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TRABAJO PRÁCTICO Nº 1 RECONOCIMIENTO DE ROCAS SEDIMENTARIAS EN MUESTRAS DE MANO Introducción Las rocas sedimentarias y metasedimentarias constituyen en volumen sólo el 5% de la litósfera (considerando unos 16 km de espesor de corteza), el 95% restante lo constituyen las rocas ígneas y metamórficas. Por otra parte, los sedimentos cubren el 75% de la superficie emergida, mientras que los granitos sólo ocupan 25% de los afloramientos (Pettijohn, 1957). Por lo tanto, los sedimentos sólo forman una delgada capa superficial. La tabla 1.1 muestra la distribución volumétrica de las rocas sedimentarias de acuerdo a un promedio basado en la medición de perfiles estratigráficos y corregidos de acuerdo al contenido (principalmente de lutitas) en cada uno de los componentes (Krynine, 1948); a los que se han agregado las estimaciones de Wedepohl (1969). Serie de la Cuarcita Conglomerados y Areniscas Limolitas y Lutitas Rocas Químicas

Ortocuarcita 9%

Litarenita de alto rango 4% 6,7% (W)

Litarenita de bajo rango 14%

3,4% (W) Lutitas cuarzosas 2%

Serie de la Arcosa

Serie de la Litarenita (Grauvaca)

Lutitas micáceas 21%

Lutitas cloríticas 6%

Arcosas 13% 4,9% (W) Lutitas caoliníticas 13%

Calizas, dolomías, ftanitas, etc. 18%

Tabla 1.1. Distribución volumétrica de las rocas sedimentarias en la corteza terrestre (Krynine, 1948). (W) Estimaciones de Wedepohl (1969). La composición modal de un sedimento es el reflejo de las proporciones de los distintos componentes principales. Éstos pueden ser agrupados en tres miembros: 1– componentes detríticos, dominantemente silicoclásticos o terrígenos derivados de un área externa a la cuenca; 2– componentes aloquímicos producidos dentro o adyacente al área de depositación (pero erosionados y redepositados); y 3– componentes ortoquímicos, como resultado de la precipitación química dentro del área de depositación. De esta manera, Folk (1974) define cinco clases principales de rocas sedimentarias (Fig. 1.1, Tabla 1.2). Esta clasificación está basada exclusivamente en la composición inmediatamente después de la depositación, por lo tanto los cementos y los minerales autigénicos no están incluidos. Símbolos y comentarios T: rocas terrígenas. areniscas y conglomerados.

% r.e. Pelitas,

65-75

AI: rocas aloquímicas impuras. Lutitas muy esqueletales, carbonatos ricos en ooides.

10-15

OI: rocas ortoquímicas impuras. Pelitas carbonáticas arcillosas. A: rocas aloquímicas. Rocas carbonáticas ricas en fragmentos esqueletales, ooides, peloides o intraclastos.

2-5

8-15

O: rocas ortoquímicas. pelitas 2-8 carbonáticas, anhidrita y yeso. Tabla 1.2. % r.e.: es el porcentaje aproximado registrado en columnas estratigráficas. Modificado de Harwood (1988; pág. 114).

Figura 1.1. Los tipos básicos de rocas sedimentarias según Folk (1974). Modificado de Harwood (1988; pág. 114).

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Elementos texturales de las rocas clásticas y piroclásticas a) Definición de textura: Es el conjunto de caracteres morfológicos y relaciones espaciales de los componentes de un sedimento o roca sedimentaria. Comprende el tamaño, la forma y ordenamiento de los componentes, sean éstos clásticos o químicos. El ordenamiento comprende el empaquetamiento y el entramado. La forma comprende a su vez a la esfericidad, redondez y textura de superficie. El tamaño se expresa estadísticamente simplificándolo por medio de diámetros y utilizando medidas de la tendencia central (mediana, media y moda). Los componentes pueden ser por su origen de tres tipos: 1) Clásticos: Comprende los fragmentos (granos y partículas) que provienen de la desintegración de otras rocas. 2) Autígenos: Minerales formados en el mismo lugar de acumulación (precipitación durante la depositación o después, en cuyo caso constituye un cemento). 3) Alogénicos: Componentes formados en la misma cuenca pero transportados de su lugar de formación a otra más o menos distante de acumulación. b) Componentes petrográficos: Los constituyentes mineralógicos de una roca pueden agruparse en tres elementos texturales, que son los que forman y dan la apariencia a la roca. Este agrupamiento se hace sobre la base del tamaño relativo (no el absoluto) y la posición relativa en el espacio de los constituyentes. 1) Entramado o fábrica: Las partículas individuales o granos son las unidades básicas de la textura. Si las partículas son de diferente tamaño, las mayores constituyen una estructura trabada (entramado) que en general soporta el peso de la roca. 2) Matriz: Las partículas individuales más pequeñas que llenan los intersticios entre los granos del entramado constituyen la matriz. De hecho, no existe matriz sin la presencia de granos más grandes; así si las partículas son muy pequeñas, pero del mismo tamaño, debe llamarse a todo el conjunto "entramado". 3) Cemento: Es el componente químico autigénico incorporado por precipitación alrededor de granos y matriz. En las rocas clásticas (que forman más del 95% de todas las sedimentitas) el entramado y la matriz son siempre clásticos -sean de origen detrítico o químico- y el cemento es siempre químicamente autígeno. Todos estos términos son relativos y el término "entramado" no tiene connotación de tamaño absoluto. Por ejemplo, aunque no existe un límite de tamaño entre la matriz y los componentes del entramado que abarque a todas las rocas sedimentarias clásticas, en las areniscas puede considerarse como matriz a las partículas individuales menores a 30 μm (micras) pero en un conglomerado la matriz puede estar formada por partículas tamaño arena. c) Asociaciones de los componentes de la textura: La fracción silicatada clástica en una roca detrítica puede ser friable (inconsolidada), ya sea por adhesión simple entre los constituyentes más plásticos finamente divididos de la matriz o por la introducción de un cemento químico extraño. Cuando este cemento excede el 50% la roca se convierte en una roca química. Los dos grupos de rocas detríticas son: i) Sin cemento químico (friable o consolidado solo por adhesión o reorganización de la matriz). ii) Consolidadas, como consecuencia de la acción de cementos químicos. En las areniscas, los dos tipos de matriz son: i) Arcilloso (caolinita-bauxita). ii) Micáceo-clorítico. Ambos pueden estar cargados de partículas de cuarzo muy fino. Ambos son "arcillosos" en el sentido puramente físico (granulométrico) de la palabra. Esta matriz puede estar coloreada de negro o verde por materia carbonosa, biotita o clorita, o rojo y pardo por óxidos férricos. Debido a que en este caso el óxido de hierro actúa sólo como pigmento y no como cemento, debe emplearse el término "rojo" en lugar de ferruginoso (muchas rocas negras contienen mucho más hierro que algunas "ferruginosas"). Tipos de cementos químicos: i) Silíceo: puede aparecer como sobrecrecimiento en granos de cuarzo, aumentando así la aparente angulosidad de un sedimento, como calcedonia (ftanita) o como ópalo. ii) Carbonático: los más frecuentes son calcita o dolomita, y con mayor frecuencia de la que generalmente se piensa, carbonatos de hierro de la clase ankerita o siderita. iii) Otros cementos: incluye todos los otros materiales precipitados químicamente. En general, sólo glauconita, fosfatos y materiales ferruginosos son importantes, siguiendo en importancia muy localizada yeso, anhidrita y aún halita.

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d) Morfometría i) Granometría: Las rocas detríticas pueden ser divididas en base a tres rangos granulométricos (Fig. 1.2): -grano grueso o conglomerádico, con un tamaño mayor de 4 mm. -grano mediano o arenoso, entre 2 mm y 0,0625 mm -grano fino o limoso-arcilloso, por debajo de 0,0625 mm (el límite entre limo y arcilla es 0,0039 mm). Bonorino y Teruggi (1961) introdujeron los términos gránulos para los individuos entre 2 y 4 mm, sábulo para el agregado suelto de estos últimos, y sabulita para el equivalente litificado. Cuando el tamaño promedio excede los 256 mm, el conglomerado se suele denominar conglomerado de bloques. Para Folk et al. (1970), el volumen mínimo para que se considere a una roca como conglomerado es 30% de clastos mayores a 2 mm (Fig. 1.3); el rango entre 30 y 80% de gravas define las categorías de conglomerado arenoso, fango-arenoso y fangoso (categorías éstas a la que pertenecen los tills, tilitas y muchos fanglomerados). Por otra parte, Greensmith (1979) propone un piso mínimo de 25% de gravas (Fig. 1.3b). Las areniscas son fácilmente subdividibles megascópicamente en base al tamaño: - gruesas, tamaño medio entre 1 y 2 mm, - medianas, tamaño medio entre 1/4 y 1 mm - finas, entre 1/4 y 1/16 mm (o 0,0625mm) Pueden establecerse diversas texturas de mezcla combinando estos términos. Puede denominarse "arenisca" a cualquier muestra entre 1/16 y 2 mm y que contiene menos de 10% de rodados, "arenisca gravosa" con más del 10% de rodados, "arenisca conglomerádica", con más del 20% de rodados, "arenisca limosa" o "arenisca arcillosa", con más del 20% de limo o arcillas respectivamente. Las rocas clásticas más finas (pelitas o fangolitas) se reconocen por el tacto: siendo las limolitas rugosas (gritty) y las lutitas y arcilitas suaves y(o) untuosas. Las limolitas arenosas contienen más del 20% de arena, mientras que las lutitas o arcilitas limosas contienen más del 20% de limo. Las arcilitas y lutitas difieren en la ausencia y presencia de fisilidad, respectivamente. Las limolitas poseen dos modelos de fábrica: a) limolitas propiamente dichas, que consisten en partículas de limo relativamente bien seleccionadas y b) microconglomerados (o microbrechas) constituidos por granos de arena relativamente gruesos en una matriz limosa muy fina o arcillosa. En general las limolitas son algo más micáceas que las microbrechas y microconglomerados.

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Figura 1.2. Escala de Udden-Wentworth para tamaños de granos y escala de conversión φ/mm (modificada de Lewis y McConchie 1994; pág. 115).

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Figura 1.3. Propuestas de clasificación textural. a) Modificado de Folk et al. (1970) y Mc Lane (1995; pág. 12), note que el polo de las gravas incluye a los sábulos, referencias: G, grava; F, fango; A, arena; g, gravosa; f, fangosa; a, arenosa; (g) con grava subordinada, escala distorsionada para mejorar la claridad. b) Modificado de Greensmith (1979) y Scasso y Limarino (1997; pág. 49).

ii) Forma de los clastos (Fig. 1.4): Las rocas clásticas gruesas pueden dividirse atendiendo a la angulosidad (o grado de redondez) de los clastos en: - conglomerados propiamente dichos (redondeados) - brechas (angulosos). Las divisiones de sedimentitas de grano mediano es algo más difícil, debido a que muchas areniscas angulosas (grits) se originan por sobrecrecimientos de sílice secundaria.

Figura 1.4. Tabla comparativa de redondez y esfericidad (Prothero y Schwab, 1996).

Rocas piroclásticas El término piroclástico se refiere a aquellas rocas ricas en detritos volcánicos depositados en forma primaria, se originan como rocas ígneas para depositarse en forma casi inmediata como sedimentos (Scasso y Limarino, 1997). De acuerdo a la mecánica de la erupción volcánica, los productos volcánicos varían desde violentas erupciones que producen depósitos piroclásticos por fragmentación del magma y de la roca de caja hasta emisiones tranquilas y continuas en forma de coladas basálticas. Los depósitos piroclásticos son el producto de la fragmentación y trituración 9

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del magma y de la roca encajante durante erupciones de características explosivas. Los magmas más silíceos son más eruptivos y aportan mayor cantidad de material particulado. Las partículas eyectadas se conocen como material piroclástico/tefra. Los procesos sedimentarios que actúan en la removilización de los depósitos piroclásticos primarios son los mismos que dan origen a los depósitos epiclásticos, por eso, la textura y las estructuras sedimentarias de ambos suelen ser muy similares. La clasificación de las rocas piroclásticas en base al tamaño de grano es similar a la de las rocas clásticas pero varía su denominación (Tabla 1.3; Fig. 1.5) Tabla 1.3. Denominación de rocas piroclásticas en base al tamaño de grano (modificada de Fisher, 1961) Fragmentos piroclásticos Nombre del Tamaño de grano depósito no Depósito litificado Redondeados o (mm) Angulosos consolidado con forma fluidal Aglomerado (de Aglomerado (de 256 Bombas Bloques bombas) o brecha bombas) o brecha piroclástica piroclástica 64 Lapilli Capa de lapilli Lapillita 2 Toba gruesa / Ceniza gruesa cinerita Capa de cenizas 1/16 Toba fina / Ceniza fina / polvo chonita

Figura 1.5. Clasificación de rocas piroclásticas por su granulometría (Scasso y Limarino, 1997)

Uno de los criterios más comunes para la clasificación de las tobas se basa en el porcentaje relativo entre los componentes vítreos, los fragmentos líticos y cristales (Fig. 1.6).

Figura 1.6. Clasificación de las tobas en base a la proporción entre sus distintos componentes (Pettijohn et al., 1987)

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De acuerdo al modo de transporte y depositación se reconocen 3 categorías principales de depósitos piroclásticos: de caída, coladas/flujos piroclásticas y oleadas piroclásticas (surge). La primera genera mantos que cubren el relieve uniformemente, no suelen presentar una fábrica desarrollada salvo gradación normal. Los flujos piroclásticos suelen ser macizos y mal seleccionados mientras que las oleadas presentan estructuras sedimentarias unidireccionales, estratificación entrecruzada de bajo ángulo, dunas, antidunas, corte y relleno, buena selección y una variación lateral de facies.

Elementos texturales de las rocas químicas y organógenas Según Grabau (1904) hay dos grupos de rocas fundamentalmente distintas: exógenas y endógenas. Las rocas exógenas son las fragmentarias, clásticas o epiclásticas; mientras que las rocas endógenas son tanto los materiales amorfos como los cristales precipitados a partir de soluciones de origen biogénico o químico. Las rocas químicas están constituidas por materiales precipitados de soluciones, producidos por reacción entre las soluciones y materiales sólidos preexistentes o por transformación posterior de aquellos. La precipitación puede ser inducida por evaporación (evaporitas) o por la biota (arrecifes coralinos). La mayor parte de las rocas químicas se originan por combinación de estos dos procesos extremos, a la que se agrega la fragmentación y retrabajado en el ambiente. Rocas carbonáticas: Son muy abundantes en la corteza terrestre. Las calizas están compuestas por carbonato de calcio, representado por los minerales: calcita, calcita magnesiana y aragonita, principalmente. Algunas calizas contienen dolomita CaMg (CO3)2 en proporciones variables. Cuando la dolomita excede en volumen a la calcita, la roca se denomina dolomía. Ésta, a diferencia de las calizas no reacciona ante la acción de los ácidos fuertes fríos y diluidos. Caliza es toda roca que contiene más del 50% de carbonato de calcio singenético o primario. El porcentaje de carbonato de calcio según Pettijohn (1957) suele exceder el 80%. Las calizas se dividen por su origen en: i) autóctonas: Originadas in situ, mediante una acción química o bioquímica. ii) alóctonas: Originadas por transporte y redepositación del material. iii) metasomáticas: Originadas por reemplazamiento de calizas por soluciones magnésicas o ferrosas. Las dos primeras clases se consideran calizas primarias por haberse formado en la misma cuenca de acumulación; el tercer grupo es secundario o diagenético (originado por transformaciones posteriores a la formación de la roca). Las clasificaciones petrográficas de las calizas utilizadas en la actualidad son de tipo componental y están inspiradas en las ideas de Folk (1959). En Argentina, Marchese y Fernández Garrasino (1967) han desarrollado una clasificación en español. Los componentes de las calizas, por su lugar de origen, se dividen en: terrígenos (extracuencales) y no terrígenos (intracuencales). Los terrígenos comprenden elementos carbonáticos y no carbonáticos provenientes del área de aporte. Los no terrígenos se subdividen en: i) Ortoquímicos: Formados in situ, no han sufrido transporte, y en su mayoría actúan como cemento. Se dividen texturalmente en: - micrita: menor que 0,0039 mm, - subesparita: entre 0,0039 y 0,062 mm, - esparita: entre 0,062 y 2 mm, y - macroesparita: mayor que 2 mm. ii) Aloquímicos: Formados dentro de la cuenca. Han sufrido un cierto grado de transporte antes de su depositación. Ejemplo de estos componentes son las oolitas. iii) Pseudoaloquímicos: Componentes de apariencia similar a los aloquímicos pero que no han sufrido transporte y son difíciles de reconocer megascópicamente. Silicitas. Estas rocas constituyen depósitos estratificados o cuerpos de reemplazo. Están compuestos por ópalo y(o) por sílice criptocristalina o microcristalina (calcedonia). Las compuestas por ópalo suelen contener abundantes espículas de esponjas y conchas de diatomeas y radiolarios. Los depósitos de espículas se llaman espiculitas, y los de diatomeas y radiolarios, diatomitas y radiolaritas, respectivamente. Se caracterizan por su color blanco, bajo peso específico y no reaccionan a los ácidos fuertes. Las rocas compuestas por calcedonia de aspecto compacto y denso, fractura concoidea o astillosa, colores muy variados, suelen derivar en algunos casos de recristalización de las anteriores. Se reconocen además por: dureza cercana a 7, y en el campo, por encontrarse muy litificadas y poseer colores diferentes a los sedimentos asociados. 11

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El chert suele estar formado por finos cristales de cuarzo de tamaño limo y calcedonia (fibras radiales de decenas a centenas de micrones de largo) que puede formarse como sedimento primario o diagenético. Evaporitas. Son rocas sedimentarias formadas por precipitación de sales al evaporarse el agua que las contenía. Los elementos menos solubles son los que precipitan primero: CaCO 3, CaSO4 (yeso, anhidrita), NaCl, KCl (silvita)/MgCl. Las evaporitas se forman en cuencas cerradas (ej. Salinas Grandes de Córdoba), en vertientes (travertino y tufa) y en lagunas marinas litorales. Los minerales que se forman son extremadamente numerosos y variables, según el ambiente geológico, el clima y las modificaciones posteriores. Los minerales más comunes son: halita (sal gema), yeso, anhidrita y algunas sales muy solubles de potasio, calcio y magnesio. Los travertinos son calizas porosas, brechosas, de color claro, con desarrollo de calcita fibrosa, huecos con cristales en empalizada y bandas de color. La tufa es un travertino muy poroso, hasta cavernoso, casi sin estructura bandeada. La tosca constituye una caliza blanca, brechosa o concrecional (muñecos de tosca) y que constituye el horizonte B de algunos suelos de regiones secas y áridas. No presenta bandeado ni hoquedades y está compuesta por calcita micrítica, en partes maciza, en otras pulverulenta. Ferrilitas. La presencia de hierro abundante determina en la roca que los contiene un color castaño o rojo. Sin embargo, no todas las rocas de este color poseen abundante Fe. Las ferrilitas constituyen una clase muy homogénea, cuyo contenido de hierro excede el 15% (21,3% de Fe3O2). Entre éstas, las menas de hierro son aquellas que contienen más del 40% de Fe metálico. Algunas ferrilitas son ricas en glauconitas, y otras en siderita, chamosita y óxido férrico. Por supuesto el hierro se encuentra en otros minerales sedimentarios como pirita, marcasita, magnetita y thuringita (turgita). Los tipos más comunes son: - arenas glauconíticas: consistentes en nódulos glauconíticos de color verde intenso. - fangolitas sideríticas: compuesta por siderita microgranular. - ferrilitas thuringíticas, chamosíticas, entre otras: compuestas por oolitas y nódulos chamosíticos, thuringíticos etc., parcial o totalmente oxidados. - hematititas oolíticas y calizas hematíticas: compuestas por oolitas hematíticas, fósiles parcialmente hematitizados y láminas chamosíticas. - nódulos ferromagnesianos: se forman muy lento en el fondo marino profundo donde la depositación de cualquier otro sedimento es aún más lenta. - estratos piríticos: originados en ambientes marinos y lacustres carentes de oxígeno. La pirita se presenta formando microagregados de cristales pequeños, de hábito cúbico, producidos por diagénesis de monosulfuros negros primarios. Los BIF (Banded Iron Formation) no se forman actualmente. Consisten en láminas o bandas finas de sedimentos ricos en hematita y limolitas o chert. Se originaron en plataformas continentales extensas o cuencas someras asociadas a actividad microbiana. El origen del hierro sería hidrotermal o por meteorización y sólo habría podido ser transportado y/o disuelto por aguas no oxigenadas.

Fosfatos. Las capas donde se encuentra concentrado el Ca2PO4, se denominan fosforitas. El fosfato sedimentario más común es la colofana. Las fosforitas tienen textura muy fina, compuesta por colofana microfibrosa o amorfa y una estructura bandeada y(o) brechada. Algunas fosforitas son verdaderos bancos de huesos o de conchillas de braquiópodos fosfáticos. Carbones. El carbón es una sustancia combustible, sólida, de color negro o negro castaño, formado por la descomposición parcial de la materia vegetal. Los carbones se dividen de acuerdo al grado de transformación diagenética en: - Turba: Depósito orgánico residual, constituído por restos de musgos parcialmente carbonizados. Se forma en pantanos, bajo clima templado a frío, que permita un rápido crecimiento vegetal y la acidez de los procesos húmicos, restringen la descomposición microbiana. - Lignito: Rocas carbonosas, no muy compactas, de color castaño y brillo mate, con la presencia de restos vegetales dentro de una matriz amorfa. - Hulla: Carbón bituminoso. Cualquier carbón pardo, negruzco, que arde con facilidad, generalmente de aspecto bandeado. Los componentes del carbón bituminoso son: vitrina, fusina, clarina y durina. - Antracita: Carbón compacto, brillo vítreo, casi submetálico, fractura concoidea. Contienen escasos hidrocarburos, volátiles y agua. Rocas carbonosas. son rocas que tienen un cierto porcentaje de materia orgánica: en las pelitas mayor a un 2%, en las calizas a un 0,2% y en las areniscas más de un 0,05%. Para su formación se necesitan ciertas condiciones anaeróbicas: pantanos o ciénagas inundadas, lagos estratificados o ambientes marinos con poca circulación (albuferas o lagoons). 12

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Color El color de los sedimentos es una de las propiedades más notables de una roca y usualmente refleja algunos aspectos de la composición petrográfica. El color general puede reflejar los componentes mineralógicos mayoritarios. Así, el color de un conglomerado depende de la litología de los clastos que la componen; por ejemplo blanco del cuarzo, rosa del feldespato o blanco y negro moteados de fragmentos volcánicos. La matriz puede ser de diferente color. El color también puede ser controlado por constituyentes minoritarios tales como los cementos que rellenan los espacios entre las guijas y los granos de arena. Los cementos ricos en carbón imparten un color negro a gris oscuro; los ricos en hierro producen colores rojizos a anaranjados. El teñido y la meteorización de una superficie de rocas pueden producir cambios en los colores. La descripción objetiva del color se realiza mediante una tabla (Rock Color Chart, Geological Society of America) donde se imitan los colores más frecuentes que presentan las rocas. El color es una mezcla de dos ingredientes: - pigmento o croma: que es una mezcla de los colores principales: azul, verde, amarillo y rojo. - fondo neutro: gama de los grises que va de blanco a negro. Las proporciones relativas del pigmento y el fondo neutro determinan la pureza o brillo del color. El sistema de la Tabla de Colores está basado en el esquema de Munsell, constituido por una esfera que tiene un eje neutro, con blanco en el tope y negro abajo, dividido en diez segmentos o casilleros (hues) de distintos colores. Los colores son más puros hacia el ecuador de la esfera y a su vez más oscuros hacia abajo. Cada casillero está dividido en diez partes siendo el 5 el punto medio y el 10 el borde entre uno y otro. De esta manera, cada casillero puede ser designado por un número y una letra, ejemplo: 5R y 10R, siendo R: rojo, seguido por otro número que indica el valor, de 1 a 10, oscuro a claro respectivamente, que a su vez es separado de otro por una barra, y que indica la croma o pureza del color, expresada de 1 a 6 del centro del cilindro hacia afuera. El color de una roca puede ser descripto como: 5R 6/4 (rojo medio, donde 5R indica que se encuentra en la zona media del casillero rojo, 6, implica un color más bien claro y 4 que es bastante puro).

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DESARROLLO DEL TRABAJO PRÁCTICO Nº 1  

Objetivos Introducción al reconocimiento megascópico de las rocas sedimentarias clásticas, químicas, organógenas y piroclásticas. Metodología de descripción y clasificación de las rocas. Materiales

Cátedra Muestras de mano de rocas clásticas, piroclásticas, químicas y organógenas. Lupa de mano o de mesada. Ácido clorhídrico diluido Tabla de colores. Escalas de comparación de tamaños de grano 

Escala de Udden-Wentworth (Fig. 1.2) Cartillas de clasificación de rocas Cartillas de comparación: redondez, esfericidad, selección y ordenamiento

Actividades Describir y dibujar seis (6) muestras de mano de rocas clásticas / piroclásticas siguiendo el esquema que a continuación se ejemplifica. Incluir al menos 1 piroclástica, 1 psefita, 1 psamita y 1 fangolita.

Tamaño TEXTURA Forma COMPOSICIÓN SELECCIÓN MADUREZ TEXTURAL COLOR ESTRUCTURA SEDIMENTARIA COHESIÓN CLASIFICACIÓN 

Alumnos Regla, escuadra o escalímetro.

Determinar el tamaño de las partículas (máximo y medio) utilizando la escala de Udden – Wentworth. Establecer la presencia de matriz y su abundancia. Definir el entramado (clasto-soporte o matriz-soporte). Mediante lupas y cartillas de comparación establecer las características (redondez y esfericidad) de los granos (Krumbein, 1941; Powers, 1953; Fig. 1.7). Definir la mineralogía o características químicas de las partículas sedimentarias. Definir la composición del cemento si lo hubiera. Determinar la selección con cartillas de comparación (Fig. 1.8) Determinarla por combinación de la forma de los granos y la selección (Fig. 1.9). Utilizar la tabla de colores. Disposición u ordenamiento geométrico de los granos sedimentarios dado por los procesos depositacionales y/o postdepositacionales. Determinar la escala, posición y orientación relativa. Definir en forma relativa el grado de cohesión entre los granos, matriz y/o cemento: muy coherente, coherente, intermedio, friable, muy friable. De acuerdo al tamaño de las partículas

Describir y dibujar seis (6) muestras de mano de rocas químicas y organógenas siguiendo el esquema que se ejemplifica: Determinar el tamaño de los componentes (bioclastos, TEXTURA Tamaño intraclastos, ooides, peloides). Determinar la presencia de matriz. Determinar la composición del cemento mediante la aplicación COMPOSICIÓN de ácidos débiles. COLOR Utilizar la tabla de colores. Disposición u ordenamiento geométrico de los componentes ESTRUCTURA SEDIMENTARIA dado por los procesos depositacionales y/o postdepositacionales. Determinar la escala, posición y orientación relativa. Definir en forma relativa el grado de cohesión entre los COHESIÓN componentes: muy coherente, coherente, intermedio, friable, muy friable. De acuerdo al esquema de Folk (1959) para calizas (Fig. 1.10). CLASIFICACIÓN Denominación propuesta para rocas químicas no–carbonáticas.

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Informe Debe contener la descripción de las 12 muestras de mano y deben figurar los siguientes datos: - Número y nombre de la muestra - Dibujo de la misma - Cuadro con las características principales - Breve descripción A)

B)

Figura 1.7. Escalas de redondez. A) Powers (1953). B) Krumbein (1941)

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Figura 1.8. Imágenes de selección de areniscas (Compton 1962). Los números representan los intervalos granulométricos incluídos en el 80% del material

Figura 1.9. Grado de madurez textural de los sedimentos clásticos (modificado de Folk, 1951) Constituyentes transportados

Constituyentes autigénicos

Calcirudita muy gruesa 64 mm Calcirudita gruesa

Extremadamente grueso

16 mm Calcirudita mediana 4 mm Calcirudita fina

Muy grueso

1 mm Calcarenita gruesa 0,5 mm

Grueso Calcarenita mediana

0,25 mm Calcarenita fina 0,125 mm

Mediano Calcarenita muy fina

0,062 mm Calcilutita gruesa 0,031 mm

Fino Calcilutita mediana

0,016 mm Calcilutita fina Muy fino

0,008 mm 0,004 mm

Calcilutita muy fina

Figura 1.10. Clasificación de calizas en base al tamaño de grano de Folk (1959)

BIBLIOGRAFÍA Bonorino, F. y Teruggi, M. 1961. Léxico sedimentológico. Centro Est. Cs. Nat. Univ. BsAs. Ser. Geol. 2, 1-104 Compton, R.R. 1962. Manual of Field Geology, Wiley and Sons, 378 p. 16

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Sedimentología, 2014

Fisher, R. V. 1961. Proposed classification of volcaniclastic sediments and rocks. GSA Bulletin, 72: 1.409-1.414. Folk, R. 1951. Stages of textural maturity in sedimentary rocks. J. Sediment. Petrol. 21: 127-130. Folk, R. 1959. Practical petrographic calssification of limestones. Am. Ass. Petr. Geol. Bull. 43: 1-39. Folk, R.L. 1974. Petrology of Sedimentary Rocks. Hemphill, Austin. Folk, R.L., Andrews, P.B. y Lewis, D.W. 1970. Detrital sedimentary rock classification and nomenclature for use in New Zeland. New Zeland Journal of Geology and Geophysics, 13: 937-968. Grabau, A.W. 1904. On the classification of sedimentary rocks. Am. Geol. 33, 238–247. Greensmith, J.T. 1979. Petrology of the sedimentary rocks. 6ª edición, Allen &Unwin, 241 pp. Harwood, G. 1988. Microscopio techniques: II. Priciples of sedimentary petrography. En M. Tucker (ed), Techniques in Sedimentology: 108-173. Blackwell Science. Krumbein, W.C. 1941. Measurement and geological significance of shape and roundness of sedimentary particles. J.Sediment. Petrol. 11(2): 64-72 Krynine, P.D. 1948. The megascopic study and field classification of sedimentary rocks. J. Geol. 56:. 130-165. Lewis, D.W. y McConchie, D. 1994. Practical Sedimentology, 2nd ed. 213 pp. New York, London: Chapman & Hall. Marchese, H. y Fernández Garrasino, C. 1967. Clasificación petrográfica de sedimentitas carbonáticas. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 22(1). McLane, M. 1995. Sedimentology. 423 pp. Oxford University Press. Pettijohn, F.J. 1957. Sedimentary rocks. 2nd edition. Harper and brothers (Ed.). New York. 718 pp. Pettijohn, F.J., Potter, P.E. y Siever, R. 1987. Sand and Sandstone. Second Edition. Springer-Verlag New York Inc. Powers, M.C. 1953. A new roundness scale for sedimentary particles. Journal of Sedimentary Petrology 23: 117-119. Prothero, D.R. y Schwab, F. 1996. Sedimentary Geology. W.H. Freeman and Company. 575 pp. Rock color chart. Geological Society of America. Scasso, R.A. y Limarino, C.O. 1997. Petrología y diagénesis de rocas clásticas. Publicación Especial nº1, Asociación Argentina de Sedimentología. 257 pp. Wedepohl, K.H. 1969. Geochemistry.Holt, Rinehart, and Winston, New York.

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