacífico e Índico ecuatoriales. No obstante, en el prepreMesozoico los radiolarios pueden haber ocupado nichos ecológicos de
las diatomeas.
CONCENTRACIÓN DE LOS RESTOS DE
ORGANISMOS SILÍCEOS
Su concentración está favorecida por la ausencia de carbonatos, por lo
que los cienos silíceos son característicos de las zonas profundas de
los océanos (superiores a CCD, aproximadamente 4.500 m). En el
ambiente abisal llegan
g hasta los 6.000 m que
q es la profundidad
p
de
compensación del ópalo (OCD).
Con todo, los cienos silíceos pueden aparecer a profundidades menores
(de menos de 1.500 m), en aguas fértiles en sílice y si es que no se
produce en esos ambientes acumulación de cienos carbonáticos ((déficit
p
en la producción de plankton calcáreo). Esto puede haber ocurrido en
el Paleozoico y al inicio del Mesozoico, ya que componentes
importantes del plankton calcáreo
calcáreo, como foraminíferos y cocolitos,
cocolitos no
habían evolucionado.
CIENOS, TIERRAS Y SEDIMENTITAS
BIOGÉNICAS SILÍCEAS
El cieno silíceo es el sedimento en su ambiente de depositación.
Cuando el material ha dejado de estar en su ambiente, pero se mantiene
como sedimento,
sedimento es decir inconsolidado,
inconsolidado al depósito se lo denomina
tierra (tierra de radiolarios, tierra de diatomeas
diatomeas).
).
Cuando el depósito está consolidado, constituyendo una roca
blanquecina o de tonalidades claras, de grano muy fino, seleccionada,
de aspecto
spe to sedoso y de muy
m baja
b j densidad
densid d debido a la
l elevada
ele d
porosidad, reciben su denominación por el componente predominante,
por ejemplo radiolarita
radiolarita,, diatomita
diatomita..
TIPOS DE SEDIMENTITAS SILÍCEAS
G ló i
Geológicamente
t se reconocen dos
d tipos
ti
de
d depósitos
d ó it silíceos:
ilí
estratificados o ftanitas estratificadas:
estratificadas: cuerpos
regionalmente continuos y que conforman sucesiones sedimentarias.
En general, se los considera acumulaciones primarias.
nodulares o ftanitas nodulares:
nodulares: aparecen como concreciones
incluidas en sedimentitas carbonáticas,
carbonáticas pelitas y evaporitas.
evaporitas Se los
atribuye a procesos diagenéticos.
FTANITAS O CHERTS ESTRATIFICADOS
S los
Se
l s vincula
in l esencialmente
s n i lm nt con
n pr
procesos
s s bi
biogénicos
éni s y
volcánicos (posible transformación de vidrio volcánico).
Pueden constituir alternancias entre sedimento orgánico silíceo
y pelitas (son comunes lutitas oscuras,
oscuras silíceas y/o piríticas) en láminas
delgadas (de sólo unos pocos centímetros) que reflejan cambios cíclicos
de productividad y de aporte terrígeno.
Otras sucesiones están formadas por cuerpos masivos y más
uniformes de ftanita en capas que pueden superar 1 m de espesor,
internamente laminadas o masivas y de tonos oscuros (verdosos, grises)
qque evidencian una mucho más homogénea
g
productividad
p
biogénica
g
silícea.
Hay cuerpos de chert con estratificación gradada, paralela y
ondulítica y con lineaciones subestratales, lo que
q refleja
j retrabajamiento
j
por corrientes de turbidez. Estos cuerpos pueden también mostrar
brechamiento y plegamiento sin sedimentario producidos por
fenómenos de desmoronamiento cuando los cienos primarios se
acumularon
l r en altos
lt topográficos
t p ráfi
submarinos
b ri
o en zzonas con
pendientes inestables.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Suelen aparecer en sucesiones de rocas fuertemente
deformadas lo que denota el ascenso tectónico de depósitos marinos
deformadas,
profundos.
Pueden constituir una asociación con lavas básicas en
almohadilla, depósitos volcaniclásticos, lutitas oscuras y carbonatos
pelágicos. Esta es una típica asociación ofiolítica que representa a un
fragmento de fondo oceánico.
oceánico. Las ftanitas de esta asociación se
originan como productos de acumulación biogénica marina profunda y
como resultado de transformación de vidrio volcánico.
En asociación con carbonatos pelágicos y con turbiditas
silicoclásticas y carbonáticas se interpretan como depósitos marinos
profundos de un margen
p
g continental p
pasivo.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Big Fork Chert (Ordovícico),
(Ordovícico) Hot Springs,
Springs Arkansas (USA)
(USA). Ftanita
interestratificada con lutitas mostrando fuerte deformación tectónica.
CONCEPTOS ADICIONALES SOBRE LA
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Algunas ftanitas estratificadas del Precámbrico han sido
vinculadas con emanaciones de aguas
g
termales en el fondo oceánico.
Otros autores consideran que esos océanos pudieron tener altas
concentraciones de sílice y bajos valores de pH.
FTANITAS O CHERTS DE AMBIENTE
CONTINENTAL
Además
de ás de los
os ejemplos
eje p os de ambientes
a b e tes marinos,
a os, las
as sedimentitas
sed e t tas
químicas silíceas pueden encontrarse como productos de:
z Acumulaciones biogénicas (diatomeas) en ambientes lacustres.
z Precipitación química en lagos muy alcalinos.
z Precipitación química (bacteriana) en aguas termales continentales:
formación de depósitos de sinter por evaporación y rápido
enfriamiento de aguas cargadas en sílice.
z Silcretos
Silcretos:: suelos de regiones áridas a semiáridas (Australia,
Sudáfrica), aguas alcalinas actúan sobre materiales de composición
silícea (volcaniclásticas riolíticas, por ejemplo), producen disolución y
reprecipitación edáfica de microcuarzo (huecos,
(huecos tapices sobre raicillas).
raicillas)
LA PRECIPITACIÓN EN LAGOS
ALCALINOS
En principio, con pH fuertemente alcalino, superior a 9, se
produce la disolución de granos de cuarzo, también de argilominerales
y del vidrio volcánico de depósitos volcaniclásticos que se encuentren
en el fondo del cuerpo de agua. Pueden tener estructuras de
deformación sinsedimentaria, brechamiento y grietas de desecación.
El agua del lago se sobresatura en sílice.
La precipitación química de la sílice puede producirse por dos
mecanismos esenciales:
a)) evaporación:
p
precipitan
p p
ggeles de cristobalita,, tal como ocurre
en el lago Coorong en Australia), o
b) por entrada de aguas dulces (como en el lago Magadi, de
p p
p
primaria del silicato de sodio,, magadiita,
g
, que
q
África,, con precipitación
pasa rápidamente a ópalo. En este caso, la sílice se asocia con
carbonato de sodio del que pueden quedar moldes de cristales.
LAGO COORONG EN EL SUR DE
AUSTRALIA
LAGO MAGADI
El Lago Magadi (Kenia), del rift
africano. Es un lago alcalino de
región
ió seca en ell que se acumulan
l
carbonatos de sodio, como trona, en
asociación con silicatos de sodio
(magadiita). Está alimentado por
aguas de emanaciones volcánicas.
TIPOS ESPECIALES DE FTANITAS
ESTRATIFICADAS
Novaculita: roca de sílice criptocristalina densa, homogénea,
Novaculita:
clara constituida esencialmente por microcuarzo.
Jaspe:: variedad roja de ftanita por presencia de hematita
Jaspe
diseminada. Los jaspes suelen depositarse en alternancia con láminas de
hematita. Al par jaste/hematita se lo denomina jaspilita
jaspilita..
Porcelanita:: ftanita con textura fina, algo porosa que tiene
Porcelanita
aspecto de cerámica sin esmaltar. Puede tener mayor contenido de
impurezas (por ejemplo calcita, dolomita). También se aplica a ftanitas
opalinas de grano muy fino
fino.
Sinter:: ftanita de tonos claros (blanca, amarillenta, rosada),
Sinter
porosa y liviana, producida por emanaciones de aguas termales
continentales y fijación por bacterias termofílicas
termofílicas. Geyserita
Geyserita:: es una
variedad de sinter relacionada con geyseres.
Toba silícea o halleflint: ftanita producto de la silicificación
de depósitos piroclásticos muy vítreos,
vítreos debida a fenómenos de
devitrificación o de metasomatismo por introducción de sílice en
materiales piroclásticos.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Afloramiento de novaculita devónica,
devónica Hot Springs,
Springs Arkansas (USA).
(USA) Sílice
prácticamente pura representa a depósitos de fondo oceánico. La roca es dura y
muy resistente a la descomposición.
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Jaspilita de Negaunee Iron Formation, Michigan (USA).
GEOLOGÍA DE LAS FTANITAS O
CHERTS ESTRATIFICADOS
Aguas termales que drenan hacia el Río Madison (Lower Geyser Basin, Yellowstone National
Park, Wyoming, USA) han depositado un montículo de sinter rojo y amarillo por actividad
de bacterias termofílicas.
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL
(TAMBIÉN CONOCIDAS COMO FLINTS)
Los nódulos de pedernal son concreciones masivas, de
textura muy fina, compactas y duras, con fractura concoide. Sus formas
van desde ovoidales a irregulares, pero con contornos suaves o
“redondeados”.
edo deados . Las dimensiones
d e s o es de estos cuerpos
cue pos son
so variadas,
va adas, y
aunque pueden llegar a 1 m, por lo general se encuentran entre 5 cm y
50 cm. Están incluidos en distintos tipos de rocas, como carbonatos
pelágicos (micritas),
(micritas) pelitas y evaporitas anhidríticas.
anhidríticas
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL
Desde el punto de vista genético se manejan tres alternativas:
a) p
precipitación
p
p
primaria de coloides silíceos amorfos en el fondo de
cuerpos de agua marinos o lacustres (poco probable),
b) penetración de agua meteórica en los suelos (probable), y
c)) crecimiento
i i
y reemplazo
l
en ell interior
i
i del
d l sedimento
di
que los
l aloja
l j (la
(l
más aceptada).
FTANITAS NODULARES O PEDERNAL
La aceptación del origen diagenético está basada en evidencias
tales como: presencia de ooides y de fragmentos esqueletales
carbonáticos reemplazados por sílice, continuidad de la laminación
original del sedimento en el interior de los nódulos.
El origen más probable de los nódulos se relaciona con la
disolución de ópalo A biogénico que está diseminado en el sedimento
alojante (especialmente espículas de esponjas, pero también radiolarios,
frústulos de diatomeas) y reprecipitación de ópalo CT en puntos de
crecimiento nodular.