geologia basica del petroleo

Introducción

Este libro se utilizará como texto de la asignatura Geología Básica del Petróleo, que corresponde a los planes de estudio de las especialidades de Tecnología de los procesos de la Industria Petrolera y Mecánica de la Industria Petrolera, para el nivel de técnico medio en los centros politécnicos de la Educación Técnica y Profesional.

El contenido de este manual está en función de las competencias que deben adquirir los técnicos medios en las especialidades mencionadas, para ello se analizan diez temas que proporcionan información acerca de la evolución del pensamiento geológico, los fósiles y su extraordinaria utilidad para establecer la edad geológica de una región, las principales hipótesis geotectónicas que explican el origen del planeta, el ciclo de las rocas, los tipos fundamentales de rocas, texturas y estructuras, así como las formas de yacencia y clasificación de las mismas. Se abordan, además, una serie de fundamentos teóricos y prácticos en función de la comprensión e interpretación de los fenómenos geológicos en el campo, los cuales están directamente relacionados con las formaciones geológicas, sobre todo las sedimentarias como indicador para la búsqueda de yacimientos de petróleo.

Siempre que fue posible se combinó el texto con ilustraciones que proporcionan un acompañamiento visual apropiado para facilitar el estudio de los contenidos que se abordan en un orden secuencial, de forma tal que sirvan de base para los siguientes y le facilite al estudiante la asimilación de una materia que con las que se enfrentan por primera vez.

La elaboración de este material es fruto, fundamentalmente, de una compilación de textos cuyas fuentes fueron las siguientes: temas 1 y 2 de Encarta 20081; tema 3 del libro “Introducción a la Petrografía”2 y los temas del 4 al 10 del manual de Geología3 del Petróleo.

Por supuesto que la simple lectura de este libro, como la de cualquier otro, no puede garantizar que usted se apropie de los fundamentos que en él se tratan, ni de las habilidades necesarias para clasificar una roca, por ejemplo, sino contribuir sólo a ello en la misma medida que se esfuerce y trabaje para conseguirlo.

1 Microsoft® Student 2008 [DVD]. Microsoft Corporation, 2007. 2 Segura Soto, Rafael. Introducción a la Petrografía. Instituto Cubano del Libro. Vedado, La Habana, Cuba. 1973. 208 p. ISBN 84-314-0221-0. 3 Centro Politécnico del Petróleo. Geología del Petróleo. San Román Gonzáles, Raúl Del Puerto Sánchez, Julio Antonio. 2007. 60 p.

Índice Página

Tema 1: Geología y Tiempo Geológico ......................................................................1 Historia del pensamiento geológico........................................................................1

Desde la antigüedad hasta la edad media............................................................2 El renacimiento ................................................................................................3 Siglo XVII........................................................................................................3 Siglos XVIII y XIX.............................................................................................3

Teoría glaciar ................................................................................................4 Estratigrafía. .................................................................................................4 Ciclos de actividad geológica ...........................................................................5 Estudio de campo ..........................................................................................5

Siglo XX ..........................................................................................................6 Ejercicios: .......................................................................................................7

Campos del estudio geológico ...............................................................................7 Geofísica .........................................................................................................7 Geoquímica .....................................................................................................7 Petrología........................................................................................................8 Mineralogía......................................................................................................8 Geología estructural..........................................................................................8 Sedimentología ................................................................................................8 Paleontología ...................................................................................................9 Geomorfología .................................................................................................9 Geología económica..........................................................................................9 Ingeniería geológica .........................................................................................9 Geología ambiental...........................................................................................9 Ejercicios: ..................................................................................................... 10

Geociencia ....................................................................................................... 10 Objetivo........................................................................................................... 10 Ejemplo de aplicación ........................................................................................ 10 Geofísica.......................................................................................................... 10 Geoquímica ...................................................................................................... 10 Petrología......................................................................................................... 10 Mineralogía ...................................................................................................... 10 Geología Estructural .......................................................................................... 10 Sedimentología ................................................................................................. 10

Paleontología.................................................................................................... 10 Geomorfología .................................................................................................. 10 Geología Económica .......................................................................................... 10 Ingeniería Geológica.......................................................................................... 10 Geología Ambiental ........................................................................................... 10 La escala de tiempos geológicos.......................................................................... 10

Periodo cámbrico (570 a 510 millones de años).................................................. 12 Periodo ordovícico (510 a 439 millones de años) ................................................ 13 Periodo silúrico (439 a 408,5 millones de años).................................................. 13 Periodo devónico (408,5 a 362,5 millones de años) ............................................ 13 Periodo carbonífero (362,5 a 290 millones de años)............................................ 13 Periodo pérmico (290 a 245 millones de años) ................................................... 13 Periodo triásico (245 a 208 millones de años) .................................................... 14 Periodo jurásico (208 a 145,6 millones de años) ................................................ 14 Periodo cretácico (145,6 a 65 millones de años)................................................. 14 Periodo terciario (65 a 1,64 millones de años) ................................................... 14 Periodo cuaternario (desde hace 1,64 millones de años hasta la actualidad) .......... 15 Ejercicios: ..................................................................................................... 16

Tema 2. Hipótesis geotectónicas. ........................................................................... 17 Estructura interna del la Tierra. .......................................................................... 17

Ejercicio:....................................................................................................... 18 Deriva continental ............................................................................................. 19

Pruebas de la teoría........................................................................................ 20 Tectónica de placas ........................................................................................... 21

Origen .......................................................................................................... 22 Expansión del fondo marino............................................................................. 23 Arcos volcánicos y subducción.......................................................................... 25

Teoría integrada de la tectónica de placas ............................................................ 26 Ejercicios: ..................................................................................................... 26

Tema 3: Las rocas. .............................................................................................. 27 Importancia de las rocas. ................................................................................... 28

Métodos de estudio......................................................................................... 28 Textura y estructura de las rocas. .................................................................... 29 Ejercicios: ..................................................................................................... 30

El ciclo de las rocas: .......................................................................................... 30

Formación de las rocas ígneas.......................................................................... 30 Principales minerales que componen las rocas ígneas....................................... 31 Texturas de las rocas ígneas. ........................................................................ 33 Estructuras de las rocas ígneas. .................................................................... 35 Formas de yacencia de las rocas ígneas.......................................................... 36 Clasificación química de las rocas ígneas. ....................................................... 38 Clasificación de las rocas ígneas en Cuba: ...................................................... 38

Descripción de las rocas. ........................................................................... 38 Rocas plutónicas....................................................................................... 39

a) Granitos, granodioritas, y dioritas cuarcíferas:.................................... 39 b) Dioritas: ........................................................................................ 41 c) Gabros:......................................................................................... 41 d) Peridotitas y piroxenitas: ................................................................. 41

Rocas volcánicas....................................................................................... 42 Ejercicios:................................................................................................... 43

Formación de las rocas sedimentaria ................................................................ 44 Origen de las rocas sedimentarias. ................................................................ 44

Composición química................................................................................. 44 Composición mineralógica.......................................................................... 45

Texturas de la roca sedimentaria. .................................................................. 47 Estructuras de la roca sedimentaria. .............................................................. 48

Estructuras inorgánicas primarias. .............................................................. 48 Estructuras inorgánicas secundarias. ........................................................... 48 Estructuras orgánicas. ............................................................................... 49

Fósiles más comunes.............................................................................. 50 Porosidad y permeabilidad. ........................................................................ 51

Procesos sedimentarios ................................................................................ 51 Clasificación de las rocas sedimentarias.......................................................... 55 Descripción de las rocas ............................................................................... 55

A. Rocas clásticas .................................................................................. 55 B. Rocas no clásticas.............................................................................. 59 C. Rocas piroclásticas............................................................................. 64 D. Productos residuales .......................................................................... 66

Ejercicios:................................................................................................... 66 Formación de las rocas metamórfica ................................................................. 67

Metamorfismo ............................................................................................. 67 Factores del metamorfismo ........................................................................ 67 Construcción de la roca metamórfica. .......................................................... 69 Tipos de metamorfismo. ............................................................................ 69

Composición mineralógica............................................................................. 71 Texturas..................................................................................................... 75 Estructuras ................................................................................................. 76 Clasificación general de las rocas metamórficas............................................... 77 Zonas del metamorfismo .............................................................................. 79 Ejercicios:................................................................................................... 79

Variaciones del ciclo de las rocas......................................................................... 80 Tema 4. Formaciones geológicas............................................................................ 81

Tiempo requerido para la deposición de una capa.................................................. 81 Principales formaciones geológicas en Cuba.......................................................... 82 Ejercicios: ........................................................................................................ 84

Tema 5: Propiedades de las rocas reservorios. ........................................................ 85 Porosidad......................................................................................................... 85 Permeabilidad................................................................................................... 86 Factores geológicos que afectan la permeabilidad específica:.................................. 86 Grado de fracturación de las rocas: ..................................................................... 86 Compactación de las rocas: ................................................................................ 87 Ejercicios: ........................................................................................................ 87

Tema 6: Trampas de hidrocarburos........................................................................ 88 Noción de Cierre: .............................................................................................. 88 Trampas que combinan Fallas y Anticlinales. ........................................................ 90 Domos de sal.................................................................................................... 94 Ejercicios: ........................................................................................................ 95

Tema 7: Formación de un yacimiento de petróleo. ................................................... 96 Característica de los hidrocarburos de origen marino:............................................ 96 Característica de los hidrocarburos de origen continental: ...................................... 96 Ejercicios: ...................................................................................................... 100

Tema 8: Origen y búsqueda del petróleo............................................................... 101 Etapas en la transformación de la materia orgánica:............................................ 101 Fases de la exploración petrolera. ..................................................................... 103 Ejercicios: ...................................................................................................... 105

Tema 9: Correlación de pozos ............................................................................. 106 Construcción de los esquemas de correlación: .................................................... 106 Método de correlación: .................................................................................... 107 Ejercicios: ...................................................................................................... 108

Tema 10: Cálculo de reservas. ............................................................................ 110 Mapa de isopacas............................................................................................ 111 Valor medio aritmético se usa cuando: .............................................................. 111 Ejercicio:........................................................................................................ 113

Geología Básica del Petróleo. Versión 1.

Centro Politécnico del Petróleo 1

Tema 1: Geología y Tiempo Geológico

El término Geología se deriva del griego, geo, ‘tierra’ y logos, ‘conocimiento’, por lo tanto, es el campo de la ciencia que se interesa por el origen de la Tierra, su historia, su forma, la materia que la configura y los procesos que actúan o han actuado sobre ella. Es una de las muchas disciplinas relacionadas como ciencias de la Tierra, o geociencias.

Para comprender las rocas y los minerales, se sirven de conocimientos de otros campos, como la física, la química y la biología. De esta forma, temas geológicos como la geoquímica, la geofísica, la geocronología y la paleontología, incorporan otras ciencias, y esto permite a los geólogos (científicos que estudian las rocas y los materiales derivados que forman parte de la litósfera) comprender mejor el funcionamiento de los procesos terrestres a lo largo del tiempo.

Aunque cada ciencia de la Tierra tiene su enfoque particular, todas suelen superponerse con la geología. De esta forma, el estudio del agua de la Tierra en relación con los procesos geológicos requiere conocimientos de hidrología y de oceanografía, mientras que la medición de la superficie terrestre utiliza la cartografía y la geodesia.

Como ciencia mayor, la geología no sólo implica el estudio de la superficie terrestre, también se interesa por el interior del planeta. Este conocimiento es de interés científico básico y está al servicio de la humanidad. De esta forma, la geología aplicada se centra en la búsqueda de minerales útiles en el interior de la tierra, la identificación de entornos estables, en términos geológicos, para las construcciones humanas y la predicción de desastres naturales asociados con las fuerzas geodinámicas que se describen más adelante.

Historia del pensamiento geológico

Los pueblos antiguos consideraban muchas características y procesos geológicos como obra de los dioses. Observaban el entorno natural con miedo y admiración, como algo peligroso y misterioso. Así, los antiguos, babilonios y otros pueblos, pese a realizar descubrimientos notables en matemática y astronomía, erraban en sus investigaciones geológicas al personificar los procesos geológicos. Las leyendas irlandesas, por ejemplo, sugerían que los gigantes eran responsables de algunos fenómenos naturales, como la formación por meteorización de las columnas basálticas conocidas ahora como la Calzada de los Gigantes. (Ver Figura 1)

Según la leyenda, las columnas de basalto de la Calzada de los Gigantes eran antiguas piedras utilizadas por los gigantes para cruzar el canal entre Irlanda y Escocia. Según evidencias geológicas, el basalto, es una roca ígnea que se forma al enfriarse la lava (el magma). A medida que la roca fundida se solidifica, puede contraerse y romperse en columnas. Muchas de ellas tienen una forma geométrica regular, como estas columnas de la Calzada de los Gigantes, en Irlanda.

Figura 1: Calzada de los Gigantes



Estos mitos también eran corrientes en las civilizaciones del Nuevo Mundo; por ejemplo, los pueblos indígenas americanos pensaban que los surcos en los flancos de lo que se llegó a conocer como Torre del Diablo en Wyoming eran las huellas de las garras de un oso gigante. (Ver Figura 2)

La Torre del Diablo, columna aislada de basalto situada en Wyoming, EEUU; formada al enfriarse la lava y las grietas superficiales poligonales se propagan por la roca. Según la leyenda de los indígenas americanos, las líneas verticales, o grietas, son marcas dejadas por las garras de un oso gigante.

Figura 2: Torre del Diablo

Desde la antigüedad hasta la edad media

De modo similar, en la Grecia y Roma antiguas, muchos de los dioses estaban identificados con procesos geológicos. Por ejemplo, las erupciones volcánicas de Sicilia eran atribuidas a Vulcano. Se atribuye al filósofo griego Tales de Mileto, del siglo VI a.C., la primera ruptura con la mitología tradicional. Tales, Consideraba los fenómenos geológicos como sucesos naturales y ordenados que pueden ser estudiados a la luz de la razón y no como intervenciones sobrenaturales.

El filósofo griego Demócrito hizo progresar esta filosofía con la teoría según la cual toda la materia se componía de átomos. Basándose en esta teoría, ofreció explicaciones racionales de todo tipo de procesos geológicos: los terremotos, las erupciones volcánicas, el ciclo del agua, la erosión y la sedimentación. Sus enseñanzas fueron expuestas por el poeta romano Lucrecio en su poema De la naturaleza de las cosas.

Aristóteles, uno de los filósofos de la naturaleza más influyentes de todos los tiempos, descubrió en el siglo IV a.C. que las conchas fósiles4 encajadas en estratos5 de roca sedimentaria eran similares a las encontradas en las playas. Con esta observación supuso que las posiciones relativas de la tierra y del mar habían fluctuado en el pasado y comprendió que estos cambios requerirían grandes períodos de tiempo.

Teofrasto, discípulo de Aristóteles, contribuyó al pensamiento geológico escribiendo el primer libro de mineralogía. Se llamaba De las piedras, y fue la base de la mayoría de los escritos sobre este tema en la edad media y épocas posteriores.

4 Fósil, en su accesión más amplia este término puede ser utilizado para describir cualquier evidencia directa de un organismo que no pertenece a la época geológica actual. 5 Cada una de las capas superpuestas en yacimientos de fósiles.



El renacimiento

El renacimiento marcó el verdadero inicio del estudio de las ciencias de la Tierra, pues la observación de los procesos geológicos fue mucho más profunda que la realizada por los griegos clásicos.

Si Leonardo da Vinci no fuera tan conocido como pintor o ingeniero, lo sería como pionero de las ciencias naturales. Se dio cuenta, por ejemplo, de que los paisajes están esculpidos por fenómenos de erosión, y de que las conchas fósiles de las piedras calizas de los Apeninos eran los restos de organismos marinos que habían vivido en el fondo de un mar antiguo que debía de haber cubierto Italia.

Después de Leonardo, el filósofo naturalista francés Bernard Palissy escribió sobre la naturaleza y el estudio científico de los suelos, de las aguas subterráneas y de los fósiles. Los trabajos clásicos sobre minerales de este periodo fueron escritos, sin embargo, por Georg Bauer (1494-1555), un alemán experto en mineralogía, más conocido por su nombre latinizado de Georgius Agricola, que publicó De natura fossilium (1546) y De re metallica (1556). Agricola, recopiló los desarrollos más recientes de geología, mineralogía, minería y metalurgia de su época; sus trabajos fueron traducidos con profusión y es considerado el fundador de la Mineralogía.

Siglo XVII

Niels Stensen, un danés —más conocido por la versión latina de su nombre, Nicolaus Steno—, sobresale entre los geocientíficos de este siglo. En 1669 demostró que los ángulos interfaciales de los cristales de cuarzo eran constantes, con independencia de la forma y del tamaño de los mismos y que, por extensión, la estructura de otras especies cristalinas también sería constante. Así, al llamar la atención sobre el significado de la forma de los cristales, Steno sentó las bases de la ciencia cristalográfica. Sus observaciones sobre la naturaleza de los estratos de roca le llevaron a formular la ley de la superposición, uno de los principios básicos de lo que más tarde sería la estratigrafía6.

Siglos XVIII y XIX

El pensamiento geológico del siglo XVIII se caracterizó por los debates entre escuelas opuestas. Los plutonistas, que proponían que todas las rocas de la Tierra se solidificaron a partir de una masa fundida y que luego fueron alteradas por otros procesos, se oponían a los neptunistas, que proponían que la corteza terrestre consistía en una serie de capas derivadas de material sedimentario depositadas en una secuencia regular por un gran océano, como en las capas de una cebolla.

En 1785, geólogo escocés James Hutton introdujo el concepto de uniformitarianismo según el cual la historia de la Tierra puede ser interpretada sirviéndose sólo de los procesos geológicos ordinarios conocidos por los observadores modernos. Pensó que muchos de estos procesos, actuando de manera muy lenta, como lo hacen ahora, tardarían millones de años en crear los paisajes actuales. Esta teoría contradecía todas las opiniones teológicas de su tiempo que consideraban que la Tierra tendría unos 4.000 años. Los antagonistas de Hutton creían que cambios bruscos y violentos —catástrofes naturales como inundaciones y seísmos— eran los responsables de las características geológicas terrestres. Por esta razón se les denominaba catastrofistas.

6 Rama de la geología que estudia la disposición y caracteres de las rocas sedimentarias estratificadas.



El debate enfervorizado establecido entre estas escuelas empezó a declinar hacia el lado de los uniformitarios con la publicación de los Principios de Geología (1830-1833) de Charles Lyell, que atacaba con valentía los prejuicios teológicos sobre la edad de la Tierra y rechazaba los intentos de interpretación de la geología a la luz de las Escrituras. Este tratado se convirtió en la mayor influencia sobre la teoría geológica moderna.

En las colonias de América del Norte, el conocido topógrafo, delineante y cartógrafo Lewis Evans había hecho notables contribuciones al saber geológico de América antes del influyente trabajo de Lyell. Para Evans era evidente que la erosión de los ríos y los depósitos fluviales eran procesos que habían ocurrido en el pasado. Además, a lo largo de su trabajo, apareció el concepto de isostasia: la densidad de la corteza terrestre decrece al crecer su espesor.

Junto al trabajo de Lyell, los principales avances de la geología en el siglo XIX fueron las nuevas reacciones contra los conceptos tradicionales, la promoción de la teoría glacial7,el inicio de la geomorfología en América, las teorías sobre el crecimiento de las montañas y el desarrollo de la llamada escuela estructuralista.

Teoría glaciar

La teoría glaciar derivó del trabajo de Lyell, entre otros. Propuesta por primera vez hacia 1840 y aceptada después universalmente, esta teoría enuncia que los depósitos originados por glaciares y planos de hielo se han sucedido en un movimiento lento desde latitudes altas hasta otras más bajas durante el pleistoceno, período cuaternario. (Ver Tabla 1)

El naturalista suizo Horace Bénédict de Saussure fue uno de los primeros en creer que los glaciares de los Alpes tenían la fuerza suficiente para mover grandes piedras.

El naturalista estadounidense de origen suizo Louis Agassiz interpretó de forma muy precisa el impacto ambiental de este agente erosivo y de transporte, y junto a sus colegas, acumuló diversas evidencias que apoyaron el concepto del avance y del retroceso de los glaciares continentales y montañosos.

Estratigrafía.

El geólogo británico William Smith hizo progresar la estratigrafía al descubrir los estratos de Inglaterra y representarlos en un mapa geológico que hoy permanece casi inalterado. Smith, en un primer momento, investigó los estratos a lo largo de distancias relativamente cortas; luego, correlacionó8 unidades estratigráficas del mismo periodo pero con distinto contenido en rocas.

Una columna estratigráfica (ver Figura 3) muestra el orden en que aparecieron los fósiles guías9. Cada capa representa un periodo de tiempo particular y muestra los organismos que prosperaron en él.

7 Glaciación, término que alude a un periodo geológico caracterizado por el enfriamiento de la Tierra, durante el cual los hielos glaciares cubrieron grandes extensiones de la superficie terrestre, más allá de las regiones alpinas y polares. 8 Correlación, correspondencia o relación recíproca entre dos o más cosas o series de cosas 9 Fósil guía, es aquel que aporta información sobre el estrato rocoso en que se encuentra. Un fósil guía idóneo deberá ser abundante, fácil de identificar, de vida corta y distribución amplia. Los fósiles guías pueden utilizarse para determinar la edad de los sedimentos que forman las rocas o el medio ambiente en el que se depositaron tales sedimentos.



En general, los fósiles suelen estar dispuestos, más o menos, en orden cronológico, los más antiguos se sitúan en las capas inferiores, y los más recientes en las superiores, de esta forma los fósiles conservados ofrecen pistas que permiten la datación relativa de los estratos sedimentarios.

Figura 3. Ejemplo de columna estratigráfica.

Ciclos de actividad geológica

Muchos geólogos del siglo XIX comprendieron que la Tierra es un planeta con actividad térmica y dinámica, tanto en su interior como en su corteza. Los que eran conocidos como estructuralistas o neocatastrofistas creían que los trastornos catastróficos o estructurales eran responsables de las características topográficas de la Tierra. Así, el geólogo inglés William Buckland y sus seguidores postulaban cambios frecuentes del nivel marino y cataclismos en las masas de tierra para explicar las sucesiones y las roturas, o discontinuidades, de las secuencias estratigráficas.

Por el contrario, Hutton consideraba la historia terrestre en términos de ciclos sucesivos superpuestos de actividad geológica. Llamaba cinturones orogénicos a las cintas largas de rocas plegadas, que se creía que eran resultado de una variedad de ciclos, y orogénesis a la formación de montañas por los procesos de plegamiento y de elevación.

Estudio de campo

La exploración del Medio Oeste (Estados Unidos) en el siglo XIX suministró todo un cuerpo nuevo de datos geológicos que tuvieron un efecto inmediato en la teoría geomorfológica.

Pérmico (~290 millones de años atrás) desaparición de muchos animales marinos, extensión rápida y evolución de los reptiles

Carbonífero (~362,5 millones de años atrás) Primera mitad: escualos estegocéfalos (anfibios parecidos a lagartos). Segunda mitad: primeros reptiles, arañas, caracoles, escorpiones, primeras libélulas (gigantes), gimnospermas primitivas, primeras coníferas auténticas.

Devónico (~408,5 millones de años atrás) Escualos, peces con branquias y escamas, corales, estrella de mar, esponjas, trilobites, primer insecto conocido, primeras plantas leñosas, helechos, juncos, árboles con vaina.

Silúrico (~439 millones de años atrás) Primeros animales que respiran en el medio aéreo (escorpiones) primeras plantas vasculares, primeras plantas terrestres con tejido conductor.

Ordovícico (~510 millones de años atrás) Graptolitos (celénteros coloniales pequeños), primeros vertebrados (peces primitivos), primeros corales.

Cámbrico (~570 millones de años atrás) Aparecen los primeros trilobites en abundancia, primeros caracoles, moluscos cefalópodos, branquiopodos, briozoos, foraminíferos, algas marinas, líquenes.

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(~570-2

45)



Las primeras expediciones de medición en esta zona fueron lideradas por Clarence King, Ferdinand Vandeever Hayden y John Wesley Powell, entre otros, bajo los auspicios del gobierno. Grove Karl Gilbert, el más sobresaliente de los colaboradores de Powell, reconoció un tipo de topografía causada por fallas10 (ver Figura 4) en la corteza terrestre y dedujo un sistema de leyes que gobierna el desarrollo de los continentes.

Figura 4: Principales tipos de fallas.

También en Argentina, el antropólogo y geólogo Florentino Ameghino (1854-1911) desarrolló una labor intensa en toda América del Sur, especialmente en el Cono Sur. Evolucionista en la dirección de Lyell y Darwin, publicó, entre otras obras, Geología, paleografía, paleontología y antropología de la República Argentina (1910).

Siglo XX

Los avances tecnológicos de este siglo suministraron herramientas nuevas y sofisticadas a los geólogos que les permitieron medir y controlar los procesos terrestres con una precisión antes inalcanzable.

En su teoría básica, el campo de la geología experimentó una gran revolución con la introducción y el desarrollo de la hipótesis de la tectónica de placas que establece que la corteza de la Tierra y la parte superior sólida del manto se dividen en varias placas que se mueven, chocan o se alejan en intervalos geológicos. (Ver Figura 14). Esta hipótesis se relaciona con el concepto de deriva continental, propuesta por el geofísico alemán Alfred Wegener en 1912.

10 Falla, línea de fractura a lo largo de la cual una sección de la corteza terrestre se ha desplazado con respecto a otra. El movimiento responsable de la dislocación puede tener dirección vertical, horizontal o una combinación de ambas



Más tarde gracias a la exploración de las profundidades marinas, se obtuvieron pruebas de que el fondo marino se extiende, creando un flujo de corteza nueva en las dorsales oceánicas11.

De esta forma, los geólogos del siglo XX desarrollaron una teoría para unificar muchos de los procesos más importantes que dan forma a la Tierra y a sus continentes. (Los detalles de estas teorías se exponen en el tema siguiente).

Ejercicios:

1. ¿Coincide usted con aquellos que aseguran que la Geología es una ciencia interdisciplinaria? Argumente su respuesta con ejemplos no citados en este material.

2. Seleccione uno de los descubrimientos geológicos mencionados y argumente por qué le ha llamado la atención.

Campos del estudio geológico

Como se ha venido explicando la geología se ocupa de la historia de la Tierra, e incluye la historia de la vida, y cubre todos los procesos físicos que actúan en la superficie o en la corteza terrestres. En un sentido más amplio, estudia también las interacciones entre las rocas, los suelos, el agua, la atmósfera y las formas de vida.

En la práctica, los geólogos se especializan en una rama, física o histórica, de la geología. La geología física incluye campos como geofísica, geoquímica, petrología, mineralogía y otras, enfocadas hacia los procesos y las fuerzas que dan forma al exterior de la Tierra y que actúan en su interior.

Por su lado, la geología histórica se interesa por la evolución de la superficie terrestre y de sus formas de vida e implica investigaciones de paleontología, estratigrafía, paleografía, geocronología, entre otras.

Geofísica

El objetivo de los geofísicos es deducir las propiedades físicas de la Tierra, junto a su composición interna, a partir de diversos fenómenos físicos. Estudian el campo geomagnético, el paleomagnetismo en rocas y suelos, los fenómenos de flujo de calor en el interior terrestre, la fuerza de la gravedad y la propagación de ondas sísmicas (sismología).

La geofísica combina también información física y geológica para resolver problemas prácticos relacionados con la búsqueda de petróleo y gas, la localización de estratos de agua, la detección de yacimientos con menas nuevas de metales y con diversos tipos de ingeniería civil.

Geoquímica

La geoquímica se refiere a la química de la Tierra en su conjunto, pero el tema se divide en áreas como la geoquímica sedimentaria, la orgánica, el nuevo campo de la geoquímica del entorno y algunos otros que tienen aplicaciones prácticas en la búsqueda de minerales.

11 Dorsal oceánica, también cordillera central oceánica, término que designa las extensas cadenas montañosas submarinas con actividad volcánica, normalmente situadas en las zonas centrales de los grandes océanos



El origen y la evolución de los elementos terrestres y de las grandes clases de rocas y minerales son importantes para los geoquímicos. En especial estudian la distribución y las concentraciones de los elementos químicos en los minerales, las rocas, los suelos, las formas de vida, el agua y la atmósfera.

Petrología

La petrología se encarga del origen, la aparición, la estructura y la historia de las rocas, en particular de las ígneas y de las metamórficas. El estudio de la petrología de sedimentos y de rocas sedimentarias se conoce como petrología sedimentaria.

La petrografía, disciplina relacionada, trata de la descripción y las características de las rocas cristalinas determinadas por examen microscópico con luz polarizada. Los petrólogos estudian los cambios ocurridos de forma espontánea en las masas de roca cuando el magma se solidifica, cuando rocas sólidas se funden total o parcialmente, o cuando sedimentos experimentan transformaciones químicas o físicas.

Quienes trabajan en este campo se preocupan de la cristalización de los minerales y de la solidificación del vidrio desde materia fundida a altas temperaturas (procesos ígneos), de la recristalización de minerales a alta temperatura sin la mediación de una fase fundida (procesos metamórficos), del intercambio de iones entre minerales de rocas sólidas y de fases fluidas migratorias (procesos metasomáticos o diagenéticos) y de los procesos de sedimentación, que incluyen la meteorización, el transporte y el depósito.

Mineralogía

Esta ciencia trata de los minerales de la corteza terrestre y de los encontrados fuera de la Tierra, como las muestras lunares o los meteoritos. La cristalografía, rama de la mineralogía, implica el estudio de la forma externa y de la estructura interna de los cristales naturales y artificiales.

Los mineralogistas estudian la formación, la aparición, las propiedades químicas y físicas, la composición y la clasificación de los minerales. La mineralogía determinativa es la ciencia de la identificación de un espécimen por sus propiedades físicas y químicas. La mineralogía económica se especializa en los procesos responsables de la formación de menas, en especial de las que tienen importancia industrial y estratégica.

Geología estructural

Inicialmente a los geólogos estructurales les interesaba especialmente el análisis de las deformaciones de los estratos sedimentarios, ahora estudian más las de las rocas en general.

Comparando las distintas características de estructuras, se puede llegar a una clasificación de tipos relacionados. La geología estructural comparativa, que se ocupa de los grandes rasgos externos, contrasta con las aproximaciones teóricas y experimentales que emplean el estudio microscópico de granos minerales de rocas deformadas.

Los geólogos especializados en la búsqueda del petróleo y del carbón deben usar la geología estructural en su trabajo diario, en especial en la prospección petrolífera, donde la detección de trampas estructurales que puedan contener petróleo es una fuente importante de información.

Sedimentología



Este campo, también llamado geología sedimentaria, investiga los depósitos terrestres o marinos, antiguos o recientes, su fauna, su flora, sus minerales, sus texturas y su evolución en el tiempo y en el espacio.

Los sedimentólogos estudian numerosos rasgos intrincados de rocas blandas y duras y sus secuencias naturales, con el objetivo de reestructurar el entorno terrestre primitivo en sus sistemas estratigráficos y tectónicos. El estudio de las rocas sedimentarias incluye datos y métodos tomados de otras ramas de la geología, como la estratigrafía, la geología marina, la geoquímica, la mineralogía y la geología del entorno.

Paleontología

La paleontología estudia de la vida a través del registro fósil, investiga la relación entre los fósiles de animales (paleozoología) y de plantas (paleobotánica) con plantas y animales existentes.

La investigación de fósiles microscópicos (micropaleontología) implica técnicas distintas que la de especímenes mayores. Los fósiles, restos de vida del pasado geológico preservados por medios naturales en la corteza terrestre, son los datos principales de esta ciencia.

La paleontografía es la descripción formal y sistemática de los fósiles (de plantas y de animales), y las paleontologías de invertebrados y vertebrados se consideran con frecuencia subdisciplinas separadas.

Geomorfología

La geomorfología, es decir, forma y desarrollo de la Tierra, es el intento de establecer un modelo explicativo de la parte externa de la Tierra. Los geomorfólogos explican la morfología de la superficie terrestre en términos de principios relacionados con la acción glaciar, los procesos fluviales, el transporte y los depósitos realizados por el viento, la erosión y la meteorización.

Los subcampos más importantes se especializan en las influencias tectónicas en la forma de las masas de tierra (morfotectónica), en la influencia del clima en los procesos morfogenéticos y en los agregados de tierra (geomorfología del clima) y en la medida y el análisis estadístico de datos (geomorfología cuantitativa).

Geología económica

Esta rama mayor de la geología conecta con el análisis, la exploración y la explotación de materia geológica útil para los humanos, como combustibles, minerales metálicos y no metálicos, agua y energía geotérmica. Campos afines incluyen la ciencia de la localización de minerales industriales o estratégicos (geología de exploración), el procesado de menas o vetas (metalurgia) y la aplicación práctica de las teorías geológicas a la minería (geología minera).

Ingeniería geológica

Los ingenieros geólogos aplican los principios geológicos a la investigación de los materiales naturales —tierra, roca, agua superficial y agua subterránea— implicados en el diseño, la construcción y la explotación de proyectos de ingeniería civil. Son representativos de estos proyectos los diques, los puentes, las autopistas, los oleoductos, el desarrollo de zonas de alojamiento y los sistemas de gestión de residuos.

Geología ambiental



La geología ambiental recoge y analiza datos geológicos con el objetivo de resolver los problemas creados por el uso humano del entorno natural. Un área muy importante se ocupa del análisis de los riesgos y peligros geológicos como terremotos, aludes y corrimientos de tierra, erosión de las costas e inundaciones. La geología ambiental se relaciona con otras ciencias físicas como geoquímica e hidrología, ciencias biológicas y sociales e ingeniería.

Ejercicios:

1. Complete la tabla siguiente:

Geociencia Objetivo Ejemplo de aplicación

Geofísica

Geoquímica

Petrología

Mineralogía

Geología Estructural

Sedimentología

Paleontología

Geomorfología

Geología Económica

Ingeniería Geológica

Geología Ambiental

La escala de tiempos geológicos

Después del desarrollo de la teoría de la evolución de Charles Darwin en el siglo XIX, se pudo llegar al principio de la sucesión de la fauna. Según este principio, la vida en cada periodo de la historia terrestre es única, los restos fósiles son una base para el reconocimiento de los yacimientos que les son contemporáneos y pueden ser usados para reunir fragmentos registrados dispersos en una secuencia cronológica conocida como escala de tiempo geológico (ver Tabla 1).



Las divisiones de la escala de tiempos geológicos resultante se basan, en primer lugar, en las variaciones de las formas fósiles encontradas en los estratos sucesivos. Sin embargo, los primeros 4.000 a 600 millones de años de la corteza terrestre están registrados en rocas que no contienen casi ningún fósil; sólo existen fósiles adecuados para correlaciones estratigráficas de los últimos 600 millones de años, desde el Cámbrico. Por esta razón, los científicos dividen la extensa existencia de la Tierra en dos grandes divisiones de tiempo: el precámbrico (que incluye los eones arcaico y proterozoico) y el fanerozoico, que comienza en el cámbrico y llega hasta la época actual.

Diferencias fundamentales en los agregados fósiles del fanerozoico primitivo, medio y tardío han dado lugar a la designación de tres grandes eras: el paleozoico (vida antigua), el mesozoico (vida intermedia) y el cenozoico (vida reciente).

Las principales divisiones de cada una de estas eras son los periodos geológicos, durante los cuales las rocas de los sistemas correspondientes fueron depositadas en todo el mundo. Los periodos tienen denominaciones que derivan en general de las regiones donde sus rocas características están bien expuestas; por ejemplo, el pérmico se llama así por la provincia de Perm, en Rusia.

Algunos periodos, por el contrario, tienen el nombre de depósitos típicos, como el carbonífero por sus lechos de carbón, o de pueblos primitivos, como el ordovícico y el silúrico, por los ordovices y los siluros de las antiguas Gran Bretaña y Gales.

Los periodos terciario y cuaternario de la era cenozoica se dividen en épocas y edades, desde el paleoceno al holoceno (o tiempo más reciente). Además de estos periodos, los geólogos también usan divisiones para el tiempo de las rocas, llamados sistemas, que de forma similar se dividen en series y algunas veces en unidades aún más pequeñas llamadas fases.

El descubrimiento de la radiactividad permitió a los geólogos del siglo XX idear métodos de datación nuevos, pudiendo así asignar edades absolutas, en millones de años, a las divisiones de la escala de tiempos.



Tabla 1: Escala de tiempos geológicos.

Eón12 Era Período Época Límites

temporales13 Formas de

vida originadas Reciente u holoceno

10,000cuaternario

Pleistoceno 1,640,000 Seres humanos Plioceno 5,200,000Mioceno 23,300,000Oligoceno 35,400,000 Verdaderos primates

Eoceno 56,500,000Mamíferos marinos y carnívoros.

Cenozoico

Terciario

Paleoceno 65,000,000 Ungulados

Cretácico 145,000,000Plantas con flores, placentarios.

Jurásico 208,000,000 Aves Mesozoico

Triásico 245,000,000Dinosaurios, mamíferos.

Pérmico 290,000,000Superior 320,000,000 Reptiles

Carbonífero Inferior 362,500,000 Bosques de helechos

Devónico 408,500,000 Anfibios, insectos

Silúrico 439,000,000Plantas terrestres vasculares.

Ordovícico 510,000,000 Peces, cordados

Fanerozoico

Paleozoico

Cámbrico 570,000,000 Crustáceos, trilobites 900,000,000 Algas

Proterozoico 2,500,000,000 Células eucariotas 3,800,000,000 Células procariotas

Arcaico 4,650,000,000+ Formación de la Tierra

A continuación se expone una descripción general de estas divisiones y de las formas de vida en las que se basan. Los registros fósiles más escasos de los tiempos precámbricos, como se ha dicho, no permiten divisiones tan claras.

Periodo cámbrico (570 a 510 millones de años)

Una explosión de vida (la llamada “explosión cámbrica”) pobló los mares, pero la tierra firme permaneció estéril. De este periodo data el origen de casi todos los grandes tipos principales de invertebrados. Son muy característicos los grupos de trilobites (extintos en la actualidad) con miles de especies diferentes. (Ver Figura 5)

Aunque los trilobites se extinguieron hace más de 200 millones de años, sus moldes fosilizados pueden encontrarse en muchas estructuras rocosas.

Estos artrópodos primitivos fueron organismos típicos del paleozoico, por tanto, se utilizan para determinar la edad relativa del estrato de roca donde se encuentren.

Figura 5: Trilobites fosilizados.

12 Eón, división principal del tiempo geológico. Los eones son las mayores unidades que los geólogos utilizan para medir la edad de la Tierra. 13 Fecha aproximada, en años, de inicio de cada período o época.



Colisiones múltiples entre las placas de la corteza terrestre crearon el primer supercontinente, llamado Gondwana. (Ver Figura 10)

Periodo ordovícico (510 a 439 millones de años)

Gondwana se va acercando al polo sur y Escandinavia y Norteamérica convergen. Los trilobites empiezan a declinar en este periodo en el que otros importantes grupos hicieron su primera aparición, entre ellos estaban los corales, los crinoideos, los briozoos y los pelecípodos.

Surgieron también peces con escudo óseo externo y sin mandíbula, que son los primeros vertebrados conocidos; sus fósiles se encuentran en lechos de antiguos estuarios14 de América del Norte. El periodo acabó en una fase de glaciación que supuso la extinción de muchos grupos de organismos.

Periodo silúrico (439 a 408,5 millones de años)

La vida se aventuró en tierra bajo la forma de plantas simples llamadas psilofitinas, que tenían un sistema vascular para la circulación de agua, y de animales parecidos a los escorpiones, parientes de los artrópodos marinos, extintos en la actualidad, llamados euriptéridos.

La cantidad y la variedad de trilobites disminuyeron, pero los mares abundaban en corales, en cefalópodos y en peces mandibulados. Es un periodo de clima globalmente cálido.

Periodo devónico (408,5 a 362,5 millones de años)

Este periodo se conoce también como la edad de los peces, por la abundancia de sus fósiles entre las rocas de esta época. Los peces se adaptaron tanto al agua dulce como al agua salada. Entre ellos había algunos con escudo óseo externo, con o sin mandíbula, tiburones primitivos (aún existe una subespecie de los tiburones de esta época) y peces óseos a partir de los cuales evolucionaron los anfibios. En las zonas de tierra, se hallaban muchos helechos gigantes y la presencia vegetal continental es ya importante.

Periodo carbonífero (362,5 a 290 millones de años)

Los trilobites estaban casi extinguidos, pero los corales, los crinoideos y los braquiópodos eran abundantes, así como todos los grupos de moluscos. Los climas húmedos y cálidos fomentaron la aparición de bosques exuberantes en los pantanales, que dieron lugar a los principales yacimientos de carbón que existen en la actualidad. Sin embargo, en otras zonas continentales se producen glaciaciones importantes. Las plantas dominantes eran los licopodios con forma de árbol, los equisetos, los helechos y unas plantas extintas llamadas pteridospermas o semillas de helecho.

Los anfibios se extendieron y dieron nacimiento a los reptiles, primeros vertebrados que vivían sólo en tierra. Aparecieron también insectos alados como las libélulas. Prosigue la convergencia de los dos grandes supercontinentes Laurasia y Gondwana hacia la formación de la segunda Pangea. (Ver Figura 12)

Periodo pérmico (290 a 245 millones de años)

14 Zona ubicada en la desembocadura de un río caudaloso en el mar, caracterizada por tener una forma semejante al corte longitudinal de un embudo, cuyos lados van apartándose en el sentido de la corriente fluvial.



Las zonas continentales se unieron en un único continente llamado Pangea II. Esta múltiple colisión continental generó la orogenia15 herciniana. Gran parte de Pangea II se sitúa en la cercanía del polo sur, por lo que se produce una fuerte glaciación. El periodo termina con una gran extinción en masa de muchos organismos que acabó con más de un 90% de las especies marinas existentes.

Periodo triásico (245 a 208 millones de años)

El principio de la era mesozoica quedó marcado por la disgregación de Pangea II y la reaparición de los supercontinentes del Norte (Laurasia) y del Sur (Gondwana). Las formas de vida cambiaron considerablemente en esta era, conocida como la edad de los reptiles. Aparecieron nuevas familias de pteridospermas, y las coníferas y las cícadas se convirtieron en los mayores grupos florales, junto a los ginkgos y a otros géneros. Surgieron reptiles, como los dinosaurios y las tortugas, además de los mamíferos.

Periodo jurásico (208 a 145,6 millones de años)

Al desplazarse Gondwana, el norte del océano Atlántico se ensanchaba y nace el Atlántico sur. Los dinosaurios dominaban en tierra, mientras crecía el número de reptiles marinos, como los ictiosaurios y los plesiosaurios. Aparecieron las primeras aves y los corales formadores de arrecifes crecían en las aguas poco profundas de las costas. Entre los artrópodos evolucionaron animales semejantes a los cangrejos y a las langostas.

En este período se extendieron por todo el planeta los amonites, moluscos cefalópodos con una concha dura que, por lo general, tenía compartimentos y forma de espiral.

La extinción de los amonites coincide con la extinción de los dinosaurios. Habitaban en los mares de todo el mundo y sus fósiles aparecen en rocas marinas. Debido a su rápida evolución y a su amplia distribución, los amonites constituyen verdaderos fósiles quías, herramienta muy útil como indicadores y datadores de estratos rocosos.

Figura 6: Fósil de amonites Periodo cretácico (145,6 a 65 millones de años)

Los dinosaurios prosperaron y evolucionaron hacia formas más especializadas, para desaparecer de forma brusca al final de este periodo, junto a muchas otras formas de vida. Las teorías para explicar esta extinción masiva tienen en la actualidad un gran interés científico. Los cambios florales de este periodo fueron los más notables de los ocurridos en la historia terrestre. Las gimnospermas estaban extendidas, pero al final del periodo aparecieron las angiospermas.

Periodo terciario (65 a 1,64 millones de años)

En el terciario se rompió el enlace de tierra entre América del Norte y Europa y, al final del periodo, se fraguó el que une América del Norte y América del Sur.

15 Orogenia, conjunto de procesos geológicos que se producen en los límites entre una placa continental y otra oceánica, o bien en la unión de dos placas continentales y que da lugar a la formación de un orógeno o cadena montañosa.



Durante el cenozoico, las formas de vida de la tierra y del mar se hicieron más parecidas a las existentes en la actualidad. Se termina de formar la Patagonia y el levantamiento de la cordillera de los Andes.

Las formaciones herbáceas se expandieron y esto provocó la especialización de muchos herbívoros, con cambios en su dentición. Al haber desaparecido la mayoría de los reptiles dominantes al final del cretácico, el cenozoico fue la edad de los mamíferos. De esta forma, en la época del eoceno se desarrollaron nuevos grupos de mamíferos, como ciertos animales pequeños parecidos a los caballos actuales, rinocerontes, tapires, rumiantes, ballenas y ancestros de los elefantes.

En el oligoceno aparecieron miembros de las familias de los gatos y de los perros, así como algunas especies de monos. En el mioceno los marsupiales eran numerosos, y aparecieron los antropoides (entre los que surgirían los homínidos16). En el plioceno, los mamíferos con placenta alcanzaron su apogeo, en número y diversidad de especies, extendiéndose hasta el periodo cuaternario.

Periodo cuaternario (desde hace 1,64 millones de años hasta la actualidad)

Capas de hielo continentales intermitentes cubrieron gran parte del hemisferio norte. Los restos fósiles ponen de manifiesto que hubo muchos tipos de homínidos primitivos en el centro y sur de África, en China y en Java, en el pleistoceno bajo y medio; pero los seres humanos modernos (Homo sapiens) no surgieron hasta el final del pleistoceno. Más tarde, en este periodo, los humanos cruzaron al Nuevo Mundo a través del estrecho de Bering, cuyo tránsito era viable debido a la bajada del nivel del mar. Las capas de hielo retrocedieron al final y empezó la época reciente, el holoceno.

Devido a que en Cuba no hay evidencias de rocas tan antiguas como en otros lugares del planeta, su columna geocronológica es mas corta. La (Tabla 2) muestra la columna con las divisiones ajustadas a la geocronología cubana, cuyas rocas más arcaicas, a las que se les ha podido determinar la edad, corresponden al período Jurásico.

16 Homínido, individuo perteneciente al orden de los Primates superiores, cuya especie superviviente es la humana.



Tabla 2: Columna geocronológica cubana Era Período Época Edad

Holoceno Cuaternario (Q)

Pleistoceno

Plioceno Tortoniano Helveciao Burdigaliano

Neógeno (N) Mioceno

Aquitaniano Chattiano Rupeliano Oligoceno

Lattorfiano Priaboniano Luteciano Eoceno

Ypresiano Landeniano

Cen

ozo

ica

Paleógeno ( )

Paleoceno Daniano Maestrichtiano Campaniano Santoniano Coniaciano Turoniano

Superior

Cenomaniano Albiano Aptiano Barremiano Hauteriviano Valanginiano

Cretácico (K)

Inferior

Berriaciano Tithoniano Kimmeridgiano Oxfordiano

Superior

Calloviano Medio

Meso

zoic

a

Jurásico (J)

Inferior

Ejercicios:

1. ¿Qué relación puede establecer usted entre los fósiles y la escala de tiempos geológicos?

2. Busque información que le permita conocer en qué período geológico comenzó la evolución geológica de Cuba y cuál es la evidencia fósil que lo acredita.



Tema 2. Hipótesis geotectónicas.

En el tema anterior conociste que desde tiempos inmemoriales el hombre ha tratado de explicar las características topográficas de la superficie de la Tierra, sin embargo no fue hasta inicios del siglo XX que aparecieron las llamadas hipótesis geotectónicas, hoy convertidas en paradigmas explicativos de la estructura, historia y dinámica de la corteza terrestre. Todas ellas parten del supuesto de que los movimientos de la inquieta corteza terrestre obedecen a enormes fuerzas que se originan en las profundidades del planeta y que son responsables de producir las cuencas oceánicas, los continentes, las mesetas, las fallas y las montañas, entre otros muchos accidentes geográficos.

Antes de hacer referencia a las teorías geotectónicas es necesario realizar una breve caracterización de las diferentes capas que componen la estructura interna de la Tierra, lo cual facilitará la comprensión de tales postulados científicos. (Ver Figura 7).

Estructura interna del la Tierra.

Desde los comienzos de la historia de la Tierra, el planeta ha estado compuesto de diversas capas que se formaron mientras los materiales más pesados gravitaban hacia el centro y los más ligeros salían a la superficie.

Figura 7: Estructura interna de la Tierra

El núcleo interno de la Tierra es la parte más profunda del planeta y tiene unos 1.600 km de espesor. Está constituido por hierro y níquel. Las temperaturas del núcleo interno pueden alcanzar los 5.500 0C.

El núcleo externo del planeta tiene un espesor aproximado de 1.800 km y tiene una temperatura muy elevada. Es más bien líquido y está compuesto de hierro y níquel fundidos. Este material líquido es el que ayuda a generar el campo magnético de la Tierra.

El manto inferior de la Tierra tiene unos 2.200 km de espesor. A pesar de las elevadas temperaturas, esta parte del manto es sólida, debido a las tremendas presiones existentes que impiden la fusión del material rocoso. El manto superior de la Tierra tiene algo más de 600 km de espesor y está formado por dos capas diferenciadas.



Directamente debajo de la corteza terrestre se encuentra una capa sólida que, conjuntamente con aquélla, constituye la litosfera, que forma las placas tectónicas de la Tierra. Por debajo de la litosfera está la astenosfera17 (ver Figura 8), donde las rocas están semifundidas y fluyen creando corrientes de convección, que son las que mueven las placas tectónicas situadas encima.

Figura 8: Representación esquemática de la Astenosfera.

La corteza terrestre es la capa rígida más externa de la Tierra. En comparación con los demás estratos interiores concéntricos (ver Figura 7), es la más delgada y su espesor varía entre los 20 y los 40 km debajo de los continentes (corteza continental) y los 6 y 15 km debajo de los océanos (corteza oceánica).

La corteza continental, también denominada sial, está formada principalmente de silicio y aluminio, y junto al oxígeno, hierro, calcio, sodio, potasio y magnesio conforman el 98,5% de la corteza terrestre, en su mayoría compuesta de rocas graníticas y otras de similar composición.

En tanto que la corteza oceánica, conocida como sima, está formada fundamentalmente por silicio y magnesio, es una zona predominantemente basáltica. (Ver Figura 9)

Figura 9: Composición química de la corteza terrestre.

Ejercicio:

1. El espesor de la corteza terrestre no es uniforme. ¿Cómo explicaría usted la variación que presenta el mismo?

17 Capa semisólida, situada en el manto terrestre debajo de la corteza, a profundidades entre 50 y 150 km, compuesta de un material plástico que puede fluir lentamente.



Deriva continental

La teoría de la deriva continental o de los desplazamientos (teoría movilista) defiende la idea de que antaño todos los continentes estuvieron unidos y que en el transcurso de los tiempos geológicos se fueron separando.

Hace casi cuatro siglos, en 1620, el filósofo y estadista inglés Francis Bacon había llamado la atención sobre la notable similitud que presentaban las formas de la costa occidental de África y la oriental de Sudamérica, aunque nunca sugirió que los dos continentes hubiesen estado unidos en otro momento.

La propuesta de que los continentes podrían moverse la hizo por primera vez en 1858 Antonio Snider, un estadounidense que vivía en París, aunque fue el meteorólogo alemán Alfred Wegener quien la desarrolló detalladamente en el libro El origen de los continentes y océanos, publicado en 1915. Por tanto, suele considerarse a Wegener autor de la teoría de la deriva continental.

Lo que Wegener quería demostrar era que todos los continentes de la Tierra habían estado unidos en algún momento en un único ‘supercontinente’ al que llamó Pangea que se había escindido en fragmentos en algún momento del pasado; y que estos grandes fragmentos (los actuales continentes) fueron alejándose poco a poco de sus posiciones de partida hasta alcanzar las que ahora ocupan.

Figura 10: Representación del supercontinente Pangea.

Uno de los argumentos más fuertes de Wegener para justificar la deriva continental era que los bordes de los continentes tenían formas que encajaban. Para defender su tesis, indicó que las formaciones rocosas de ambos lados del océano Atlántico —en Brasil y en África occidental— coinciden en edad, tipo y estructura. Además, con frecuencia contienen fósiles de criaturas terrestres que no podrían haber nadado de un continente al otro.

Estos argumentos paleontológicos estaban entre los más convincentes para muchos especialistas, pero no impresionaban a otros, particularmente a los geofísicos.

Figura 11: Similitud entre las formas de la costa oriental de Sudamérica y occidental de África.

La mayor parte de los geólogos de la época, y del medio siglo siguiente, rechazaron esta idea. Hasta entonces, siempre se había supuesto que los continentes ocupaban posiciones fijas, y resultaba inaceptable pensar que esa hipótesis fuese cierta. Además, argumentaban los geólogos, ¿cómo podían las masas de tierra continentales moverse sobre el fondo oceánico? No había en la Tierra ninguna fuerza capaz de semejante cosa.



Pruebas de la teoría

A mediados de la década de 1960, los científicos que no aceptaban la teoría de Wegener formaban una minoría muy reducida. Lo que volvió aceptable esta idea fue en gran medida el fenómeno llamado paleomagnetismo. Muchas rocas adquieren en el momento de formarse una carga magnética cuya orientación coincide con la que tenía el campo magnético terrestre en el momento de su formación.

A finales de la década de 1950 se logró medir este magnetismo antiguo y muy débil (paleomagnetismo) con instrumentos muy sensibles; el análisis de estas mediciones permitió determinar dónde se encontraban los continentes cuando se formaron las rocas. Se demostró así que todos habían estado unidos en algún momento.

Poco después de esta evidencia se obtuvieron otras. Los paleontólogos llevaban mucho tiempo desconcertados por el hecho de que algunas especies botánicas y animales se encontraban en varios continentes. Era impensable que estas especies hubiesen logrado ir de un continente a otro salvando los océanos, pero sí podían haberse dispersado fácilmente en el momento en que todas las tierras estaban unidas.

Algunos geólogos se han preguntado también por qué en el oeste de África y el este de Sudamérica se encontraban ciertas formaciones rocosas del mismo tipo y edad. Pero si los continentes estuvieron unidos alguna vez en Pangea, es fácil entender que tales formaciones eran entonces una sola, que se dividió cuando las masas terrestres se separaron.

Pangea empezó a fragmentarse hace unos 200 millones de años (Ver Figura 12), primero en dos supercontinentes menores —Gondwana al sur (que comprendía lo que ahora es Sudamérica, África, Australia, la Antártida y la India) y Laurasia al norte (Norteamérica, Europa y la mayor parte de Asia) — y a continuación en los actuales continentes, que empezaron a separarse. Este episodio de la deriva continental recibe a veces el nombre de ‘deriva de Wegener’, por el autor de la teoría.

.Observe que en ese momento la India pertenecía a Gondwana

Figura 12: División de Pangea en Laurasia y Gondwana

Ahora se sabe que hubo otros periodos de deriva anteriores. Pangea sólo había durado unos pocos cientos de millones de años y se había formado inicialmente a partir de la unión de un conjunto de masas de tierra distintas de los continentes actuales. Tales masas eran a su vez fragmentos de otro supercontinente, que también se había formado a partir de la unión, ocurrida varios centenares de millones de años antes, de otras masas terrestres más antiguas. Evidentemente, la rotura, dispersión y reunión de supercontinentes es un proceso continuo.



¿Pero cómo se abren camino los continentes sobre el fondo oceánico sólido? A mediados de la década de 1960 ya se había demostrado que esto no constituía ningún problema, pues era el propio fondo oceánico el que se movía y arrastraba de este modo los continentes.

El proceso continúa, y los continentes siguen su deriva, por lo general a razón de unos pocos centímetros al año. Por tanto, su actual disposición no es permanente. Así, el océano Atlántico se está ensanchando a medida que África y América se separan; en cambio, el océano Pacífico se está empequeñeciendo. También el mar Mediterráneo se estrecha (y terminará por desaparecer), pues África avanza hacia el norte, al encuentro de Europa.

El movimiento del subcontinente indio demuestra otro fenómeno: cuando Pangea se escindió en Gondwana y Laurasia, la India formaba parte de Gondwana (ver Figura 12). Pero más tarde se rompió y se desplazó rápidamente hacia el norte a la velocidad inusualmente elevada de 17 cm anuales, hasta chocar con Asia e unirse a este continente. La presión de la India contra Asia provocó el plegamiento de la corteza y la formación de la cordillera del Himalaya, fenómeno que aún prosigue.

Se cree que la unión o sutura de masas de tierra continuará repitiéndose una y otra vez en el futuro y que todos los continentes volverán a reunirse de nuevo en un supercontinente. (Ver Figura 13)

Observe, en la proyección que muestra la imagen, que para dentro de 60 millones de años, los geólogos prevén que África y Europa estarán unidas al igual que América del Norte y Asia.

Figura 13: Situación prevista para los continentes dentro de 60 millones de años.

Tectónica de placas

La Tectónica de placas es otra de las teorías modernas que trata de explicar las deformaciones estructurales geológicas terrestres basándose fundamentalmente en la observación de que la corteza terrestre sólida está dividida en varias placas semirrígidas (Ver Figura 14). Las fronteras entre estas placas son zonas con actividad tectónica donde tienden a producirse sismos y erupciones volcánicas.



Leyenda

1 Placa del Caribe.

2 Placa Cocos.

3 Placa Juan de Fuca.

4 Placa Anatolia.

5 Placa de Arabia.

6 Subplaca Somalí.

7 Placa Filipina.

Figura 14: Principales placas activas de la corteza terrestre en la actualidad.

Origen

Aunque la revolución de la tectónica de placas en el pensamiento geológico ocurrió hace poco (en las décadas de 1960 y de 1970), las raíces de la teoría fueron establecidas por observaciones y deducciones anteriores.

En uno de estos descubrimientos, James Hall, geólogo neoyorquino, observó que los sedimentos acumulados en cordilleras montañosas son al menos diez veces más gruesos que los del interior continental de la Tierra. Este hecho estableció las bases de la teoría geosinclinal18.

Este concepto fue introducido en la década de 1850 cuando el geólogo estadounidense James Hall, trabajando en una medición geológica del estado de Nueva York, se dio cuenta de que las formaciones sedimentarias del devónico se van haciendo más finas hacia el noroeste, donde se encajaban en el escudo Canadiense; sin embargo, hacia el sureste las formaciones eran más gruesas. Asimismo, mientras que las estructuras lindantes con el escudo eran casi planas, las del sureste estaban plegadas. Se ha descubierto que vaguadas parecidas son las precursoras de muchas cordilleras.

Más tarde se han identificado dos tipos de geosinclinales: los miogeosinclinales,desarrollados en plataformas continentales, y los eugeosinclinales, formados mar adentro a lo largo de las explanadas continentales.

Los miogeosinclinales se encuentran donde los ríos aportan muchos sedimentos al mar formando grandes deltas hundidos, como en las desembocaduras del Nilo, del Mississippi y del Amazonas.

18 El mineralogista estadounidense James Dwight Dana utilizó el término geosinclinal partir de la palabra sinclinal (artesa estructural) y del prefijo geo- (tierra), para denotar su importancia global.



Los eugeosinclinales, por su parte, coinciden con las fosas oceánicas profundas que se forman donde una placa de la corteza terrestre se hunde (es subducida) bajo otra. Los sedimentos y las rocas volcánicas situados en estos fosos han sido empujados y arrugados desde el fondo oceánico para formar montañas como las cordilleras de América del Sur y del Norte.

Esencialmente esta teoría plantea que un geosinclinal es un importante rasgo estructural de la corteza terrestre que empieza siendo una cadena de sedimentación muy activa y con el tiempo toma forma de depresión alargada que puede permanecer intacta durante millones de años, pero en general los sedimentos depositados en su interior se pliegan y elevan formando una cordillera.

Como se ha dicho, las teorías de la deriva continental fueron propuestas por el geólogo y meteorólogo alemán Alfred Wegener y sus seguidores, que descubrieron que las placas continentales se rompen, se separan y chocan unas con otras. Estas colisiones deforman los sedimentos geosinclinales creando las cordilleras de montañas futuras.

Los mejores ejemplos dados por Wegener de las fronteras continentales hendidas, estaban en ambos lados del océano Atlántico. De hecho, Sir Edward Bullard probó el encaje preciso mediante una computadora y presentó sus resultados a la Real Sociedad de Londres: el ajuste era perfecto. El error medio de estos límites es menor de un grado.

Sin embargo, a lo largo de otras márgenes oceánicas, no se encuentra una complementariedad similar: por ejemplo, en el cinturón que circunvala el Pacífico o en el sector de Myanmar (Birmania) e Indonesia del océano Índico. Estos puntos de discrepancia subrayan una característica de los bordes continentales señalada por el famoso geólogo vienés Eduard Suess, hacia 1880. Reconoció un ‘tipo atlántico’ de margen, identificado por el truncado abrupto de antiguas cadenas montañosas y por estructuras hendidas, y un ‘tipo pacífico’, marcado por montañas dispuestas en cordilleras paralelas, por líneas de volcanes y por terremotos frecuentes.

Para muchos geólogos, las costas de tipo pacífico parecen estar localizadas donde los geosinclinales se deforman y se elevan para formar montañas.

Expansión del fondo marino

En la década de 1920, el estudio de los lechos marinos progresó cuando el sonar, dispositivo de sondeo con eco, fue modificado para medir las profundidades oceánicas. Con un sonar se podía medir la topografía submarina y establecer su cartografía.

Más tarde, los geofísicos adaptaron los magnetómetros aéreos para poder medir variaciones de intensidad y orientación geomagnética. Las travesías de los magnetómetros transportados en barcos sobre las dorsales oceánicas mostraron que las rocas de un lado de la dorsal producían un motivo reflejado del de las rocas del otro lado.

Los métodos de datación aplicados a las rocas corticales basálticas del lecho marino mostraron que la materia más cercana a la dorsal era mucho más joven que la lejana (de hecho, era relativamente reciente). Además, no se encontraron capas de sedimentos marinos en la cumbre de la dorsal, pero aparecían a cada lado, otras más antiguas y gruesas a mayor distancias.

Estas observaciones, añadidas a las del gran flujo de calor, hicieron pensar que la dorsal es el lugar donde se crea la corteza oceánica nueva; el material llega por corrientes de convección de lava caliente, pero se enfría y solidifica con rapidez al contacto con el agua fría del fondo oceánico.



Para dejar sitio a esta suma continua de nueva corteza, las placas deben separarse lenta pero de forma constante. En el Atlántico norte, la velocidad de separación es de sólo 1 cm al año, mientras que en el Pacífico es de más de 4 cm al año. Estos movimientos relativamente lentos, impulsados por corrientes de convección térmicas originadas en las profundidades del manto terrestre, son los que han generado, en el curso de millones de años, el fenómeno de la llamada deriva continental.

En la década de 1960, los datos detallados del suelo oceánico fueron agrupados e incorporados en mapas fisiográficos donde el relieve submarino fue representado por científicos del Observatorio Geológico Lamont en la Universidad de Columbia (ver Figura 15). Se dieron cuenta de que la cresta de las dorsales oceánicas tiene la forma de una rendija, o grieta, de unos pocos kilómetros de ancho, situada en el centro de la dorsal. También descubrieron que en el mar Rojo la dorsal penetra en el continente africano para convertirse en el famoso valle del Rift, que llega desde el valle del Jordán y el mar Muerto, pasando por el mar Rojo, a Etiopía y al este de África. Resulta evidente que la dorsal marca una división en la corteza terrestre como lo hace en la oceánica.

Figura 15: Mapa del fondo oceánico

Los nuevos mapas fisiográficos del fondo del océano también revelan, por primera vez, que las crestas de las dorsales tienen muchas grietas, llamadas zonas de fractura. Estas grietas señalan la dirección de las fallas de transformación (lo que se llama ‘deslizamiento según el rumbo’) que se han desarrollado para compensar las tensiones generadas por velocidades distintas de expansión del suelo marino. Aunque la mayoría de estas fallas están ocultas bajo el océano, una de ellas, la falla de San Andrés conocida por su propensión a los terremotos, emerge del océano Pacífico, cerca de San Francisco, en California y atraviesa cientos de kilómetros de tierra. (Ver Figura 16)



Esta falla señala la frontera entre la placa tectónicas de Norteamérica y la del Pacífico que, al deslizarse una sobre otra, provocan terremotos.

Figura 16: Falla de San Andrés

Arcos volcánicos y subducción

Ya en la década de 1930, sismólogos estadounidenses descubrieron problemas dinámicos particulares de las costas de tipo pacífico. Mostraron que hay terremotos asociados a estas zonas en puntos de baja profundidad en el lado exterior (u oceánico) de los arcos de islas volcánicas (Ver Figura 17).

Analizando con detalle un caso particular, el geólogo estadounidense Hugo Benioff concluyó que esta geometría representa un plano de falla que se extiende a través de la corteza hasta el manto superior, inclinado hacia abajo con un ángulo de unos 45°. En la década de 1950 se llamó a este proceso subducción.

Durante la subducción, los bordes de una placa se introducen por debajo del borde de otra placa, la corteza oceánica es impulsada dentro del manto y parcialmente fundida.

Figura 17: Ejemplo de subducción

Se ha probado la existencia de planos de subducción similares a lo largo de casi todas las costas del Pacífico (donde no se han encontrado hay evidencias geológicas que demuestran que antes había, pero que ahora están inactivas).

Muchas de estas zonas revelan un sistema de fallas mayor que corre paralelo al sistema montañoso general. A lo largo de intervalos muy prolongados, el movimiento de una falla pasa de gradual a abrupto y se puede producir un desplazamiento de entre 1 y 5 m en un único terremoto. Fallas así se han encontrado en Chile, Alaska, Japón, Taiwan, Filipinas, Nueva Zelanda y Sumatra.

Al reciclarse de forma continua, no hay zonas de la corteza moderna de los océanos que tengan más de 200 millones de años de antigüedad. Los bloques corticales se mueven y chocan constantemente cuando son transportados por las distintas placas.



Una consecuencia importante de la fusión de la corteza oceánica

subducida es la producción de magma

nuevo.

Cuando la corteza se funde, el magma que se forma asciende desde el plano de subducción, en

el interior del manto, para hacer erupción en la superficie terrestre.

Figura 18: Erupción de magma fundido por subducción

Las erupciones de magma fundido por subducción han creado cadenas largas y arqueadas de islas volcánicas, como Japón, Filipinas y las Aleutianas. Allí donde una placa tectónica oceánica es subducida bajo corteza continental, el magma producido hace erupción en los volcanes situados a lo largo de cadenas montañosas lineales, conocidas como cordilleras, hasta una distancia de unos 100 km tierra adentro desde la zona de subducción (esta zona se sitúa a lo largo de una zanja submarina situada a cierta distancia del continente). (Ver Figura 18)

Además de crear y alimentar volcanes continentales, la fusión de la corteza oceánica subducida es responsable de la formación de algunos tipos de yacimientos de minerales metálicos valiosos.

Teoría integrada de la tectónica de placas

Con todos estos conocimientos sobre la expansión del fondo marino y sobre las zonas de subducción, lo que quedaba era combinarlos en un sistema integrado de geodinámica.

En la década de 1950, el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson demostró la continuidad global de las zonas de subducción, bastante parecida a los pespuntes de una pelota de fútbol.

El geólogo estadounidense Harry Hammond Hess señaló que, si el fondo oceánico se separaba en un lado del globo, debía producirse subducción en el otro; si no, el tamaño de la Tierra aumentaría sin parar.

Xavier LePichon, estudiante francés de sismología en Lamont, estudió la geometría de las placas a partir de datos sísmicos y el geofísico estadounidense Robert Sinclair Dietz tomó las pruebas de Wegener sobre la deriva continental y reconstruyó las posiciones de los continentes y de las placas continentales en fases sucesivas desde la actualidad hasta hace unos 200 millones de años. Desde entonces, la teoría de la tectónica de placas ha sido debatida, probada y extendida, convirtiéndose en un nuevo paradigma y en el centro de la controversia de las ciencias geológicas.

Ejercicios:

1. Confeccione un cuadro sinóptico donde se reflejen los argumentos a favor y en contra de la hipótesis de la Deriva continental después de su publicación en 1915.



2. Posteriormente, en la década de los años 60, la hipótesis de la Deriva continental se hizo más creíble. ¿Qué evidencias aportaron los científicos para corroborar la misma?

3. ¿Qué relación encuentra usted entre las hipótesis de la Deriva continental y la Tectónica de placas?

4. ¿Cómo explica usted que en las zonas donde exista subducción también se reporten actividades sísmicas y volcánicas?

Tema 3: Las rocas.

En la unidad I conociste que la Geología es una de las muchas ciencias que se ocupan del estudio de la Tierra, también denominadas geociencias, y que los geólogos son científicos que estudian las rocas y los materiales derivados que forman la parte externa del planeta.

Para muchos resulta difícil distinguir los conceptos de mineral y roca, incluso llegan a confundirlos refiriéndose a uno u otro indistintamente, de ahí que resulte necesario diferenciarlos antes de continuar el estudio de este importante tema.

Convencionalmente, para denominar mineral a una sustancia, ésta debe presentar las particularidades siguientes:

a) Origen inorgánico natural.

b) Composición química definida dentro de los ciertos límites.

c) Estado sólido, el cual se expresa físicamente por la cristalización u ordenamiento de la materia.

La mayoría de los diccionarios plantean que: una roca es cualquier agregado compuesto por minerales.

De acuerdo a la definición anterior, sustancias que componen algunas rocas como los carbones (que se forman por la descomposición de la materia orgánica) no serían minerales en sentido estricto y quedarían fuera de toda clasificación en los textos de mineralogía19. De igual forma, las sustancias amorfas20, como los vidrios volcánicos, tampoco serían minerales.

Estas contradicciones pueden comprenderse, al tener presente que muchas tipificaciones las realizan los investigadores para propósitos muy específicos, en circunstancias dadas, por lo cual no siempre es posible encerrar todos los objetos naturales en conceptos y categorías que pudieran resultar un tanto estrechos.

Si los carbones y los vidrios volcánicos no son admitidos en el concepto de mineral, si lo son en el de roca. Por tanto, desde el punto de vista geológico es aceptado decir, de modo general, que las rocas están compuestas por minerales y por sustancias no minerales.

19 Mineralogía, ciencia que estudia las propiedades, origen y clasificación de los minerales. 20 Sin forma regular o bien determinada.



En cuanto a la composición mineralógica hay rocas integradas por muchos minerales, por ejemplo el granito, compuesto por feldespato, cuarzo y mica (ver Figura 19), mientras otras, como las calizas están compuestas predominantemente por calcita.

Un criterio aceptado como inherente al concepto de rocas es el de su coherencia o consolidación. Sin embargo, roca es tanto la arena de playa como la arenisca formada por compactación y cementación de la misma

Figura 19: Granito.

Desde un punto de vista práctico, al referirse a los productos no consolidados los geólogos los denominan, generalmente, como depósitos y muy raramente como rocas.

En adelante se considerará que una roca es cualquier objeto litológico compuesto por minerales u otras sustancias, con determinada granularidad y presencia del material vítreo, que puede tener distintos tamaños, desde las grandes unidades estructurales que componen la corteza terrestre hasta la arena y la arcilla o barro.

Importancia de las rocas.

Múltiples son las aplicaciones que se derivan del estudio de las rocas, ya se pudo apreciar en el tema 1 que para los geólogos constituyen la clave que registra la historia de una región determinada.

En el campo económico, es donde mayor importancia tienen, pues algunas de ellas acompañan a determinados yacimientos minerales de alto valor económico. Por ejemplo en Cuba las lateritas niquelíferas, ricas en cobalto, se desarrollan a expensas de las rocas serpentiníticas21, mientras que los minerales de manganeso se muestran en las rocas vulcanógeno-sedimentarias.

Su estudio también encuentra aplicación en la ingeniería, ya que es impracticable acometer la construcción de una represa, una carretera, grandes edificios y otras obras similares sin tener el conocimiento de las rocas que constituyen los terrenos implicados. De igual forma en la agricultura, el estudio de los suelos depende de las rocas que lo originaron.

Finalmente, en el campo de las artes las rocas ornamentales como el granito y el mármol han servido de materia prima a escultores y arquitectos.

Métodos de estudio.

Para el estudio de las rocas se ha desarrollado una asombrosa y compleja metodología. El método más difundido es el de la observación por transparencia de una sección delgada en el microscopio de luz polarizada. Este procedimiento se basa en la cristalografía óptica, que aprovecha las propiedades anisotrópicas22 de los minerales, que se manifiestan como constantes ópticas.

Otro grupo de métodos encuentra su fundamento en el análisis químico de las rocas, obteniéndose su composición en forma de óxidos a partir de los cuales se puede calcular la composición minerológica.

21 Roca muy común y difundida compuesta por silicato de magnesio hidratado, Mg3Si2O5(OH)4. Se denomina así por las bandas verdes parecidas a serpientes. 22 Propiedades que varían según la dirección dentro del material, es decir, su resistencia, rigidez y otras cualidades físicas.



Los conocidos métodos macroscópicos se emplean en el estudio inicial de las rocas, para ello es necesario obtener (utilizando un martillo o piqueta de geólogo) pedazos de roca de tamaño apropiado para su estudio, por ejemplo 12 X 10 X 3 cm. Estas piezas deben estar libres de corteza de meteorización, que a menudo produce un enmascaramiento total de la muestra al cambiar su color y textura.

Las piezas obtenidas deben observarse con una lupa de bolsillo con un aumento que no debe sobrepasar los doce (12) diámetros. Es recomendable observar primero la roca con poco aumento y luego ir aumentando el mismo. En todos los casos deberá buscarse la iluminación más apropiada.

Textura y estructura de las rocas.

Desde el punto de vista arquitectónico existen dos rasgos notables en las rocas, uno de mayor y otro de menor envergadura. Los rasgos de mayor importancia se refieren a las características morfológicas de las rocas en su conjunto, tales como estratificación, cavidades, modos de agregación. En cambio los rasgos de menos importantes se refieren a las características morfológicas internas de las mismas, tales como el tamaño de los granos minerales, el contorno de los mismos y sus relaciones mutuas.

Los rasgos de mayor importancia son denominados Estructuras y los menos importantes Texturas.

Este método se complementa con el uso de instrumentos que permitan medir la dureza de las rocas (ver Tabla 3), tales como un pedazo de vidrio, una cuchilla de acero y algunos reactivos químicos como el ácido clorhídrico contenido en un recipiente plástico con su correspondiente gotero.

Tabla 3: Escala de dureza de Möhs

Escala de dureza de Möhs Dureza Mineral Prueba Clasificación

1 Talco Se raya con la uña. Muy blando

2 Yeso Se raya con la uña. Muy blando

3 Calcita Se raya con la punta de un cuchillo. Blando

4 Fluorita Se raya con la punta de un cuchillo. Blando

5 Apatito Se raya con la punta de un cuchillo. Blando

6 Feldespato Raya el cristal. Duro

7 Cuarzo Raya el cristal. Duro

8 Topacio Raya el cristal. Duro

9 Corindón Raya el cristal. Duro

10 Diamante No se raya salvo con otro diamante. Muy duro

Finalmente un consejo: evite la tentación de diagnosticar un mineral o una roca rápidamente. Por el contrario, observe lenta y cuidadosamente, analice los diversos factores antes de emitir un juicio. La experiencia demuestra que mientras más práctica se posee, más lento será el diagnóstico.



Ejercicios:

1. Complete la tabla siguiente de forma tal que se puedan apreciar las diferencias que existen entre un mineral y una roca.

Características Ejemplos

Mineral

Roca

2. A través de ejemplos, no citados en este material, demuestre la importancia del estudio de las rocas.

3. Selecciones una o varias rocas dentro de su entorno y trate de determinar la dureza de cada muestra. Consulte los resultados con su profesor.

El ciclo de las rocas:

El ciclo de las rocas es la forma a través de la cual se explican los procesos que conectan los tres tipos principales de rocas de la Tierra —ígneas, sedimentarias y metamórficas— ylas relaciones que hay entre ellas. Esta idea fue desarrollada por James Hutton23 a finales del siglo XVIII.

Formación de las rocas ígneas

La primera etapa del ciclo es la formación de roca ígnea24, que resultan de la precipitación de compuestos químicos a altas temperaturas. Esto tiene lugar cuando el material fundido llamado magma25 asciende y luego se enfría y solidifica en forma de cristales entrelazados. (ver Figura 20)

Una característica negativa de las rocas de este tipo es que nunca contienen fósiles y raramente son estratificadas.

Figura 20: Magma ascendiendo a la superficie terrestre.

23 (1726-1797), geólogo escocés que ha sido considerado frecuentemente como el padre de la Geología. 24 Llamada por algunos geólogos como eruptivas, término con el cual desean reflejar el ascenso de las fusiones desde las profundidades a la superficie de la Tierra. Otros las denominan rocas magmáticas, aludiendo a su derivación a partir del magma fundido. En este curso los términos ígneo, erupotivo y magmático se consideran sinónimos. 25 Materia rocosa fundida producida naturalmente, compuesta principalmente por una mezcla silicatada y elementos volátiles.



Las rocas ígneas se subdividen en dos grandes grupos26: las intrusivas o plutónicas, que penetran en otras rocas más antiguas a través de grietas profundas bajo la superficie terrestre antes de enfriarse lentamente; o como materiales extrusivos, superficiales ovolcánicos, formadas por el enfriamiento rápido y en superficie, o cerca de ella, del magma después de haber sido expulsados en erupciones y fisuras volcánicas. Los materiales intrusivos comprenden rocas cristalinas, como el granito, mientras que los extrusivos agrupan las lavas.

Las rocas plutónicas, como el granito y la sienita, se formaron a partir de magma enterrado a gran profundidad bajo la corteza terrestre. Las rocas se enfriaron muy despacio, permitiendo así el crecimiento de grandes cristales de minerales puros.

Las rocas volcánicas, como el basalto (ver Figura 21) y la riolita se formaron al ascender magma fundido desde las profundidades llenando grietas próximas a la superficie, o al emerger magma a través de los volcanes. El enfriamiento y la solidificación posteriores fueron muy rápidos, dando como resultado la formación de minerales con grano fino o de rocas parecidas al vidrio.

Figura 21: Basalto.

Existe una correspondencia mineralógica entre la serie de rocas plutónicas y la serie volcánica, de forma que la riolita y el granito tienen la misma composición, del mismo modo que el gabro y el basalto. Sin embargo, la textura y la estructura de las rocas plutónicas y volcánicas son diferentes. El gabro (ver Figura 22) es una roca ígnea, de grano grueso, compuesta esencialmente por plagioclasa cálcica, piroxeno y olivino. Puede ser pardo negruzco, gris a gris oscuro o verde

Figura 22: Gabro

Principales minerales que componen las rocas ígneas.

Las rocas ígneas de la corteza terrestre están formadas esencialmente por silicio y oxígeno, es decir silicatos. Se puede decir que afortunadamente, de las más de tres mil (3000) especies minerales conocidas, sólo unas pocas (alrededor de 30) constituyen los minerales fundamentales de las rocas ígneas, la inmensa mayoría de los cuales serán silicatos que consecuentemente presentarán una distribución muy amplia.

En el caso de Cuba, la lista se reduce más aún, pues están ausentes algunos grupos importantes como las rocas alcalinas que conllevan varias especies mineralógicas como los feldespatos que son los más abundantes en el planeta (Ver Tabla 4).

Tabla 4: Proporciones relativas de minerales en las rocas ígneas.

Minerales % Feldespatos 59,5 Anfíboles, piroxenos, olivino 18,0 Cuarzo 12,0 Micas 4,7 Otros 5,8

26 Algunos consideran una tercera categoría denominada rocas hipabisales, filonianas o semiprofundas, pero al no ser aceptada por la mayoría de los geólogos no se incluyen en este estudio.



Feldespatos: constituyen el grupo de minerales más importante de las rocas ígneas y, en general, de la corteza terrestre. Se puede afirmar que el nombre que se aplique a una roca ígnea dependerá en gran parte del tipo y cantidad de feldespato que contenga. De acuerdo a su composición, los feldespatos se dividen en dos grandes grupos, los potásicos que comprenden dos especies: ortosa y microclina, y los sódico cálcicos también con dos especies fundamentales: albita y anortita.

La composición de los feldespatos puede ser expresada como:

ortosa y microclina KAlSi3O8

albita NaAlSi3O8

anortita CaAl2Si2O8

Anfíboles, esta especie es muy numerosa, pero afortunadamente una sola de ellas está universalmente distribuida, la hornblenda u hornablenda, a tal punto que anfíbol equivale a decir hornblenda y viceversa.

La composición química de la hornablenda común es:

(Na, k) Ca2 (Fe++, Mg)4 (Al, Fe+++, Ti) (OH)2 Al2 Si6 O22

De acuerdo a la cantidad de elementos que pueden participar en su composición se presenta en múltiples ambientes químicos, de ahí su universalidad.

La exfoliación produce estriaciones características, fácilmente observables, en las caras prismáticas alargadas.

El color de la hornblenda generalmente es de tonos oscuros, verdes o pardos, a veces negro. Su lustre es vítreo o submetálico. Se distingue bien la biotita por su dureza (5 y 6).

Cuarzo, de composición SiO2, considerado por algunos como un óxido, constituye un mineral ampliamente distribuido en la corteza terrestre. La unión Si – O constituye el enlace más fuerte, por tanto el cuarzo no se combina con otros elementos, es decir, no es susceptible de alterarse.

Otros caracteres distintivos del cuarzo son: dureza 7, no presenta exfoliación sino fractura concoidal, generalmente es incoloro, aunque a veces es ligeramente ahumado, de lustre vítreo, a veces craso y transparente (algunos comparan su aspecto con el del hielo), el cuarzo es inatacable por la mayoría de los ácidos.

Piroxenos, constituyen un importante grupo de minerales, pero algunos de ellos resultan difíciles de separar de los anfíboles y de las micas. Sus caracteres distintivos son: esfoliación prismática, cristales cortos a veces constituidos por granos redondeados, color verde oscuro, a veces verde grisáceo con lustre vítreo o submetálico.

Olivino, se trata de una solución sólida que se puede expresar como:

forsterita Mg2SiO4

fayalita Fe2SiO4

El olivino propiamente dicho corresponde a uno de los términos de la serie cuya composición es forsterita 80% y fayalita 20%, cuya fórmula general es (Mg, Fe)2 SiO4.



Otras características distintivas son: se presenta generalmente en granos muy finos y apretados que constituyen agregados de aspecto sacaroidal, se distingue muy bien de los anfíboles, pero a veces se confunde con los piroxenos que presentan ese aspecto. Su color característico es el verde aceituna con tonos muy oscuros, lustre vítreo, su dureza está entre 6,5 y 7. Sobre todo en Cuba aparece alterando a los minerales del grupo de las serpentinas.

Micas, constituyen el grupo de minerales más fáciles de reconocer, ya que sus características peculiares se manifiestan muy bien, entre ellas la notable exfoliación que permite separarla en láminas o escamas sumamente delgadas, flexibles y de contornos exagonales, es de baja dureza (2 y 2,5) lo que permite rayarla con la uña, presenta un lustre perlado a veces muy esplendente.

La composición química de estos minerales corresponde a:

biotita K(Mg, Fe,Mn)3 [(OH,F)2 AlSi3O10]

moscovita KAl2(OH, F)2 [AlSi3O10]

La biotita y la moscovita se diferencian bien por su color, pues la primera es verde o pardo oscuro, mientras la segunda es de color caramelo o pardo muy claro (comúnmente de designan como mica oscura y mica clara).

La Tabla 5 muestra un resumen de las propiedades características de los minerales que permitan separarlos directamente entre sí para su fácil reconocimiento en las muestras.

Tabla 5: Diagnóstico de algunos minerales presentes en rocas ígneas.

Mineral Color Formas Dureza Otros

Cuarzo Incoloro, gris ahumado.

Intersticio entre los minerales 7

Inatacable, inalterable.

Feldespato potásico

Rozados, tonos rojizos Tablillas 6

Costras de minerales arcillosos

Plagioclasas Blanco, gris Tablillas estriadas 6

Costras de minerales arcillosos

Biotita Verde y pardo oscuro, negro

Escamas flexibles 2 – 2,5

Hornblenda Verde oscuro Prismas alargados 5 – 6

Piroxenos Verde oscuros, verde grisáceo

Prismas cortos, agregados granulares

5 – 6

Olivino Verde aceituna Agregadso escaroidales muy finos

6,5 – y Altera a serpentinas.

Texturas de las rocas ígneas.

Para una mejor sistematización de las texturas de las rocas ígneas, y recordando los criterios macroscópicos de su reconocimiento, se hará referencia a cuatro factores: 1) grado de cristalización o cristalinidad, 2) tamaño de los granos o granularidad; 3) formas de los granos y 4) relaciones mutuas entre los granos cristalinos o entre éstos y la materia vítrea.



1. Grado de cristalización. El mismo se refiere fundamentalmente a la relación de las sustancias cristalinas con la materia vítrea, presentando las texturas siguientes:

a) Holocristalina, cuando toda la roca está constituida por granos cristalinos;

b) Holovítrea, cuando la roca está constituida enteramente por vidrio;

c) Merocristalina o hipocristalina, cuando una parte de la roca está constituida por granos cristalinos y otra parte por vidrio.

2. Tamaño de los granos. Las variaciones en el tamaño de los granos ocurren en un rango muy amplio: desde granos microscópicos a gigantescos cristales que alcanzan metros de longitud. Convencionalmente se establecen las siguientes texturas:

a) fanerocristalina, fanerítica o encristalina, cuando los granos son observables a simple vista. Se pueden establecer las subdivisiones de grano grueso,de grano medio y de grano fino, si los granos sobrepasan 5 mm, están comprendidos entre 5 y 1 mm, y son menores de 1 mm, respectivamente. Muchas rocas de grano muy grueso son calificadas como pegmatitas, aunque éste es un término que a veces designa texturas especiales.

b) afanítica o discristalina, cuando no es posible observar los granos a simple vista, ni con ayuda de una lupa potente. Esta textura se suele subdividir en microcristalina, cuando los granos se pueden observar en el microscopio, y criptocristalina, cuando el estado cristalino sólo se puede detectar por sus efectos en luz polarizada. Claro que, macroscópicamente, esta subdivisión es intrascendente.

3. Formas de los granos. Las formas de los granos se describen de acuerdo al desarrollo de sus caras cristalinas. Se dice que un grano es enhédrico cuando sus caras cristalinas están bien desarrolladas. En cambio, un grano es anhédrico cuando no presenta caras cristalinas. Un grano subhédrico es el que presenta un estado intermedio de desarrollo cristalino, en unas caras es visibles, mientras otras no tienen.

Las texturas correspondientes se designan:

a) granular panidiomórfica, cuando en la roca predominan notablemente los granos enhédricos.

b) granular alotriomórfica, cuando por el contrario, predominan los granos anhédricos.

c) granular hipidiomórfica, cuando predominan los granos subhídricos o, más comúnmente, cuando ocurre una mezcla de granos enhédricos y anhédricos o subhédricos.

4. Relaciones mutuas. De acuerdo a los tamaños relativos de los granos, se obtienen las siguientes texturas:



a) equigranular, cuando todos los granos tienen aproximadamente un mismo tamaño y, si el tamaño es variable, no hay predominio del mismo en unos granos con respecto a otros. A veces la textura equigranular puede ser muy uniforme, tomando nombres especiales, como el de textura sacaroidal.

b) porfídica, porfírica o porfirítica. Es lo contrario de la equigranular, ya que se desarrollan granos mayores sobre una masa de grano notablemente más fino. Los granos mayores toman el nombre de fenocristales y la masa se denomina matriz o pasta, que puede ser tanto fanerítica como afanítica. Si la pasta es vítrea, la textura se denomina vitrofírica. En las rocas volcánicas la pasta a menudo contiene mezcla de material cristalino con vítreo, a lo cual suele denominarse mesostasis.

c) poiquilítica. Es también una textura de granos desiguales, pero la relación resulta opuesta a la de la textura porfídica. En este caso, granos de gran desarrollo encierran granos menores a modo de inclusiones (ver Figura 23).

Figura 23: Textura poiquilítica.

Estructuras de las rocas ígneas.

Los rasgos arquitectónicos de la roca actúan en mayor escala, superponiéndose a los rasgos texturales. Generalmente, las estructuras son bien observables a simple vista, pero también pueden ser microscópicas. La lista de estructuras de las rocas ígneas puede hacerse interminable, por lo cual en este texto se analizan las más frecuentes, que pueden aparecer tanto simples como combinadas:

1. Masiva o maciza. Es la estructura que corresponde a una roca ígnea que no presenta bandeamiento de ningún tipo, sin orientaciones de los minerales en direcciones determinadas, así como tampoco caracteriza a rocas que se dividen fácilmente según bloques o columnas, o sea, la roca toma la apariencia .de una masa irregular y compacta en el campo.

2. Fluidal. Contrario de la anterior, esta estructura se determina cuando los minerales forman bandas orientadas, que expresan movimientos direccionales ocurridos antes de su enfriamiento total. En algunas lavas, esta estructura está muy caracterizada por el vidrio volcánico y suele denominarse traquítica.

3. Vesicular. Esta estructura ocurre característicamente en las rocas volcánicas cuyos gases escaparon violentamente, dejando abiertos los poros y canalículos por donde se abrieron paso.

Frecuentemente sucede que, después de constituidas las vesículas, éstas se rellenan por soluciones magmáticas tardías que precipitan sus productos en forma de minerales, tales como zoolitas, calcita y cuarzo, los cuales pueden acompañarse por minerales depositados por las aguas circulantes, principalmente calcita. Las vesículas rellenas se denominan amígdulas cuando son pequeñas y amígdalas si son mayores. La estructura determinada se denomina generalmente amigdular.



4. Estructura prismática. Esta curiosa estructura se manifiesta típicamente en las coladas basálticas y se caracteriza por la disposición que toman las rocas a modo de prismas columnares de cinco o seis lados. Su explicación es similar a la del fenómeno que ocurre en el lodo al secarse.

5. Estructura en almohada. Las rocas que presentan esta estructura se conocen por el anglicismo pillow lavas. Se trata de lavas en disposición similar a la de un conjunto de almohadas dispuestas unas sobre las otras (fig. 20). La composición de estas lavas es generalmente basáltica y habitualmente se depositan en el mar, pudiendo fluir durante un tiempo relativamente largo. Su estructura se puede explicar: a medida que la lava se va enfriando origina en la superficie una costra dura, por rotura de la cual puede escapar la lava que aún continúa fluyendo bajo la misma. Así, pueden surgir pequeños flujos por cada punto de rotura, cada uno de los cuales inmediatamente generará una costra dura.

Como la lava puede seguir fluyendo desde los poros de la costra inicial, estas costras secundarias se rompen violentamente, con la consiguiente formación de nuevas masas que, al enfriarse rápidamente, constituirán estructuras esferoidales a modo de almohadas. En las almohadas, el enfriamiento queda expresado por una disposición radial concéntrica.

Formas de yacencia de las rocas ígneas

Se entiende por yacencia la forma que tienen las masas de rocas ígneas de alojarse en la corteza terrestre, lo cual está condicionado por diferentes factores, entre los que destacan: la composición del magma, la forma y tamaño de los cuerpos, las características de las rocas invadidas, y la proximidad a la superficie terrestre. Un factor especial lo constituye la actividad tectónica que está asociada a las épocas de magmatismo en las regiones geosinclinales como las de Cuba.

La interrelación de los factores expresados producirá diferentes formas de cuerpos ígneos (ver Figura 24) la clasificación de los mismos es la Daly, según la cual se dividen en extrusivos, inyectados y subyacentes. Las entidades extrusivas se encuentran en la superficie terrestre, mientras que los subyacentes lo hacen en la profundidad, los cuerpos inyectados ocupan una posición intermedia en el seno de la corteza terrestre.



Figura 24: Formas de yacencia (según Yukov): 1 batolito, 2 harpolito, 3 stock, 4 etmolito, 5 dique, 6 veta, 7 lacolito, 8 lopolito, 9 facolito, 10 sills, 11 cúpula, 12 cuerpo volcánico, 13 neck, 14 obelisco, 15 y 16 flujos de lava.

Cuerpos extrusivos, están representados por rocas ígneas enfriadas rápidamente al salir a la superficie terrestre, tal es el caso de los flujos de lava o coladas volcánicas que fluyen tranquilamente adaptándose a los accidentes del relieve terrestre. A lo largo del territorio nacional se encuentran huellas de este tipo de actividad en el pasado geológico.

Cuerpos inyectados, aparecen en el seno de la corteza terrestre condicionados por la yacencia de las rocas encajantes. Se dividen en dos grupos: concordantes y discordantes, en dependencia de que sigan o corten el rumbo general de las capas de rocas donde se insertan.

Concordantes: es el caso más general de los mantos intrusivos o sills que siguen la estratificación de las rocas sedimentarias o metamórficas encajantes. En Cuba occidental se conocen extensos sills.

Los lacolitos también son masas concordantes originados por la inyección de lava, generalmente viscosas y caracterizados por una cara convexa superior y una cóncava inferior.

Otro ejemplo de este tipo de cuerpo lo constituyen los lapolitos caracterizados por sus grandes dimensiones y su forma de embudo o plato deprimido. En Cuba se encuentran ejemplos al norte de las provincias orientales.

Discordantes: estos cuerpos cortan tanto los estratos de rocas sedimentarias y metamórficas como a las masas de rocas ígneas. Los más conocidos son los diques que designan a cualquier cuerpo tabular de buzamiento pronunciado, pudiendo variar desde unos pocos centímetros hasta un kilómetro. Cuando están constituidos por uno o dos minerales, se les denominan vetas.



Cuerpos subyacentes: se incluyen aquí a los grandes cuerpos ígneos, típicamente los batolitos, que consisten en masas con techo en forma de domo y dimensiones de decenas de kilómetros. Otro ejemplo de este tipo son los stocks, que pueden definirse como batolitos pequeños. En Cuba se conocen grandes cuerpos intrusivos que parecen representar stocks.

Nota: es necesario advertir que en épocas de actividad magmática las intrusiones de diferente composición se superponen de modo tal, que constituyen complejos de rocas ígneas a veces muy confusos, por lo que resulta difícil definir su forma claramente. Un ejemplo evidente es el complejo de formaciones ígneas superpuestas en la Sierra Maestra, al sur de la región oriental de Cuba.

Clasificación química de las rocas ígneas.

Cualquier tipo de roca puede someterse a un análisis químico y obtenerse la proporción de sus componentes expresados en óxidos. Existe una terminología de las rocas ígneas basadas en su composición química que se ha popularizado extraordinariamente. Debido a que las rocas ígneas están compuestas casi en su totalidad por minerales silicatos, pueden clasificarse según su contenido de sílice en cuatro categorías:

Ácidas más de 66%

Medias de 66 a 52%

Básicas de 52 a 45%

Ultrabásicas menos de 45%

Las principales categorías son ácidas o básicas. La razón de ello estriba en que proceden del enfriamiento de magmas con composición diferente y mayor o menor enriquecimiento en sílice. En el extremo de las rocas ácidas o silíceas están el granito y la riolita, mientras que entre las básicas se encuentran el gabro y el basalto. Son de tipo intermedio las dioritas y andesitas.

La diorita es una roca ígnea, de grano medio a grueso y de color gris a gris oscuro, compuesta en su mayor parte por sílice. (Ver Figura 25)

Figura 25: Diorita.

Clasificación de las rocas ígneas en Cuba:

La clasificación general de las rocas ígneas se realiza siguiendo modelos universalmente establecidos, pues el territorio cubano las categorías se reducen en número al no existir algunos tipos clásicos como las rocas alcalinas.

La clasificación aparece resumida en la Tabla 7 donde las columnas representan diferentes composiciones y las filas diferentes características de la textura relacionadas con las formas de yacencia de los cuerpos ígneos.

Observe que en la parte inferior de la tabla se expresa la acidez de los grupos en función de la cantidad de sílice.

Descripción de las rocas.



La experiencia demuestra que para el reconocimiento de las rocas resulta mejor estudiar primero todas las plutónicas, a continuación las volcánicas y finalmente la hipabisales. También es recomendable iniciar el estudio por las rocas de tonos claros y terminar con las de tonos oscuros.

Rocas plutónicas.

Con propósitos comparativos se dividen en cuatro grupos: a) granitos, granodioritas, y dioritas cuarcíferas, b) dioritas, c) gabros y d) peridotitas y piroxenitas.

a) Granitos, granodioritas, y dioritas cuarcíferas:

En este grupo están las rocas intensivas ácidas y las transicionales hacia las medias que en conjunto se pueden denominar como rocas granitoides. En Cuba no tienen amplio desarrollo y se localizan en áreas restringidas formando parte de las intrusiones de diorita cuarcíferas y/o granodioritas.

La textura más frecuente de estas rocas es la granular hipidiomórfica o granítica. En cuanto a la composición mineralógica (ver Tabla 6) se puede apreciar que el cuarzo siempre está presente como mineral esencial.

Tabla 6: composición mineralógica de granitos, granodioritas y dioritas cuarcíferas reportadas en Cuba.

Roca%

Granito Granodiorita Diorita

cuarcíferea

Cuarzo 25-40 20-35 10-25

F. Potásico 30-70 20-30 0-25

Plagioclasa 5-25 25-30 35-70

Máficos 5-20 10-25 15-40

El reconocimiento de granitos, granodioritas y dioritas cuarcíferas es relativamente fácil, de acuerdo a su composición mineralógica. Como los feldespatos predominan, éstos se identifican rápidamente por sus propiedades y características.

Es sabido que si un feldespato tiene color rojo carne, rosado o castaño, corresponde generalmente al potásico, pudiéndose situar así la roca como granito o granodiorita. Por ende, en el granito, el feldespato potásico suele predominar notablemente sobre la plagioclasa.

El mineral máfico también es un poderoso auxiliar ya que la biotita ocurre en mayor cantidad en los granitos, a veces acompañada por moscovita. En cambio, en las granodioritas, la hornblenda es el máfico predominante, aunque a menudo se acompañe también de biotita. En las dioritas cuarcíferas se observa que frecuentemente concurren en una misma roca hornblenda, piroxeno y biotita, carácter éste que unido a la presencia de abundante cuarzo y a la ausencia de feldespato potásico, sirve muy bien para definir las muestras.



Tabla 7: Clasificación generalizada de las rocas ígneas de Cuba

Con feldespatos

Con cuarzo Sin cuarzoFeldespatopotásico.

>AN0-AN30

AN20-AN30>>feldespatopotásico.

AN30-AN50 AN30-AN50 AN 50-AN90

Sin feldespatos

RocasForma deyacencia.

Composiciónmineraló-

gica

TexturaPiroxeno Olivino

90 %Batolitos,stocks,lopolitos ysills grandes.

Holocristalinaequigranular

Biotita

Máficos(%)<20

Granito

Hornblenda.Biotita

Granodiorita

Horblenda,Biotita,

piroxeno

25-40%

Dioritacuarcífera

Horblenda,olivino

Diorita

Piroxeno,Olivino

50%

Gabro Piroxenita Peridotita

Plutónicas

Diques, sills ycuerpospequeños

Holocristalinaporfídica. Tiposespeciales(Sacaroidal,pegmatítica)

Pórfido

granítico

Pórfido

granodiorítico

PorfiritaDioríticacuarcífera

AplitasLamprófidosPegmatitas

Porfiritadiorítica

PorfiritaGábrica.(Diabasa)

− −

Dacita Andesita BasaltoRiolita oliparita

Riodacita oliparitodacita Neovolcánicas

Porfiritadacítica

Porfiritaandesítica

VolcánicasFlujos,cuellosvolcánicos.

Merocristalina,vitrofídica,holovítrea. Pórfido riolítico

o liparítico

Pórfidoriodacítico oliparitodacítico Paleovolcánicas

Porfiritabasáltica

− −

73 65 61 58 49 40 38

Ácidas Medias Básicas UltrabásicasSiO2(%)

Categorías químicas Claras y ligeras Oscuras ypesadas



b) Dioritas:

Representan a las rocas ígneas de composición media situadas justamente entre los granitoides cuarcíferos y los gabros.

La composición minerológica corresponde aproximadamente a la plagioclasa, generalmente Andesina, 50-70% y máficos más comúnmente hornblenda y piroxeno, raramente biotita, 25-45%.

El reconocimiento de las muestras es fácil cuando la cantidad de máficos es reducida, las dioritas tienden a confundirse con los gabros, ya que ambas rocas carecen de cuarzo y feldespato potásico.

Su distribución en Cuba ocurre como facies marginales de las instrucciones granitoides más ácidas, así como en forma de instrucciones más pequeñas con algún carácter hipabisal y en ocasiones como productos diferenciados de las rocas graboides. Se han reportado dioritas en todo el territorio nacional, principalmente en las intrusiones situados al sur de las provincias orientales, donde ocurren en facies marginales de dioritas cuarcíferas y en la provincia de la Habana constituyendo cuerpos pequeños.

c) Gabros:

Este grupo representa las rocas intrusivas de composición básica. Consecuentemente son rocas de color oscuro por su mayor contenido de elementos ferromagnesianos y con peso específico elevado con respecto a las rocas estudiadas anteriormente.

Los gabros tienen gran importancia en Cuba por su amplia distribución, por las variedades que presenta y por sus interesantes relaciones con las rocas ultrabásicas.

El mineral esencial en la composición mineralógica de los gabros es la plagioclasa,cuya composición generalmente es labrador o bytownita y más raramente la anortita.Frecuentemente acompañan uno o dos máficos que establecen en los grabos normales la relación 50-50% con la plagioclasa.

De acuerdo al máfico presente existen las variedades de rocas cubanas que se muestran en la tabla siguiente.

Tabla 8: Composición minerológica de los gabros reportados en Cuba.

Roca% Plagioclasa Clinopiroxeno Ortopiroxeno Olivino

Gabro-normal 50-90 10-50

Gabro-norita 50-80 10-30 5-15

Gabro-olivínico 40-80 5-30 5-30

Troctolita 60-80 20-50

Anortosita 95-100

La distribución más amplia parece tenerla el gabro olivínico, principalmente en la provincia de Camagüey y entre grandes intrusiones basálticas al norte de las provincias orientales. El gabro normal está menos distribuido, localizándose algunos afloramientos en los alrededores de la ciudad de Holguín.

d) Peridotitas y piroxenitas:



Este grupo está constituido fundamentalmente por rocas ultrabásicas que revisten gran importancia en Cuba, no sólo por su abundancia, formando un cordón o espina dorsal a lo largo de toda la isla, sino porque con ellas se relacionan valiosos yacimientos.

Tabla 9: Composición mineralógica de las rocas ultrabásicas reportadas en Cuba.

Roca% Olivino Ortopiroxeno Clinopiroxeno

Dunita 95-98

Harzburguita 50-95 5-50

Lherzolita 50-70 15-30 5-20

Wehrlita 80-90 10-20

Piroxenita 95-98

La composición mineralógica de éstas rocas se caracteriza por la ausencia (o pocas cantidades) de elementos félsicos. De acuerdo a los máficos presentes se obtienen las variedades que se muestran en la Tabla 9.

Las rocas ricas en olivino reciben el nombre colectivo de peridotitas.

Existe en las rocas ultrabásicas un proceso de gran trascendencia denominado serpentinización, por medio del cual, minerales como olivino y ortopiroxeno, son transformados en minerales del grupo serpentina por acción del agua.

En cuanto a la distribución de este tipo de rocas ultrabásicas se observa que las harzburgitas son las más extendidas, las iherzolitas le siguen en abundancia localizándose en toda la isla.

Con las rocas ultrabásicas se relaciona importantes yacimientos de cromitas tanto metalúrgicas como refractarias, así como las importantísimas lateritas niquelíferas que tienen asociadas cantidades significativas de níquel, cobalto y hierro.

El petróleo puede acumularse en las fracturas de las rocas ultrabásicas y sus asociados (serpentinitas) formando importantes reservorios. Estas rocas actúan como roca almacén (cuando están muy fracturadas) y como sello, cuando no lo están.

También como roca de sobrecarga, al enterrar con su peso la roca generadora de petróleo y entonces crearse las condiciones de temperatura y presión para formarse el petróleo.

Rocas volcánicas

Este tipo de roca es más difícil de reconocer, aún con la ayuda del microscopio. Las rocas ultrabásicas no tienen equivalentes volcánicos probados en Cuba a pesar de su presencia en facies intrusivas en todo el territorio. Por lo antes dicho es necesario dividirlas en tres grupos para su estudio:

a) De composición ácida, en este grupo están las riolitas y riodacitas, o sea los equivalentes volcánicos de granitos y granodioritas. Tienen una distribución muy limitada en Cuba, presentándose en la mayoría de los casos asociadas a rocas volcánicas de composición media.



b) De composición media, aquí aparecen los cenotipos andesita dacita y los peleotipos profirita andesítica y porfirita dacítica, equivalentes volcánicos de la diorita y diorita cuarcífera, respectivamente. Las dacitas tienen una distribución muy limitada en Cuba, generalmente aparecen intercaladas con las andesitas.

Por su parte las andesitas presentan una gran distribución no solo en Cuba sino en todo el mundo, formando parte de las grandes cadenas montañosas, se conocen en todas las regiones de la isla y representan una marcada actividad volcánica durante varios períodos geológicos.

La andesita (ver Figura 26) es una roca volcánica de grano fino, equivalente extrusivo de la diorita, y de colores casi siempre oscuros.

Figura 26: Andesita.

c) De composición básica, en el sentido estricto en este grupo están representados los equivalentes volcánicos del gabro, es decir basalto para el cenotipo y porfirita basáltica para el paleotipo.

Existe otra roca volcánica de composición básica que es la diabasa, la cual se encuentra en facies volcánicas, desde flujos pequeños hasta cuerpos subvolcánicos como los diques. En general los basaltos son las rocas volcánicas que presentan la distribución más amplia, constituyen los productos esenciales de las grandes mesetas como la del Decán en la India, también son notables en las lavas de los cinturones orogénicos, como es el caso de Cuba, particularmente al sur de la provincias orientales.

Ejercicios:

1. ¿Cómo explica usted que las rocas ígneas nunca contengan fósiles?

2. Solicite a su profesor una muestra de roca ígnea.

a. Atendiendo a criterios macroscópicos caracterice la textura y estructura que presenta la misma.

3. Localice y nombre las rocas magmáticas que están más próxima a su centro de estudio. Para ello puede auxiliarse del Mapa Geológico de Cuba. Averigüe además:

a. La forma de yacencia que presentan.

b. Cuál es la composición mineralógica.

c. Su clasificación de acuerdo a la composición química.



Formación de las rocas sedimentaria

La segunda etapa del ciclo tiene lugar cuando las rocas quedan expuestas a diversos procesos en la superficie terrestre, como meteorización27, erosión, transporte y sedimentación. Estos fenómenos disgregan el material de las rocas en diminutas partículas que son transportadas y se acumulan como sedimentos en las cuencas océanicas, lacustres y terrestres.

Estos depósitos sedimentarios quedan compactados por el peso de las sucesivas capas de material y también pueden quedar cementados por la acción del agua que llena los poros. Como consecuencia, los depósitos se transforman en roca en un proceso llamado litificación, que se explica a continuación.

Origen de las rocas sedimentarias.

Las rocas sedimentarias pueden originarse a partir de las ígneas, de las metamórficas así como de las propias sedimentarias, o sea pueden derivarse de cualquier roca situada en la superficie terrestre.

Es fácil inferir que toda roca situada en la corteza terrestre proviene del magma, convencionalmente se admiten cinco (5) orígenes o focos de procedencia de los que se derivan los tipos fundamentales de rocas sedimentarias:

a) Productos de la desintegración mecánica de la roca original, es decir fragmentos, detritos.

b) Productos de la descomposición química de la roca, resultado de la cual se obtienen sales solubles, por una parte y residuos insolubles por otra.

c) Precipitados de sales disueltas en el agua, principalmente en el mar.

d) Materiales de procedencia orgánica, que a veces pueden constituir grandes acumulaciones.

e) Por último, y de gran importancia para Cuba, los productos fragmentarios originados en las erupciones volcánicas.

Es necesario tener presente que los productos enumerados en muy pocas ocasiones actúan independientemente. Por ejemplo, en una acumulación en el mar de origen básicamente orgánico, pueden ocurrir elementos fragmentarios procedentes del continente, así como precipitados químicos del propio mar.

Debido a esta mezcla constante de productos es que las rocas sedimentarias resultan tan difíciles de sistematizar, en ellas no existe la regularidad, la causalidad y la asociación definida que presentan las rocas ígneas.

Composición química.

La determinación de la composición química de las rocas sedimentaria puede ofrecer datos de gran importancia relativos a la compresión de los procesos geoquímicos y a la evolución de los diferentes tipos, además algunos sedimentos son de grano tan fino que sólo pueden ser analizados químicamente.

27 Meteorización, es la fase de desintegración de las rocas en la superficie de la Tierra. La meteorización física o mecánica rompe las rocas sin alterar su composición y la meteorización química descompone las rocas alterando lentamente los minerales que las integran. Ambos procesos se desarrollan conjuntamente.



La roca sedimentaria promedio, que en realidad representa una ficción (formada por 82% de arcilla, 12% de arenisca y 6% de caliza) tiene la composición química que se muestra en la Tabla 10.

Tabla 10: comparación de la composición química de las rocas promedio sedimentaria e ígnea.

Componentes Roca sedimentaria Roca ígnea

SiO2 57,95 59,14

TiO2 0,57 1,05

Al2O3 13,39 15,34

Fe2O3 3,47 3,08

FeO 2,08 3,80

MgO 2,65 3,49

CaO 5,89 5,08

Na2O 1,13 3,84

K2O 2,86 3,13

H2O 3,23 1,15

P2O5 0,13 0,30

CO2 5,38 0,10

SO3 0,54 −

BaO − 0,06

C 0,66 −

Las diferencias entre ambas composiciones se deben esencialmente a adiciones atmosféricas o a sustracciones de sales solubles por el mar. La relación Fe2O3 – FeO es inversa en una roca con respecto a la otra, ya que en la superficie se favorece notablemente la oxidación y por lo tanto prevalece el Fe2O3 en las rocas sedimentarias.

Por el contrario, la cantidad de Na2O es tres veces menor en las rocas sedimentarias debido a que el sodio procedente de la descomposición de las rocas ígneas permanece en disolución en las aguas del mar. Por último, H2O y CO2 se incrementan notablemente en las rocas sedimentarias debido a la acción hidratante y a adiciones de la atmósfera.

Composición mineralógica.

El estudio de la composición mineralógica de las rocas sedimentarias reviste gran importancia, no sólo con el propósito de clasificarlas, sino porque muchas veces la presencia de un mineral determinado, arroja luz sobre la historia geológica de una roca.

Algunas rocas sedimentarias presentan una composición monótona, tales como el yeso o la anhidrita, pero la mayoría está compuesta por varias especies de minerales, dichas especies pasan de cien (100), pero afortunadamente sólo unas veinte (20) constituyen el 99% del gran volumen de las rocas sedimentarias.

a) Minerales detríticos que proceden de la desintegración de las rocas preexistentes, principalmente cuarzo y feldespados, así como materiales de las rocas metamórficas y sedimentarias.



b) Minerales que se generan durante el proceso de descomposición de la roca, tales como las arcillas, las cuales pueden depositarse residualmente o ser transportadas en suspensión

c) Minerales que resultan de los precipitados químicos, tales como calcita y dolomita, cuyo origen primario hay que buscarlo también en la descomposición química de la roca.

El estudio de los minerales en las rocas sedimentarias se hará siguiendo un orden que los vaya separando de acuerdo a sus características distintivas, así como por su abundancia relativa. Este orden es: cuarzo y otras formas de sílice, feldespatos, micas, minerales arcillosos, calcita, dolomita, yeso y anhidrita, halita, fosfatos, pirita, limonita, materia orgánica y minerales pesados.

1. Cuarzo y otras formas de sílice. El cuarzo se encuentra en las rocas sedimentarias frecuentemente como mineral detrítico, reconociéndose fácilmente por las mismas propiedades que se estudiaron en las rocas ígneas. Es común encontrarlo en forma de granos redondeados que se reconocen muy bien por su dureza, transparencia y ausencia de productos de alteración, aunque a veces pierden éstos su transparencia, debido a que la abrasión les comunica una superficie esmerilada. Tan importante como el cuarzo detrítico, son las variedades de sílice conocidas como calcedonia y ópalo.

2. Feldespatos. Generalmente tienen carácter detrítico, se reconocen según las propiedades ya estudiadas como el color rosado del feldespato potásico y otras.

3. Micas. Al igual que los feldespatos frecuentemente son de origen detrítico y contrario a las rocas ígneas, la moscovita se presenta más a menudo que la biotita.

4. Minerales arcillosos. Proceden de la descomposición de los silicatos durante la meteorización y al trasladarse y depositarse pueden mezclarse con otros materiales arcillosos, principalmente carbonatos, de ahí la frecuente asociación de ambos. Las especies más importantes de minerales arcillosos son caolinita, montmorillonita e illita.

5. Calcita. Es uno de los minerales más comunes de las rocas sedimentarias y más fáciles de diagnosticar. El empleo del ácido clorhídrico permite reconocerla cualquiera que sea su estado de agregación. Sus cristales se caracterizan por su transparencia frecuente, lustre vítreo y dureza 3.

6. Dolomita. Este mineral es muy parecido a la calcita y suele entremezclarse con ella en las rocas. Su dureza es un poco mayor, 3,5-4. La dolomita con el ácido clorhídrico reacciona más lentamente que la calcita, no produciendo la rápida efervecencia de ésta.

7. Yeso y anhidrita. La anhidrita corresponde a la composición CaSO4, mientras que

el yeso, representa la hidratación de la misma, expresada por CaSO4 · 2H2O. los dos minerales se encuentran íntimamente asociados, generalmente en forma de precipitados que ocupan gran extensión. Los cristales de yeso son incoloros, blancos o grises, transparentes a translúcidos y de lustre vítreo o perlado. La anhidrita raramente se presenta en forma de cristales.



8. Halita. Es la sal gema o sal común, en la mayoría de los casos forma agregados granulados muy fiables que se identifican inmediatamente por su sabor salado y por ser solubles en agua. Su dureza es 2.

9. Forsfatos. El mineral fosfático más común en las rocas sedimentarias es la colofana. Puede formar parte de las estructuras esqueléticas de los organismos, en estado fósil es capaz de sustituir enteramente al carbonato.

10.Pirita. Es fácilmente reconocible por su lustre metálico y color amarillo latón con huella verdosa, su dureza es 6 – 6,5. Ocurre como mineral autígeno sustituyendo a veces totalmente las conchas de los organismos. Fácilmente se altera a limonita, por lo que resulta difícil encontrarlo como elemento detrítico.

11.Limonita. Se presenta como material amorfo terroso a veces concrecionado o estalactítico. Se reconoce por su color pardo rojizo, pardo amarillento o pardo oscuro. Representa un producto de la meteorización, formando grandes concentraciones residuales que se acumulan en los suelos, como en el caso típico de las lateritas cubanas. Actúa como pigmento, dando color rojizo a muchas rocas sedimentarias, evidenciando condiciones ambientales oxidantes.

12.Materia orgánica. Se localiza desde trazas hasta constituir totalmente las rocas, como es el caso de los carbones. La materia orgánica puede incluir tanto productos húmicos como bituminosos.

13.Minerales pesados. Toman ese nombre porque su peso específico es alto. Generalmente constituyen los minerales de las rocas detríticas. Algunos proceden de la magnetita o cromita por una parte y los anfíboles o piroxenos por la otra. El número de estos minerales es muy amplio, pueden concentrarse en placeres naturales, pero raramente son abundantes en la roca consolidada (raramente exceden el 1%).

Texturas de la roca sedimentaria.

Igual que en las rocas ígneas la textura de las rocas sedimentarias se refiere al tamaño, forma y disposición de sus elementos componentes.

La textura refleja la historia geológica de las rocas, así se forman dos grupos fundamentales: las texturas de las rocas donde predominaron procesos detríticos (denominadas fragmentarias, detríticas o clásticas) y las texturas propias de las rocas donde predominaron los procesos químicos (denominadas cristalinas o químicas).

Las texturas fragmentarias se caracterizan por la presencia de elementos rotos o abrasionados con contactos irregulares entre sí, en cambio a las texturas cristalinas se caracterizan por el entrecrecimiento de sus elementos, tal como sucede en las rocas ígneas. Como las rocas sedimentarias muy a menudo son el resultado de ambos procesos resulta frecuente encontrarlas superpuestas las dos estructuras

Textura clástica, está condicionada por una serie de características tales como: compuesta por fragmentos de diferentes rocas, tamaño, forma, orientación y superficie de los mismos, así como su interrelación en el agregado sedimentario. El tamaño de los fragmentos refleja los procesos de transporte, así como la distancia recorrida antes de depositarse.



La forma de los fragmentos contribuye notablemente a expresar la historia de los mismos, las facetas producidas por el viento en los guijarros son conocidas por todos, así como las diferentes formas que adquieren los guijarros cuando se encuentran en los ríos y en el mar.

Textura no clástica. En sentido amplio son aquellas determinadas por procesos químicos y/o bioquímicos, el resultado de los cuales es la cristalización de sustancias a partir de geles coloidales, la recristalización de productos incipientemente cristalizados, así como la cristalización directa a partir de soluciones. Se dividen fundamentalmente en dos grupos: texturas cristalinas y texturas colomorfas.

Estructuras de la roca sedimentaria.

Las estructuras comprenden los rasgos de las rocas sedimentarias que ocurren en mayor escala, superponiéndose en la mayoría de los casos a los rasgos texturales. Comúnmente se dividen en inorgánicas y orgánicas, subdividiéndose las primeras en primarias y secundarias. Las estructuras orgánicas están compuestas por los fósiles en el más amplio sentido, ya que incluyen no sólo los restos de los organismos, sino además las huellas o rastros de los mismos.

Estructuras inorgánicas primarias.

Condicionadas por las características morfológicas que adquieren los sedimentos durante la deposición. Cuando las rocas se disponen en capaz o estratos se denomina estratificación. Cuando la estratificación no está presente se les denomina masiva o maciza a dicha estructura.

Un estrato se define como una capa cuyo espesor es mayor a un centímetro, separada de sus vecinas por un cambio de litología o un cambio brusco en la coherencia de la roca mediante un plano que se denomina junta. Cuando un estrato es menor que un centímetro se denomina lámina o estrato laminar, en cambio cuando el espesor es del orden de los metros, se conoce como banco.

Otras estructuras inorgánicas primarias se refieren a las rizaduras o marcas de ondas,debidas a la acción de las olas o las corrientes de agua que pueden revelar la situación de una costa antigua.

Finalmente las grietas de de desecación, dejadas por el lodo en forma de polígonos regulares, similares a las que pueden observarse en el lodo común después de un aguacero, indican superficies de discordancia.

Estructuras inorgánicas secundarias.

Condicionadas por los productos que se originan por vía química en los sedimentos durante la deposición o poco después de la misma producen diferentes estructuras; unas como resultado de la redisolución, tal es el caso de los estiolitos, pero la mayoría de las veces se trata de precipitados en forma de segregación, como los nódulos y las septarias,entre otros.

Estilolito. Sutura en una roca, marcada por la penetración mutua de las partes situadas a ambos lados (ver Figura 27). Las dimensiones de la sutura pueden ser desde microscópicas hasta varios centímetros y metros. Los estilolitos son característicos de las calizas.

Figura 27: Estiolitos



Nódulos. Cuerpos tuberosos compuestos por minerales diferentes a la roca en que se presentan alojados. De este modo, son comunes los nódulos de pedernal en caliza. Los nódulos no presentan disposición interna concéntrica o radial, lo cual los distingue fácilmente de las concreciones comunes. Al parecer, los nódulos se originan por un proceso metasomático, por ejemplo de sílice que sustituye al carbonato; aunque algunos investigadores sostienen que ciertos tipos reptesentan precipitados primarios.

Geodas. Son cuerpos globulares, cuyo diámetro varía desde algunos centímetros hasta decenas de ellos. Se caracterizan por poseer una fina capa cortical de calcedonia y presentar en su interior cristales dispuestos radialmente, así como las evidencias de un crecimiento por expansión, atestiguado por los restos fósiles diseminados en sus paredes, los cuales pudieran unirse como piezas de un rompecabezas.

Septarias. Son curiosos cuerpos que miden 50 ó más centímetros, ocurriendo a modo de grandes concreciones caracterizadas por una serie de fracturas radiales que se dirigen y agrupan hacia el centro (ver Figura 28). A menudo las fracturas se disponen formando polígonos, que resultan muy marcados al rellenarse por calcita en venillas secundarias.

Figura 28: Septarias.

Estructuras orgánicas.

Todas las estructuras de origen orgánico encontradas en las rocas se pueden denominar fósiles en sentido amplio. Las estructuras orgánicas pueden constituir un rasgo menor en una roca sedimentaria, pero pueden hacerse predominantes, determinando en la roca una estructura organógena.

Los fósiles suministran datos de valor incalculable, ya que registran fielmente el origen y la historia de las rocas sedimentarias. De este modo, las exigencias de temperatura, salinidad y profundidad de los diferentes organismos constituyen muy buenos índices del medio ambiente de deposición.

Fosilización. Las partes más duras y resistentes de los organismos, tales como huesos, dientes y conchas de moluscos pueden conservarse inalterados. Pero lo común es una diversa alteración de los restos de los organismos. La mayoría de los aparatos esqueléticos están constituidos por carbonato de calcio y con menor frecuencia por sílice, fosfatos o quitina. El carbonato de calcio original puede recristalizar, de tal modo que, a veces, borra completamente las estructuras orgánicas.

De esta manera, los restos orgánicos tienden a convertirse en minerales y rocas, por medio de una petrificación o, simplemente, de la fosilización. La fosilización comúnmente se lleva a cabo por los tres procesos siguientes

Mineralización, ocurre originalmente en las estructuras porosas, como es el caso de los huesos, en las cuales las soluciones pueden circular libremente y depositar sus productos.

Sustitución, a través de ella la sustancia original es sustituida parcial o totalmente por sustancias nuevas, tal como ocurre con las maderas y los caparazones calcáreos silicificados, entre otros.



Carbonización, los elementos volátiles de la materia orgánica se han eliminado, dejando un residuo carbonizado que refleja el contorno de los individuos, como ha sucedido con numerosas hojas.

A menudo las conchas alojadas en las rocas son disueltas por las aguas circulantes, determinándose oquedades que reciben el nombre de moldes externos. También puede ocurrir el proceso contrario: las conchas al disolverse dejan sus núcleos o rellenos, que constituirán los moldes internos. Los moldes de estructuras delicadas como los de las hojas se denominan comúnmente impresiones.

También se consideran fósiles las huellas y rastros dejados por los organismos en su locomoción. Por las huellas se puede inferir si un animal era bípedo o cuadrúpedo, o si era ligero o pesado. Los rastros de los gusanos son conocidos por bioglifos y marcan su actividad.

Los excrementos fósiles o coprolitos representan las cagarrutas de organismos, tales como peces y crustáceos, y muchas veces expresan el régimen alimenticio de determinada especie.

Fósiles más comunes.

En los depósitos del Jurásico Inferior y Medio de la provincia de Pinar del Río se observan restos de teridofitas del género phlebopteris, así como buenos ejemplares de pelecípodos del género trigonia. En los depósitos del Jurásico Superior de la propia provincia, ocurre una rica fauna de amonites, con los géneros: perisphinctes, cubaochetoceras,viñalesphinctes, lamellaptychus, etc. Algunos restos de dinosaurios marinos del género ichtiosaurus han sido reportados en el Jurásico de Viñales.

Los depósitos del Cretácico mejor estudiados corresponden a foraminíferos de los géneros: orbitoides, vaughanina y rugotruncana; equinoideos como los del género lanieria; pelecípodos, como los rudistas de los géneros: titanosarcolites y barrettia; por último, otros pelecípodos comunes, como los géneros ostrea y pecten.

Los depósitos del Paleoceno se caracterizan por una importante fauna de foraminíferos de los géneros: globigerina, globorotalia y discocyclina, y los del Eoceno por los géneros: globigerinatheka, hantkenina y truncorotalia. En el Oligoceno ocurren los géneros heterostegina y lepidocyclina. Para el Mioceno, amphistegina, archaias y peneroplis.

En los depósitos del Cuaternario se encuentran restos de animales conocidos por todos, tales como los perezosos de los géneros megalocnus y mesocnus, así como jutías de los géneros geocapromys y boromys.

Como se aprecia, la fauna fósil reportada en Cuba indica una deposición marina predominante. Esto denota las repetidas veces que las aguas invadieron el territorio actualmente ocupado por la Isla. La fauna, en su conjunto, tiene todas las características que imprimen las condiciones insulares, o sea, no debe interpretarse como el residuo de una fauna continental, lo cual coincide con las más recientes teorías sobre el origen de Cuba.

De este modo, los animales recientes son inmigrantes que presentan una estrecha afinidad con los de América Central, aunque algunos grupos, como los insectívoros, muestran relación con especies fósiles norteamericanas. Por otra parte, la heterogeneidad de la fauna actual cubana es característica de las islas oceánicas, donde los únicos grupos de vertebrados bien representados son los que tienen medios de locomoción suficientes para traspasar las barreras geográficas, como las aves y los murciélagos.



Porosidad y permeabilidad.

Estas dos propiedades no son exclusivas de las rocas sedimentarias, pero tienen aquí su mayor desarrollo, especialmente en las rocas clásticas. Se trata de propiedades del agregado sedimentario en estrecha dependencia de los rasgos texturales y estructurales.

La porosidad se puede definir como el porcentaje de espacios vacíos que contiene una roca. El porcentaje ·total se conoce como porosidad total, mientras que la porosidad efectiva es el porcentaje de espacios comunicados, lo cual cobra gran interés al considerarse el petróleo o agua contenidos.

Los sedimentos no consolidados tendrían la misma porosidad total y efectiva, pero no ocurre lo mismo con ·las rocas consolidadas, ya que el relleno de los poros atenta notablemente contra la porosidad. Cuando la porosidad tiene lugar en las rocas no clásticas químicas suele denominarse intercristalina. También es posible distinguir una porosidad secundaria por fracturación o disolución, que puede aumentar la porosidad primaria, o disminuirla si se acompaña de rellenos, tales como vetas de calcita.

La permeabilidad se refiere a la relativa facilidad con que fluyen líquidos o gases a través de los poros de las rocas. La permeabilidad está en razón directa del tamaño de las partículas. De este modo, los guijarros presentarán la mayor permeabilidad, ya que el gran porcentaje de granos vacíos permite fluir fácilmente a líquidos y gases. Pero, si las partículas son de grano muy fino, como es el caso de las arcillas, los poros también son muy pequeños y los fluidos se mueven con mayor dificultad.

En la producción de petróleo, la porosidad efectiva es la que determina la cantidad de petróleo, pues la permeabilidad es la que permite la rapidez de su extracción

Procesos sedimentarios

Los procesos sedimentarios generalmente se dividen de acuerdo a cuatro etapas fundamentales: 1) meteorización o intemperismo, 2) transporte, 3) deposición y 4) diagénesis

1. Meteorización. El gran volumen de las rocas sedimentarias se debe a la desintegración mecánica o a la descomposición química de las rocas situadas en la corteza terrestre, mediante la acción principalísima de los agentes atmosféricos. De tal modo, la meteorización puede ser física o química.

En la meteorización física el resultado final es el cambio de la forma y volumen de la roca original, alterándose notablemente su estado de agregación. En la meteorización química ocurre un cambio total de las propiedades físicas y químicas de las rocas, alterándose tanto el estado de agregación como la composición química. Se puede añadir un tercer tipo de meteorización, la·meteorización biológica, la cual, en realidad, representa los efectos combinados de las dos anteriores.

La meteorización física puede ocurrir de diversos modos. Por acción de la temperatura, las rocas se dilatan desigualmente, obteniéndose una descamación característica. Por otra parte, el agua puede penetrar por grietas y desintegrar hasta las rocas más duras. También son notables los efectos de la abrasión de las olas en las costas, que producen las conocidas solapas y cuevas marinas. Por último, las raíces de las plantas y algunos gusanos constructores de galerías son capaces de perforar rocas tan duras como el granito.



La meteorización química se incrementa en razón directa del agua, la cual generalmente acarrea oxígeno, anhídrido carbónico y algunos ácidos. Estos elementos actúan sobre los componentes inestables de las rocas, acción que puede ser muy efectiva si las temperaturas son elevadas, como en el caso de los climas tropicales. La descomposición de la roca se lleva a cabo en virtud de los conocidos procesos de oxidación,carbonatación e hidratación. Puede añadirse con carácter subordinado la descomposición química que efectúan las enzimas animales y los ácidos húmicos de las plantas.

El resultado final de la meteorización no es sólo la destrucción de la roca, sino también la construcción de nuevos tipos de minerales, tales como las arcillas, las cuales, unidas a otros elementos, dan lugar a los productos residuales, es decir, los suelos futuros.

2. Transporte. Los sedimentos liberados de la meteorización se transportan por diferentes medios, principalmente el agua y el aire. El medio de transporte que más interesa es el agua, como la que fluye por un río. El agua fluvial transporta los materiales de tres modos diferentes:

a) en dependencia del fondo, que puede ser por tracción, como en el caso de los guijarros, o por saltación, como es el caso de los granos de arena;

b) en suspensión, como les sucede a las arcillas;

c) en solución química, como los carbonatos.

En el curso del transporte las partículas minerales se van desgastando de acuerdo a su composición. De tal manera, los granos de feldespato se reducen notablemente; en cambio, los de cuarzo se conservan mucho mejor, con el resultado final de una acumulación notable de los mismos. Esto tiene importancia práctica para conocer la edad de diferentes depósitos a partir de una misma roca: el que contenga el mayor número de granos de cuarzo será el más antiguo. Esta selección de materiales puede acompañarse de rasgos texturales, obteniéndose, por lo general, granos más redondeados y de un tamaño uniforme, cuando los materiales han sufrido un largo transporte.

Los efectos del transporte dependen en gran parte de la intensidad de la corriente, ya que los flujos turbulentos producen una abrasión mucho más marcada que los flujos tranquilos.

La conjugación de la esfericidad de las partículas, la densidad de las mismas determinada por su composición, y la intensidad de la turbulencia produce una compleja selección de los materiales durante el transporte. El sedimento recién depositado se caracteriza por la uniformidad de sus componentes: se dice que está bien seleccionado o que ha alcanzado la madurez estructural (o madurez textural).

3. Deposición. La deposición marina es la más registrada en Cuba. La deposición de los sedimentos clásticos está regida por los mismos factores que el transporte, pero actuando en el sentido opuesto. El resultado más generalizado es que los elementos más gruesos se depositarán más cerca de la costa que los más finos, los cuales pueden alcanzar profundidades abisales. Esta distribución espacial tiene gran importancia al reconstruir la historia geológica de un área.

La deposición de los elementos químicos está regida por factores muy distintos a los de los sedimentos clásticos. El agua marina contiene una cantidad determinada de iones en concentración variable, de los cuales los principales son: Cl-, Na+, S04

= Mg+++, Ca++ y K+.Estos iones, en combinación apropiada, pueden ser extraídos de la solución y precipitados.



Esto ocurre mediante cambios químicos por sobresaturación de los componentes, o por la acción de los organismos. De tal manera, se forman distintos tipos de rocas químicas y bioquímicas.

El agua de mar cambia notablemente sus propiedades de acuerdo a los controles geológicos. Por lo tanto, se obtendrán diferentes productos en armonía con los mismos. De un modo general, los controles geológicos pueden determinar un mar con circulación libre o con circulación restringida de las aguas, es decir, mares abiertos y mares cerrados.

Cuando la circulación de las aguas es libre, se originan diferentes tipos de sedimentos, que abarcan desde granos clásticos, como la arena de la playa, hasta los más finos cienos de las profundidades. De un modo general, la libre circulación de aguas se considera a profundidades someras y abisales.

Las aguas someras alcanzan profundidades hasta aproximadamente los 200 metros y se caracterizan por buena oxigenación e iluminación, capaces de mantener una población de organismos, tanto planctónicos como nectónicos. Por lo tanto, pueden formarse depósitos ricos en material orgánico, constituidos por restos de foraminíferos, algas, moluscos, corales, etc.

Además, el carbonato de calcio puede precipitarse por procesos bioquímicos, mediante la acción de bacterias y algas, o también directamente por procesos químicos. Por ejemplo, las oolitas constituyen un conocido depósito de aguas someras, originadas por la precipitación del carbonato alrededor de granos de arena o restos fósiles, en condiciones de un ambiente muy dinámico, tal como el que 'producen las olas.

En aguas profundas se acumulan las conocidas arcillas rojas y los cienos organógenos,tanto calcáreos de globigerinas y terópodos, como silíceos de diatomeas y radiolarios. El carbonato de calcio es inestable a profundidades mayores de 4 000 metros, por lo cual, a partir de este límite, sólo se encuentran los cienos silíceos.

Cuando la circulación de las aguas es restringida por algún control geológico, puede ocurrir un exceso de evaporación. En este caso las aguas alcanzarán elevadas temperaturas y se tornarán hipersalinas, con la concomitante precipitación de productos justamente denominados evaporíticos.

La acción biológica tiene en este caso una importancia muy subordinada, ya que la elevada salinidad inhibe las formas de vida, solamente se desarrollan algunos tipos aberrantes y depauperados, capaces de tolerar el régimen salino.

Cuando la circulación es restringida y no ocurre exceso de evaporación, se desarrolla un cuerpo de agua estancada. Las aguas superficiales son capaces de mantener una vida activa, pero en el fondo el oxígeno será muy escaso, por lo cual las bacterias reductoras de sulfatos pueden prosperar y producir ácido sulfhídrico, que inhibe todas las otras formas de vida. A su vez, la presencia de este ácido puede causar la precipitación de pirita. De modo general, en los cuerpos de agua estancada se producen los bitúmenes y quizás algunos sedimentos fosfáticos.

Condiciones de deposición en aguas salobres y dulces. En los estuarios de los ríos la afluencia de las aguas tiende a disminuir la salinidad, formándose depósitos característicos. Se adaptan a este ambiente organismos como braquiópodos, anélidos y crustáceos. Por otra parte, los depósitos se caracterizan por la gran turbidez que imprimen las suspensiones arcillosas y, asimismo, por la mala selección que implica el arrastre de los ríos.



Los depósitos de aguas dulces se desarrollan característicamente en lagos, pantanos y ciénagas. De este modo, se acumula una cantidad considerable de restos orgánicos, principalmente vegetales, que en condiciones reductoras pueden carbonizarse notablemente. De forma similar, puede acumularse limonita en los pantanos (hierro de los pantanos), probablemente por acción bacteriana.

4. Diagénesis. Es el conjunto de procesos físico-químicos que convierten el sedimento depositado en roca sedimentaria, es decir, el producto friable generalmente se hace coherente. El límite entre diagénesis y metamorfismo es difícil de establecer, pero se puede trazar aproximadamente si se acepta que los procesos diagenéticos se desarrollan sólo en condiciones de temperatura y presión ambientales, mientras que los metamórficos exigen un incremento de dichos factores.

El responsable principal de los cambios diagenéticos es el desequilibrio físico-químico entre los fragmentos de diferente composición, o entre las sales recién depositadas y el medio ambiente de deposición. Algunos cambios diagenéticos ocurren casi simultáneamente con la deposición y otros presentan la evidencia de haber ocurrido más tarde (epigénesis). Se conocen muchos procesos diagenéticos, .pero sólo algunos pueden generalizarse: a) compactación, b) cementación, e) recristalización, d) matesomatismo, e) auto génesis y f) diferenciación y segregación.

a. La compactación de un sedimento se realiza mediante la reducción del volumen bajo la acción de las fuerzas verticales que se ejercen en función de su enterramiento progresivo. Esencialmente, es un fenómeno físico en el cual se expulsan los fluidos intersticiales y la porosidad se reduce notablemente. De este modo, una arcilla recién depositada puede contener más de un 80 % de agua en sus poros; pero, por compactación, el contenido se reduce a 20 %, produciéndose una roca más coherente y endurecida: la lutita.

b. Cementación. En este proceso está implicada la precipitación de nuevos materiales en los poros de los sedimentos elásticos. Por consiguiente, un depósito friable como la arena se transforma en roca coherente como la arenisca.

El cemento más común es el de calcita y, secundariamente, el de sílice y el de los óxidos de hierro. Es evidente que la cementación tiende a ocluir la porosidad de los sedimentos y, por lo tanto, su permeabilidad.

c. La recristalización es más característica en las rocas no clásticas. El factor responsable es, generalmente, el peso de la columna geológica suprayacente. Por acción de la presión suprayacente, la solubilidad en los contactos de los granos se incrementa de modo tal, que éstos pueden confluir y recristalizarse conjuntamente en forma de granos cada vez más gruesos.

d. Metasomatismo. Este proceso implica la introducción de materiales ajenos, lo cual puede ocurrir durante la deposición o mucho tiempo después. La consecuencia más evidente es el cambio de la composición química y mineralógica del sedimento. El ejemplo clásico es la sustitución del carbonato de calcio por el de magnesio, proceso conocido con el nombre de dolomitización de calizas.



e. Autogénesis. Las sustancias de los sedimentos no están en equilibrio, pero el mismo puede alcanzarse mediante la eliminación de las sustancias no estables y el crecimiento de las estables: minerales autígenos. Estos minerales pueden alojarse en los intersticios de los otros componentes, pero en casos necesarios pueden penetrarlos y sustituirlos. Así, es posible observar cristales de cuarzo autígeno penetrando oolitas calcáreas. Además del cuarzo mencionado, comúnmente ocurren como autígenos, feldespatos, carbonato y pirita. En algunas rocas, el cemento parece tener también un carácter autígeno.

f. Diferenciación y segregación. Mediante este proceso, tiene lugar la redistribución de las sustancias, determinándose la segregación en nódulos, geodas, septarias, etc., que ya conoce. Las soluciones tienden a concentrarse alrededor de núcleos, constituidos frecuentemente por restos fósiles. La formación de algunos tipos de cuerpos de segregación es a veces muy difícil de interpretar, sobre todo, cuando se desea conocer por qué un tipo dado de forma se originó en determinado punto de la roca y no en otro

Clasificación de las rocas sedimentarias

Los sedimentos constituyen un grupo tan numeroso y variado de rocas, que es sumamente difícil elaborar una clasificación donde todos los tipos queden encasillados en categorías. La clasificación se complica aún más por el hecho concreto determinado por las frecuentes mezclas de sedimentos, en proporciones no reguladas por ley alguna.

Se han propuesto muchos sistemas para clasificar las rocas sedimentarias. Unos, se basan en las sustancias, es decir, en la composición mineralógica y/o química; otros sistemas consideran los rasgos texturales como esenciales; por último, existen los sistemas de clasificación basados en el origen de los sedimentos y su medio ambiente deposicional, considerando a su vez las condiciones tectónicas que rigen durante los fenómenos de sedimentación, tales como la subsidencia de los geosinclinales o los movimientos orogénicos.

La clasificación más común es la que divide las rocas sedimentarias en dos grupos: fragmentarias o clásticas, a las que se pueden añadir las piroclásticas, y no clásticas que incluyen las químicas, orgánicas, etc. Sin embargo, en esta clasificación en una misma categoría, por ejemplo, la de las rocas orgánicas, se incluyen depósitos tan disímiles como calizas y carbones.

Descripción de las rocas

Para el estudio descriptivo se utilizara la división clásica de las rocas sedimentarias en clásticas, no clásticas, piroclásticas y productos residuales.

A. Rocas clásticas

De acuerdo a los caracteres texturales, reflejados en el tamaño de los fragmentos, se dividen en sefitas, samitas y politas, según los grados internacionales de Niggli.

1. Las sefitas son las rocas clásticas cuyos fragmentos exceden de 2 mm, alcanzando una proporción variable en el volumen de la roca, más de 10 %, según algunos autores, a más de 25 % según otros. En general, se trata de los sedimentos y rocas sedimentarias de grano grueso, tales como gravas, guijarros, brechas y conglomerados.



Brechas, en estas rocas los fragmentos tienen formas angulares, los cuales reciben el nombre de ripios, cascajos y bloques, desde los menores hasta los de mayor tamaño. Las brochas reflejan como carácter esencial la ausencia del transporte en los procesos sedimentarios, es decir, su deposición generalmente es muy cercana a la fuente de origen.

De un modo general, las brechas se clasifican en sedimentarias comunes,intraformacionales, tectónicas, volcánicas y organógenas.

Las brechas comunes están representadas por fragmentos generalmente de composición variable, unidos por una matriz arenosa, muchas veces complementadas con cemento químico, a menudo de calcita. Las brechas comunes se determinan por un transporte muy breve debido, por ejemplo, a un relieve muy pronunciado.

Las brechas intraformacionales ocurren más frecuentemente en las calizas que en otros tipos de rocas, originándose bajo el mar, por la destrucción de los sedimentos recién consolidados mediante la acción del oleaje. Por consiguiente, a menudo sus fragmentos representan una sola composición y están unidos por una matriz del mismo tipo.

Las brechas tectónicas o estructurales se originan generalmente en las zonas de fallas o durante los plegamientos muy intensos. Por lo general, presentan monotonía en sus fragmentos, entre los cuales frecuentemente ocurre una matriz de las propias rocas trituradas. Las brechas tectónicas se estudian mejor dentro de los productos cataclásticos del metamorfismo.

Las brechas volcánicas se originan durante las erupciones volcánicas y representan productos piroclásticos de fragmentos muy gruesos.

Las brechas organógenas generalmente están formadas por fragmentos de huesos de vertebrados, que se han depositado muy cercanamente al lugar donde murieron los animales. En Cuba son características las brechas origanógenas constituidas por huesos de jutías y fragmentos de moluscos terrestres.

Conglomerados. A diferencia de las brechas, los conglomerados presentan sus fragmentos con las formas redondeadas. Obviamente, existen todas las transiciones entre fragmentos angulares y redondeados, así como mezcla de ambos en una misma roca. Tales estados intermedios pueden denominarse brecha-conglomerados. Los fragmentos comúnmente reciben el nombre de gravas, desde 2 a 64 mm, y de ahí en lo adelante, guijarros, conocidos vulgarmente en Cuba como chinas pelonas.

Según la composición de las gravas y guijarros, los conglomerados se dividen en monomícticos, oligomícticos y polimícticos, de acuerdo a que los fragmentos representen un solo tipo de roca, dos o tres tipos, o muchos tipos, respectivamente.

Los conglomerados monomícticos y oligomícticos están formados por elementos de rocas resistentes, tales como cuarcitas metamórficas, pedernal y fragmentos de vetas de cuarzo, que indican la madurez estructural de estos sedimentos, generalmente alcanzada por continuada redisposición. Estos conglomerados son característicos de terrenos muy antiguos, como las plataformas continentales, y, consecuentemente, en Cuba no están representados con propiedad. En Cuba, comúnmente aparecen los conglomerados polimícticos, mal seleccionados, con fragmentos de rocas vulcanógenas y calizas como elementos más frecuentes, y cemento calcáreo, representando los productos típicos de la sedimentación en las regiones geosinclinales.



2. Samitas. Son las rocas clásticas de grano medio, es decir, las areniscas. Con propiedad, son las rocas en las cuales más del 50 % de sus granos oscila en las dimensiones 2-0,625 mm, considerándose de granos gruesos, medio y fino, según las escalas correspondientes. Las arenas representan rocas colectoras de petróleo en muchas partes del mundo, aunque no en Cuba.

Al igual que los conglomerados, en las areniscas puede haber matriz y/o cemento, comúnmente elementos arcillosos como matriz y calcita como cemento. El cemento puede guardar relaciones muy variables con los granos, determinando una serie de tipos, cada uno de los cuales recibe un nombre diferente. En su mayoría, los tipos de cemento sólo pueden identificarse bajo el microscopio, por lo cual se sintetizan solamente en dos tipos, que pueden apreciarse con ayuda de la lupa: cemento basal, cuando los granos no hacen contacto, están diseminados en la roca; cemento de poros, cuando el mismo se reduce a ocupar los espacios dejados entre los granos en contacto.

Un carácter general para todas las areniscas es poseer una cantidad apreciable de granos de cuarzo, además de sus otros elementos, tales como fragmentos de minerales y de rocas. Por otra parte, las areniscas reflejan las condiciones de sedimentación con respecto a la situación tectónica. De este modo, atendiendo tanto a su composición como a sus implicaciones tectónicas, las areniscas se dividen en: ortocuarcitas, arcosas y grauvacas. A estas categorías algunos autores añaden otros tipos que impliquen sólo composición: calcarenitas y areniscas poligénicas.

Ortocuarcitas. Estas areniscas están compuestas predominantemente por cuarzo y cemento generalmente también en silíceo. En Cuba pueden encontrarse algunas areniscas muy ricas en cuarzo en las antiguas secuencias de la Formación San Cayetano, en la provincia de Pinar del Río. En el resto del territorio cubano pueden hallarse areniscas cuarcíferas, a veces con un contenido elevado de granos de dicho mineral, pero representan secuencias típicas de la sedimentación geosinelinal, con sus granos mal seleccionados y un cemento calcáreo frecuente.

Arcosas. Se definen como aquellas areniscas donde la proporción de feldespato sobrepasa un 25 %. Cuando la proporción está comprendida en 25-10 %, la roca se puede denominar arenisca arcósica. De los feldespatos presentes, el más característico es el potásico. Ello se explica porque las arcosas se originan en virtud de la acelerada demudación que sufren los batolitos graníticos después que son levantados en las épocas de orogenia. Se caracterizan entonces las arcosas por la naturaleza angular de sus fragmentos, así como por poseer frecuentemente mica elástica, la cual contribuye a asemejarlas aún más a los granitos, de modo tal, que a veces es difícil separarles, aun con ayuda del microscopio.

Grauvacas. A diferencia de las arcosas, las grauvacas son areniscas de tonos oscuros con matriz arcillosa, con elementos muy mal seleccionados, de composición variable y formas angulares y subangulares, entre las cuales algunos autores señalan que debe ocurrir más de un 10 % de feldespatos. Las grauvacas se originan por las corrientes turbias generadas en las condiciones de inestabilidad tectónica de los geosinclinales. Las mismas están constituidas por un agregado variable, donde la proporción vulcanógena frecuentemente hace su contribución, con muy escasa matriz arcillosa, la cual se sustituye en la mayoría de los casos por un cemento de carbonato abundante, que tiende a confundirse con los frecuentes restos fósiles.



Calcarenitas. Estas areniscas abundan extraordinariamente en Cuba y están constituidas por fragmentos de calizas preexistentes cementados también por carbonatos, a menudo muy ricas en fósiles (biocalcarenitas). Pero estas rocas, de acuerdo a su composición, son calizas, por lo cual es mejor estudiarlas entre éstas.

3. Pelitas. son las rocas sedimentarias de grano fino, incluyendo tanto las limolitas como las lutitas, es decir, todas las rocas cuyos granos están incluidos entre (0,625-0,004 mm) y menores de (0,004 mm). Con propiedad, ambas rocas son lutitas, según la terminología clásica, dividiéndose dichas lutitas en limolitas , por una parte, y arcilitas por la otra.

Limolitas. Reflejan una transición de las areniscas a las arcillas. Sus granos están compuestos por los mismos elementos que son abundantes en las areniscas, o sea, cuarzo, feldespatos, micas, calcita. Por otra parte, frecuentemente presentan una abundante matriz arcillosa, a menudo algo carbonatada, por lo cual se hacen plásticas al humedecerse. El color más frecuente de estas rocas es el grisáceo, comunicado por los minerales arcillosos, y se distinguen muy bien en el campo por su estratificación laminar.

Las limolitas surgen con frecuencia en el fondo de las cuencas marinas, en las zonas transicionales de deposición entre areniscas y arcillas. Una historia similar reflejan las limolitas reportadas a lo largo de toda Cuba.

Lutitas. Se incluyen aquí las rocas arcillosas en el sentido general cuyos componentes son menores de. 0,004 mm. Las rocas arcillosas representan el 80 % de todas las rocas sedimentarias. Las partículas arcillosas tienen todas las características de los coloides, es decir, son suspensiones coloidales en las que el agua constituye la fase dispersante, en forma de sales, como en el caso de las corrientes turbias, y en forma de geles, tal como sucede en el lodo.

Según su origen, las arcillas se dividen en residuales, originadas durante la meteorización y sedimentarias o redepositadas, cuando las mismas se transportan en suspensión para depositarse finalmente en el mar. Un tercer grupo puede originarse por la alteración de productos en el propio mar.

Los minerales arcillosos generalmente ocurren en forma de mezclas, de aquí que las arcillas resultantes sean poliminerales. Las arcillas caoliníticas se derivan de la meteorización de los feldespatos constitutivos de las rocas ígneas y metamórficas, preferentemente, granitoides; a veces se acumulan notablemente en el lugar de la meteorización, formando grandes depósitos de valor económico, que se conocen como caolín (en realidad, caolín es una mezcla de la roca alterada y caolinita). De este modo, las arcillas caoliníticas se originan en medio ácido y continental.

Las arcillas montmorilloníticas, por el contrario, se originan en medio alcalino y, por lo tanto, es posible su formación en el mar; en los fondos marinos constituyen los conocidos depósitos de bentonita, provenientes de la alteración de cenizas volcánicas.

Las lutitas son el resultado de la consolidación de las partículas arcillosas, heredando las propiedades de las mismas. Las lutitas deben presentar la fisilidad como carácter distintivo. La fisilidad es la fina estratificación laminar que adquieren las rocas, mediante la cual es posible dividirlas fácilmente en hojas.

Las lutitas comprenden un número crecido de variedades, determinadas principalmente por sus componentes accesorios. De este modo, algunas lutitas contienen abundante materia orgánica carbonizada, por lo cual se denominan lutitas carbonosas.



Otras lutitas contienen hidrocarburos y han sido consideradas como rocas madres del petróleo por algunos investigadores; justamente son denominadas lutitas bituminosas. Cuando las lutitas contienen cantidades apreciables de carbonato, pueden llamarse lutitas calcáreas.

B. Rocas no clásticas.

Se estudian en este grupo las rocas originadas por los precipitados químicos, tales como yeso, anhidrita y sales, aquellas en las que interviene de un modo notable la acción de los organismos, como calizas y pedernal, y aquellas que representan acumulaciones orgánicas, tales como los carbones. Se estudiarán los productos siguientes: 1) calizas, 2) dolomitas, 3) pedernal y rocas similares, 4) evaporitas, 5) fosforitas y 6) carbones y asfaltos.

1- Calizas. Constituyen el grupo más importante de las rocas sedimentarias no clásticas. En Cuba se conocen en todo el territorio y de todas las edades, principalmente de origen marino, que evidencian las frecuentes sumersiones a través de la historia geológica de la Isla.

Se pueden definir las calizas como aquellas rocas que contienen más del 50 % de carbonato de calcio en su composición, ya sea éste en forma de calcita o de aragonito. En las calizas pueden tomar parte otros componentes, a menudo granos de cuarzo, tanto terrígenos como autígenos, fragmentos de rocas, especialmente de rocas vulcanógenas en Cuba. El color de las calizas puede hacerse muy variable, de acuerdo al pigmento presente: rojo por la materia orgánica, más raramente verdoso por la presencia de clorita o glaucenita.

Existe una división de las calizas en autóctonas y alóctonas. Las autóctonas se originan mediante la acumulación in situ de restos orgánicos y/o precipitados químicos, mientras que las alóctonas corresponden a la disposición de elementos que han sufrido un transporte prolongado, tales como fragmentos de calizas preexistentes, colitas, restos fósiles desarticulados, etc. En realidad, en la mayoría de los casos, distinguir fenómenos autóctonos de alóctonos, resulta bastante difícil, sobre todo cuando los fósiles son escasos o están ausentes.

Por lo tanto, es mejor dividir las calizas, simplemente, de acuerdo a sus elementos componentes, en: organógenas, químicas y clásticas.

Organógenas. Las calizas fosilíferas tienen la capacidad de tomar el carbonato de calcio disuelto en las aguas, por medio de sus enzimas, y precipitados en sus conchas o aparatos esqueléticos, los cuales más tarde, al morir los organismos, pueden depositarse in situ o viajar grandes distancias.

Las calizas organógenas marinas generalmente son rocas bien estratificadas. Un ejemplo típico es la coquina, compuesta normalmente por conchas de pelecípodos, aunque algunas localidades cubanas ocurren tipos muy interesantes compuestos por acumulaciones de foraminíferos discoides.

La caliza arrecifal o biohérmica es otro tipo de caliza orogenógena, constituida principalmente por algas marinas y secundariamente por madreporarios, típicamente constituyen grandes cuerpos que se elevan en forma de cúpula desde el fondo del mar.



Químicas. Las calizas de origen químico se forman con menos frecuencia que las organógenas. Se deben a la precipitación del carbonato de calcio contenido en solución, a causa de los cambios bruscos en las condiciones físico-químicas ambientales. Sólo algunas calizas marinas de tipos especiales, como las de las cuencas evaporíticas, parecen tener un origen químico directo, así como las calizas oolíticas de los mares normales. En cambio, en el medio ambiente continental, son calizas químicas características las estalactitas y estalagmitas, a menudo dispuestas en bellas y caprichosas formas, muy conocidas en las cuevas cubanas.

Clásticas. Se incluyen aquí las calcarenitas, ya mencionadas, constituidas por la acumulación de restos de calizas preexistentes, que sufren una selección similar a la de las rocas clásticas normales, y se cementan más tarde por carbonato de calcio. En ellas pueden ocurrir también los elementos terrígenos, tales como granos de cuarzo y fragmentos de rocas; así como fauna abundante, oolitas, seudoolitas y coprolitos.

Si los fragmentos calcáreos de una roca son mayores de 2 mm, ésta puede denominarse calcirudita, sobre todo cuando en su origen se impliquen fenómenos intraformacionales ocurridos en el fondo del mar; pero, en la práctica, es muy difícil diferenciar calciruditas de conglomerados y brechas calcáreas normales cuyos fragmentos proceden de la desintegración de calizas que afloran en el continente.

Las calizas estudiadas pueden perder sus rasgos característicos durante la diagénesis, la cual incluso puede borrar completamente los elementos que sirven para establecer el origen de estas rocas.

En la naturaleza existen mezclas de carbonato de calcio y componentes arcillosos, que dan lugar a las margas, un tipo de rocas ampliamente distribuido, especialmente en Cuba.

Basado en el porcentaje del residuo arcilloso que se obtiene al disolver en ácido clorhídrico estas rocas mixtas, se puede establecer la siguiente serie: caliza pura (0-10%), caliza margosa (10-40%), marga (40-70%), arcilla margosa (70-90%) y arcilla pura (90-100%). Existen algunos criterios complementarios para reconocer la presencia de los minerales arcillosos, ya que éstos hacen las rocas más blandas y, asimismo, suelen acompañarse por granos arenosos.

Por otra parte, los componentes arcillosos condicionan la estratificación de las rocas: las calizas puras son mal estratificadas, en cam a medida que aumenta el contenido arcilloso son mejor estratificadas, de modo tal que las margas y arcillas margosas constituyen estratos laminares.

Existe una estrecha relación entre el medio ambiente de deposición y las calizas. Estas rocas permiten la interpretación de los medios ambientes donde ocurrió la sedimentación, de acuerdo a las diferentes facies que ellas indican. De este modo, las travertinas indican medio ambiente continental y las calizas marinas permiten situar muy bien la profundidad correspondiente: las de aguas someras son organógenas, fragmentarias, las de aguas profundas son densas, de granos finos y margosas. Las calizas, unidas a sus fósiles asociados, constituyen la clave de numerosos problemas geológicos.



2. Dolomitas. Para definir una roca como dolomita es necesario que más del 50 % de su volumen esté constituido por el mineral dolomita, aunque algunos autores bajan esta proporción hasta 25 %. Las dolomitas se dividen en dos tipos fundamentales: las primarias, que son relativamente raras y ocurren como precipitados químicos en las cuencas evaporíticas, y las secundarias, que constituyen la inmensa mayoría, producidas por metasomatismos de las calizas.

Las dolomitas son extraordinariamente parecidas a las calizas, aunque el proceso metamórfico generalmente produce una recristalización que acerca el aspecto de estas rocas al de las metamórficas. De aquí que algunos autores empleen en ambas los mismos términos para designar sus texturas. De este modo, tanto mármol, que es una roca estrictamente metamórfica, como dolomita, que es sedimentaria, presentan textura granoblástica. A la textura granoblástica de las dolomitas contribuye la desaparición de los rasgos de las calizas primarias. Por ejemplo, los fósiles se preservan pésimamente en las dolomitas.

Otro efecto considerable de la dolomitización es una porosidad secundaria, la cual hace a las dolomitas buenos reservorios de petróleo. Dicha porosidad se debe, según algunos autores, a la disminución del 12 % del volumen que implica la sustitución metasomática.

Las dolomitas existen en todas las épocas, pero son mucho más comunes entre las rocas antiguas. Generalmente se interestratifican con calizas, diferenciándose de éstas a simple vista, no sólo por su recristalización y porosidad, sino por un color crema característico y, menos frecuentemente, grisáceo.

Obviamente, algunas dolomitas pueden desarrollarse tanto durante la diagénesis de las calizas como por la acción de las aguas circulantes, produciéndose un efecto superpuesto muy complejo.

En Cuba existen dolomitas metasomáticas reportadas en diversas localidades, como Perico, en la provincia de Matanzas, así como en las perforaciones de Cayo Romano, donde se han atravesado espesores de centenares de metros de calizas intensamente dolomitizadas.

3. Pedernal y rocas similares. Estas rocas se denominan colectivamente silicitas,término con el cual se pueden separar las rocas silíceas de origen químico y bioquímico de las de origen clástico, tales como las areniscas cuarcíferas. Se componen fundamentalmente de las formas de sílice conocidas como calcedonia y ópalo. El ópalo representa la forma más inestable y por ello tiende a recristalizar en forma de calcedonia con el transcurso del tiempo geológico, y ésta, a su vez, en cuarzo. De este modo, las rocas silíceas paleozoicas están compuestas sólo por cuarzo, mientras que las mesozoicas lo están por calcedonia, el ópalo sólo se encuentra en las rocas jóvenes.

Similarmente a las calizas, las rocas silíceas pueden dividirse en organógenas y químicas. Los tipos organógenos más conocidos son las diatomitas, radiolaritas y espongolitas. Las diatomitas representan la acumulación de las frústulas o caparazones de diatomeas, compuestas por ópalo.

La acumulación de radiolarios es un hecho que ocurre actualmente en el llamado cieno de radiolarios, depositado en los mares a profundidades abisales. En Cuba, las rocas con radiolarios abundantes están a menudo carbonatizadas, presentando sus restos organógenos casi totalmente sustituidos por calcitas secundarias.



Mayor distribución tienen en Cuba los pedernales, de origen no bien conocido aún. Típicamente, son rocas estratificadas, a menudo intercaladas en calizas y sustituyendo metasomáticamente a éstas, aunque el fenómeno opuesto, carbonatización de pedernales, también es frecuente.

Los pedernales son rocas muy duras, de color variado, a menudo negro o rojizo. Observadas bajo el microscopio, estas rocas muestran restos fósiles, principalmente radiolarios, que parecen evidenciar un origen orgánico, aunque algunos investigadores opinan que los pedernales pueden haberse precipitado directamente en el mar a partir de las abundantes descargas de sílice en las épocas de actividad volcánica submarina.

Como variedades químicas en Cuba sólo existen algunos tipos concrecionarios originados en las cortezas de meteorización de serpentinitas y depósitos de chorreo, tales como estalactitas de Calcedonia.

4. Evaporitas. Se incluyen en las evaporitas las rocas compuestas por sales muy solubles, generalmente monominerales, tales como los sulfatos y haluros. Se originan por la precipitación de soluciones saturadas en virtud de la concentración que provoca el exceso de evaporación. De este modo, pueden originarse yacimientos de interés económico. Para que estas rocas constituyan verdaderos yacimientos son necesarias las condiciones siguientes:

a) separación de la cuenca evaporítica por una barrera natural, tal como un istmo o cadena de arrecifes;

b) clima árido, con ausencia de lluvias y ríos que puedan disminuir la concentración de las sales;

c) subsidencia de la cuenca;

d) movimientos orogénicos que provoquen la compactación de las sales acumuladas en forma de potentes domos.

La mayoría de los yacimientos salinos están constituidos sólo por yeso-anhidrita y los de sal de roca son menos frecuentes. Esto se debe a que la concentración de yeso-anhidrita necesaria para la precipitación puede alcanzarse mucho más rápidamente que la de la sal común. En las cuencas evaporíticas, además de las componentes citadas, pueden ocurrir dolomitas primarias, generalmente dispuestas en capas finas aisladas, así como arcillas y algunos elementos terrígenos.

Un carácter distintivo de los depósitos evaporíticos es la ausencia casi total de elementos fósiles; sólo algunas formas paupérrimas o aberrantes son capaces de soportar los rigores del clima árido y la concentración de sales.

En Cuba se conocen rocas evaporíticas situadas en las inmediaciones de la cayería septentrional. Uno de los yacimientos más conocidos es el de Punta Alegre, en la provincia de Camagüey.

5. Fosforitas. Se clasifican como fosforitas las rocas sedimentarias que contienen P205

en cantidad mayor de 5%. Las fosforitas típicas forman concreciones constituidas por el mineral colofana. En Cuba, su aspecto más generalizado es el de masas terrosas de color pardo negruzco. El fósforo es un elemento importante en la constitución de las partes duras de los organismos, tales como dientes, huesos, escamas de peces, etc.



También contienen fósforo en cantidades apreciables los excrementos de peces y crustáceos en forma de cagarrutas y coprolitos. De este modo, las fosforitas marinas pueden tener una distribución muy amplia, constituyendo capas continuas en las regiones geosinclinales, mezcladas con calizas, areniscas y arcillas.

Asimismo existen fosforitas de orden continental por la acumulación de huesos de vertebrados en las cavernas, así como a partir del guano de los murciélagos o de las aves costeras, tales como garzas y flamencos.

En Cuba existen fosforitas marinas y continentales. Las marinas se desarrollaron durante el Mioceno y están representadas por agregados granulares con mezclas de carbonato y glauconita; sirven de ejemplo las de Pipián, en las cercanías de Güines, provincia de La Habana. Las continentales están representadas por variedades compactas como las de Cayo Largo, blandas y terrosas como las de Cayo Ávalos. Depósitos de guano de murciélago se encuentran en muchas cuevas cubanas.

6. Carbonos y asfaltos. Los compuestos orgánicos de la materia viviente sufren constantemente la combustión, mediante la cual son cambiados a anhídrido carbónico y agua. La combustión no cesa después de la muerte, ya que se realiza gracias a la actividad bacteriana o por oxidación directa cuando los restos orgánicos quedan expuestos a la atmósfera.

Pero, si los restos quedan enterrados, la oxidación se reduce notablemente, efectuándose de este modo la putrefacción. Por lo tanto, durante la putrefacción pueden originarse productos tales como CH4 o H2 que representan combustiones incompletas. Los materiales más sensibles a la descomposición son las proteínas y los azúcares; en cambio, la celulosa y las grasas se descomponen lentamente, y el ámbar y resinas vegetales permanecen inalterados durante millones de años.

Los residuos orgánicos pueden dividirse en tres tipos principales, denominados: humus, turba y sapropel. El humus está representado por acumulación de restos vegetales, que, en unión de las arcillas y otros componentes, producen los suelos agrícolas.

La formación de la turba exige otras condiciones, tales como las existentes en ciénagas o pantanos, donde una capa vegetal viva actúa como cubierta de las capas previas acumuladas, semidescompuestas por la excesiva humedad y escasez de oxígeno. Como consecuencia de la desaparición constante de la cubierta vegetal y su disposición como turba, en el transcurso del tiempo geológico pueden acumularse en los pantanos secuencias de gran espesor, que reflejan muy bien la historia de su formación.

En Cuba no existen depósitos de carbones verdaderos, sólo algunos hallazgos aislados de lignito. Pero, sí existen depósitos considerables de los productos semicarbonizados que representa la turba, acumulados masivamente en la Ciénaga de Zapata.

El sapropel es un depósito muy rico en compuestos orgánicos que se encuentran en el fondo de diferentes cuencas, tales como lagos, lagunas y estuarios. Los restos del plancton, tanto vegetal como animal, son más ricos en proteína y grasas que la turba y, por lo tanto, la descomposición puede ocurrir en presencia de escaso oxígeno. De este modo, pueden formarse hidrocarburos, los cuales, por su acumulación, dan lugar a depósitos bituminosos, es decir, petróleos.



Por oxidación y polimerización, los petróleos dan lugar a los asfaltos, ampliamente difundidos en Cuba. Se encuentran distintas formas: en estado pastoso (chapapote o pissasfalto), impregnando areniscas y otras rocas asfaltizadas o con aspecto de carbón de piedra. Las variedades endurecidas pueden denominarse colectivamente asfaltitas. Depósitos de este tipo están bien desarrollados en el Mariel, provincia de La Habana.

C. Rocas piroclásticas.

Las rocas piroclásticas presentan características transicionales entre las ígneas y las sedimentarias, ya que se originan por las explosiones volcánicas, pero su transporte y su deposición son similares a los de los elementos clásticos. Estas rocas constituyen un grupo muy complejo y están ampliamente distribuidas en Cuba. Su estudio se basa en cinco aspectos principales: 1) dimensiones de los fragmentos, 2) mezclas con productos sedimentarios, 3) textura, 4) cemento y 5) composición.

1. Dimensiones de los fragmentos. Las dimensiones de los fragmentos se pueden expresar según una escala granulométrica, similar a las estudiadas en las rocas clásticas comunes. La escala utilizada es muy sencilla con los grados siguientes (expresada en mm):

Bloque >32

Lapilli 32 - 4

Ceniza gruesa 4 - 0,5

Ceniza fina <0,5

Los productos consolidados resultantes se denominan brecha volcánica, toba de lapilli, toba gruesa y toba fina respectivamente.

Durante las erupciones volcánicas la lava puede enfriarse en el aire y tomar formas aerodinámicas, constituyendo las denominadas bombas volcánicas. Por otra parte, durante las explosiones volcánicas, puede producirse la emisión de lava en forma de diminutas partículas incandescentes (nuées ardentes) que al caer y acumularse tienden a soldarse. Tales productos se conocen como ignimbritas o tobas soldadas.

2. Mezclas con productos sedimentarios. Las rocas piroclásticas, sobre todo las originadas por la actividad volcánica submarina, constituyen frecuentes mezclas con los elementos sedimentarios normales. De modo tal, se pueden determinar una serie de términos mixtos, que indican las diferentes proporciones.

Existen rocas sedimentarias compuestas casi exclusivamente por elementos vulcanógenos que se han depositado normalmente. En otras palabras, se trata de productos originados por la destrucción de lavas y/o rocas preclásticas. De este modo, se pueden considerar como rocas vulcanógenas redepositadas.

3. Textura. Las dimensiones de los fragmentos constituyen un rasgo textural, pero la textura también puede definirse según sea: litoclástica, cristaloclástica y vitroclástica. Los litoclastos representan fragmentos de rocas, mediante los cuales se puede establecer muy bien su identidad, por ejemplo, fragmentos de andesitas o basaltos. Los cristaloclastos representan cristales, generalmente los fenocristales de las rocas volcánicas, restos fragmentados, con bordes cóncavos característicos.



Los vitroelásticos representan con propiedad material vítreo solidificado en el aire o en el agua y luego depositado en forma de finos fragmentos. Se deduce que las brechas volcánicas estarán integradas por litoclastos bien manifiestos; en cambio, en las tobas, los cristaloclastos serán comunes, y en las tobas de grano muy fino; los más abundantes serán los vitroclastos. Estas tobas vitroclásticas de grano tan fino suelen denominarse tobas cineríticas, las cuales convergen notablemente con las ignimbitas.

4. Cemento. El cemento normal de las rocas piroclásticas está representado por una fracción más fina de los propios elementos piroclásticos, o sea, se trata de un equivalente de la matriz estudiada en las rocas clásticas comunes. De este modo, las brechas volcánicas se cementan por cenizas, las tobas por cenizas más finas, etc. El término toba aglomerática refleja bien el carácter de la cementación: grandes bloques (> 30 mm) unidos por material tobáceo abundante.

En las mezclas con rocas sedimentarias el cemento puede tomar otro carácter, ya que a menudo es totalmente de origen sedimentario, a menudo de carbonato. Por otra parte, el fino cemento cinerítico de algunas tobas, en las condiciones marinas, puede alterarse mucho y constituir un producto politomorfo confuso (bentonita).

Pero el carácter más interesante, con respecto a la cementación, lo presentan las rocas transicionales entre las volcánicas normales y las piroclásticas. Vale decir, cuando la lava fluye puede englobar fragmentos de rocas volcánicas previas, destruidas por la erupción, de modo tal que éstos quedan incluidos en forma brechosa: brechas de lava (lavobrachas). Otras veces, la lava incluye fragmentos menores tales como litoclastos pequeños y, sobre todo, cristaloblastos, orientados según la dirección del flujo; esto es el caso de las lavas tobáceas (tufolavas). En este punto concurren las características de las rocas volcánicas normales y de las piroclásticas.

5. Composición. En las rocas piroclásticas es posible determinar la composición petrográfica de las rocas primarias. Si hay litoclastos presentes, deben buscarse las características correspondientes; en el caso de las tobas cristaloclásticas, la distinción se hace más difícil; pero, de acuerdo a la composición y proporción de los granos, es posible inferir la roca primaria; en cuanto a las rocas vitroclásticas, la identificación se hace muy difícil, pero recuerde que el vidrio se desarrolla más frecuentemente en las rocas de composición ácida. Las tobas más desarrolladas en Cuba son las de composición media, es decir, las andesíticas, y a continuación, las basálticas.

Las tobas andesíticas generalmente son de color grisáceo o verdoso por la descomposición de sus elementos en clorita, principalmente del material vítreo. Asimismo, son ricas en cristaloclastos de plagioclasa, por lo cual, a simple vista, se confunden fácilmente con las ande sitas y porfiritas andesíticas. Solamente la presencia de algún que otro litoclasto, así como la disposición caótica de los cristaloclastos, sirven para distinguidas.

Las rocas piroclásticas se distribuyen a lo largo de toda Cuba, En realidad, se trata de un potente complejo vulcanógeno sedimentario constituido por una serie sucesiva de ciclos que representan la actividad volcánica en diferentes épocas. De este modo, es posible observar en los afloramientos cómo las rocas piroclásticas se estratifican merced a la deposición submarina y se alternan en capas compuestas por lavas, tobas, tufitas, rocas tufogénicas, etc.



La actividad volcánica en Cuba marca dos períodos culminantes, uno que pareció extenderse durante todo el Cretácico, sobre todo Superior, cuyos productos de deposición submarina se registran en casi toda la extensión de la Isla, y un segundo período más joven, ocurrido durante el Paleoceno y Eoceno, cuyos productos se localizaron principalmente al sur de las provincias orientales, los cuales son también de deposición submarina, aunque en algunos hay evidencias de deposición subaérea.

D. Productos residuales

Los productos residuales están compuestos por los elementos de la roca primaria que han logrado escapar a la acción de la meteorización, y por los elementos de neoformación, como los minerales arcillosos, los cuales tienden a acumularse sobre las rocas atacadas. A medida que el complejo de meteorización se va desarrollando, crecen hacia abajo diferentes zonas, cuyo conjunto constituye el perfil del suelo.

Clásicamente se admiten tres zonas: A, B y C. La zona A es la superior y en ella ocurre la lixiviación de los elementos solubles, los cuales son depositados en la zona B o intermedia. A continuación, la zona C representa la roca original parcialmente meteorizada, extendiéndose hacia abajo hasta la roca fresca.

Existen varios procesos formadores de suelos, pero el que más interesa es la laterización, o el proceso normal que ocurre en los trópicos, mediante el cual se concentran óxidos de hierro y aluminio en el horizonte B, a .expensas de la sílice que es lixiviada y los productos arcillosos característicos son caoliníticos. De este modo, la sílice es eliminada enérgicamente, acumulándose notablemente los compuestos de aluminio y hierro en forma de cortezas de meteorización muy profundas.

En Cuba, las serpentinitas se descomponen notablemente, formando cortezas lateríticas características, las cuales tienen gran interés económico, pues pueden concentrar cantidades industriales de níquel, cobalto y hierro. Es posible establecer una zonalidad vertical en el perfil de las cortezas lateríticas, pudiéndose distinguir cuatro horizontes de abajo hacia arriba:

a) serpentinitas meteorizadas de color verde grisáceo, en general fracturadas, con venillas de productos secundarios;

b) serpentinitas desintegradas, lixiviadas, sustituidas en parte por los minerales arcillosos (nontronita), que frecuentemente se acumulan en oquedades formadas por la desintegración de la propia roca;

c) hidróxido de hierro, de color rojizo claro, mezclados con productos arcillosos; d) hidróxidos de hierro compactos, de color pardo rojizo, a menudo con concreciones

(perdigones). Las cortezas de meteorización en Cuba tienen su mayor distribución en la parte septentrional de las provincias orientales, en las regiones de Moa, Mayarí y Nicaro. Las mismas se desarrollaron durante el Plioceno-Cuaternario y en ellas han sido demostrados fenómenos de redisposición. Asimismo, su génesis se controló notablemente por factores geomorfológicos.

Ejercicios:

1. Analice la frase siguiente y exprese sus conclusiones. “La dilucidación de las propiedades de las sucesiones sedimentarias permite la reconstrucción de las geografías del pasado”.

2. Solicite a su profesor una muestra de roca sedimentaria.




b. Determine su dureza.

c. Clasifíquela en clástica, no clástica o piroclástica

3. Represente los procesos sedimentarios (meteorización, transporte, deposición y diagénesis) en un esquema.

a. Acompáñelos con una nota donde aparezcan sus rasgos característicos.

4. Localice y nombre las rocas sedimentarias que están más próxima a su centro de estudio. Para ello puede auxiliarse del Mapa Geológico de Cuba. Averigüe además:

a. Cuál es la composición mineralógica predominante.

b. Edad geológica de las mismas.

Formación de las rocas metamórfica

La tercera etapa del ciclo tiene lugar cuando las rocas sedimentarias quedan enterradas a gran profundidad o se ven afectadas por la formación de montañas (orogénesis), que se asocia con movimientos de las placas de la corteza terrestre. Quedan de esta forma expuestas a distintos grados de presión y calor y así se transforman en rocas metamórficas. Por ejemplo, la arcilla se convierte en pizarra, y el granito puede transformarse en gneis; una forma de caliza se convierte en mármol cuando se ve sometida a fenómenos metamórficos.

Metamorfismo

El metamorfismo se puede definir como la respuesta de una roca a nuevas condiciones físicas y/o químicas de la corteza terrestre, condicionadas por presiones y temperaturas no ambientales. De este modo, los cambios diagenéticos y la meteorización de las rocas no deben considerarse como metamórficos, ya que ellos se desarrollan en las condiciones ambientales.

Es obvio que trazar el límite entre la diagénesis de una caliza que implique su recristalización y un cambio metamórfico por el cual la caliza también resulte recristalizada, es a menudo completamente arbitrario, e igualmente sucede con muchos otros casos. Pero de todos modos hay que distinguir los procesos exógenos de las rocas, tales como los que acompañan a la sedimentación, de aquellos causantes del metamorfismo, es decir, los procesos endógenos.

Factores del metamorfismo

Los factores del metamorfismo se relacionan con las condiciones concurrentes bajo la corteza terrestre en la mayoría de los casos y comprenden convencionalmente, temperatura, presión y fluidos activos.

1. Temperatura. La temperatura en una roca metamórfica puede estar determinada por varias causas. En primer lugar, la temperatura aumenta progresivamente bajo la superficie terrestre, según el gradiente geotérmico, cuyo valor se calcula, como término medio, en 33°C por cada 100 metros de profundidad.



El gradiente geotérmico no es constante, sino que cambia según las condiciones geológicas. De este modo, al estudiar la isoterma correspondiente a 300°C en un geosinclinal activo, se observa que ésta se puede trazar a la profundidad aproximada de 2 km; en cambio, al estudiar la propia isoterma en una región platafórmica, queda trazada a una profundidad 20-30 km. Por consiguiente, la temperatura varía irregularmente en la corteza. Por otra parte, si continúa la progresión 33°C cada 100 m de profundidad, se llegaría al centro del planeta a temperaturas incompatibles con los principios termodinámicos establecidos.

La temperatura de una roca también puede incrementarse por las cercanías de un cuerpo ígneo activo, así como complementarse por los fluidos calientes que emanen del propio cuerpo. Por último, el aumento de temperatura también puede deberse al calor que se genera en una fricción cortical, tal como la que se produce en una falla o en un plegamiento intenso.

2. Presión. Al igual que la temperatura establece un gradiente geotérmico, la presión va incrementándose bajo la superficie terrestre, de modo tal que cualquier roca situada bajo la misma está sujeta a una presión equivalente al peso de las rocas suprayacentes.

Se denomina comúnmente presión de carga, a la cual se le asigna un valor promedio de 2,7 kg/cm2 cada 100 m. Pero la acción vertical de la presión de carga ocurre sólo a profundidades someras, ya que a grandes profundidades, la presión se iguala en todos los sentidos a los lados de la roca, constituyendo lo que se llama presión uniforme o presión hidrostática.

La presión más importante en el metamorfismo no es la que se ejerce en el sentido vertical, sino aquella que se desarrolla siguiendo las direcciones tangenciales de la corteza terrestre, es decir, presiones dirigidas horizontalmente, producidas en los plegamientos, fallas y otros fenómenos tectónicos caracterizados por movimientos laterales. Este tipo de presión se ha denominado justamente presión dirigida o esfuerzo (stress).

3. Fluidos activos. Los fluidos pueden contribuir activamente al desenvolvimiento de los procesos metamórficos o pueden servir simplemente para facilitar los cambios químicos. Pueden existir muchas sustancias en estado fluido durante los procesos metamórficos, pero es el agua el más abundante o importante, y a continuación el anhídrido carbónico, el cual actúa como un gas muy móvil.

Las sustancias fluidas existen en forma de soluciones que pueden tener diversos orígenes, desde ser foráneas a partir de cuerpos ígneos vecinos a generarse en la propia roca en proceso de metamorfismo. Obviamente, las soluciones que actúan más intensamente son las primeras, produciendo cambios más pronunciados en las rocas metamorfizadas.

Las soluciones actúan de diferentes modos en la roca, ya que pueden aumentar la velocidad de reacción entre los componentes minerales, sirviendo como simples catalizadores; pero también pueden actuar como agentes introductores de sustancias, que determinarán la presencia de nuevos minerales, ya sea por adición o por sustitución de los preexistentes. Esta introducción y sustitución de sustancias es lo que se conoce con el nombre de metasomatismo.



La distinción entre procesos metamórficos y metasomáticos, radica en que en los primeros la composición química de la roca no cambia esencialmente, mientras que en los segundos, la composición química varía considerablemente. Durante el metamorfismo, ambos procesos generalmente están íntimamente vinculados y su separación es puramente formal.

Construcción de la roca metamórfica.

Los factores del metamorfismo expuestos conducen a nuevas asociaciones minerales, así como a diferentes texturas y estructuras características. Aunque los tres factores, temperatura, presión y fluido activos contribuyen a los cambios totales, no son necesarios todos ellos en cada tipo de metamorfismo.

La temperatura es el factor más importante durante la recristalización, ya sea de los antiguos minerales o de la que se produzca por los nuevos minerales. De este modo, la temperatura promueve la recristalización estimulando las reacciones químicas.

La recristalización también es ayudada por la presencia de los fluidos, ya que la misma tiene lugar cuando las sustancias se hacen inestables y se disuelven, precipitándose en una nueva fase. Algunos minerales son estables bajo variaciones muy intensas de las condiciones físicas, pero muchos no lo son, y asimismo, las asociaciones mineralógicas no persisten sobre una temperatura determinada.

Cuando la temperatura límite se sobrepasa, los componentes químicos, en respuesta, se reagrupan en nuevas combinaciones. Si la temperatura continuara aumentando, se rompería el nuevo equilibrio y aparecerían otros minerales; y así sucesivamente. Finalmente, la construcción de la roca metamórfica conduce hacia un estado de equilibrio, el cual ocurre, no sólo entre los minerales, sino también entre los minerales y el medio ambiente.

La acción de la presión sobre las rocas metamorfizadas es en gran parte mecánica, manifestándose en la conformación de nuevas texturas y estructuras, y no esencialmente en la producción de nuevos minerales. La presión dirigida produce un efecto de trituración de diferentes tipos, según la intensidad de la misma; si es débil, la roca simplemente se desintegra, se fragmenta de un modo similar a la de una roca clástica sedimentaria; pero, si la presión dirigida actúa intensamente, a causa de un movimiento diferencial como el de una falla, la roca puede ser triturada hasta la pulverización y los productos resultantes orientarse de acuerdo al movimiento indicado. Por otra parte, la trituración tiene el importante efecto complementario de acelerar los procesos metamórficos, debido a que, al reducir la roca a fragmentos, se aumenta considerablemente la superficie de ataque por las soluciones químicas.

Temperatura, presión y fluidos combinados pueden producir tales efectos que las rocas metamórficas pierden totalmente su identificación con las rocas primarias, tanto ígneas como sedimentarias, conociéndose en muchos casos su carácter de metamórficas por las transiciones graduales observadas en el campo.

Tipos de metamorfismo.

De un modo general, el metamorfismo de una roca puede considerarse como intenso, moderado o. bajo. Pero, la división más frecuente de los tipos de metamorfismo se basa en los efectos producidos por los factores antes estudiados. Algún tipo de metamorfismo puede deberse a la acción de un solo factor, por ejemplo la presión, pero otros tipos de metamorfismo se producen por la acción combinada de varios factores, lo cual constituye la mayoría de los casos.



Desde luego, un factor puede dominar más que los otros y la roca resultante presentará más destacados los efectos del factor indicado. Por último, las rocas pueden sufrir más de un ciclo de procesos metamórficos que tienden a enmascarar los establecidos anteriormente.

La clasificación de los tipos de metamorfismo se basa fundamentalmente en el origen de las rocas metamórficas, implicando tanto las condiciones físico-químicas de su formación, como el ambiente geológico en que se diferenciaron. En realidad, las condiciones físico-químicas de formación de las rocas metamórficas distan mucho de conocerse perfectamente, ya que en los laboratorios hasta ahora ha sido imposible reconstruir las presiones y la temperatura cuyos efectos combinados produzcan los cambios mineralógicos que caracterizan las rocas metamórficas.

Por otra parte, en el metamorfismo, como en todos los procesos geológicos, actúa un factor de extraordinaria importancia, el tiempo geológico, el cual muy lentamente es capaz de producir cambios más intensos que aquellos obtenidos aceleradamente en el laboratorio.

Las rocas metamórficas comunes se presentan en determinados ambientes geológicos, y sería conveniente definir los tipos de metamorfismo tomando como base los criterios de campo y las asociaciones mineralógicas, pero sin considerar las condiciones físico-químicas, aún imperfectamente conocidas existirían tres tipos de metamorfismo:

a) de contacto, que se presenta en zonas limitadas, con carácter local, en las cercanías de los cuerpos ígneos;

b) regional, desarrollado en áreas considerables, de cientos o miles de kilómetros cuadrados, ocurriendo típicamente en las zonas orogénicas de los cinturones geosinclinales, como es el caso de Cuba;

c) de dislocación, también de carácter local, limitado a áreas de deformación muy intensa, tales como las grandes fallas.

Pero, existe otra división de los tipos de metamorfismo, la clásica, basada en el predominio de algunos de los factores, temperatura, presión o fluidos activos. Estos son los tipos de metamorfismos más difundidos en los textos, y aunque algunos de ellos se pueden equiparar con los expuestos más arriba, se analizan a continuación.

1. Metamorfismo térmico o termal. Provocado por la acción de la temperatura. La variedad más importante del mismo se conoce como metamorfismo de contacto, que ocurre en los cuerpos intensivos con las rocas encajantes. Se distinguen aquí cambios en las rocas que pueden considerarse como de endocontacto y exocontacto.

Las alteraciones de endocontacto se localizan en la parte marginal de los macizos intrusivos, mientras que las de exocontacto ocurren en las rocas encajantes. El metamorfismo de contacto puede ser no metasomático, si no existe introducción de sustancias, y metasomático, si existe un traspaso de las mismas.

El pirometamorfismo, metamorfismo cáustico o metamorfismo optálico se refiere a las modificaciones que tienen lugar en el contacto de las lavas con los fragmentos englobados de las rocas sobre las cuales han corrido. Esta variedad de metamorfismo termal se desarrolla a una temperatura considerablemente más alta que la del metamorfismo de contacto intrusivo, ya que las lavas pierden muy rápidamente el calor y en sus reacciones de enfriamiento participa activamente el oxígeno del aire. El pirometamorfismo puede ser metasomático o no metasomático.



2. Metamorfismo cataclástico. Se debe esencialmente a los efectos de la presión dirigida, conduciendo a la fragmentación y trituración de la roca, y a menudo a la orientación de los minerales. También se puede denominar metamorfismo cinético o dinámico.

3. Metamorfismo dinamotérmico. En este tipo de metamorfismo los factores principales los constituyen la presión dirigida y la elevación de la temperatura.

4. Metamorfismo de carga. Es el metamorfismo provocado por la acción simultánea de la presión hidrostática y la elevación de la temperatura, o sea, este tipo de metamorfismo surge principalmente por el aumento de la profundidad. También se ha denominado metamorfismo estático, con lo que se quiere señalar la participación de la presión hidrostática y la ausencia de la 'presión dirigida.

5. Metamorfismo regional. Provocado por la presión dirigida, la presión hidrostática y la temperatura, desarrollándose en grandes extensiones. A grandes profundidades desaparece la acción de la presión dirigida, actuando sólo la presión hidrostática acompañada de elevadísimas temperaturas, produciendo un tipo de metamorfismo que recibe el nombre especial de ultrametamorfismo, en el cual se supone que ocurra la refusión parcial o total de las rocas. De este modo, concurren a grandes profundidades las condiciones magmáticas y metamórficas.

Cuando rocas fundidas de composición granítica se introducen en los estratos o capas de las rocas encajantes durante el ultrametamorfismo, se dice que ocurre el metamorfismo de inyección. Por comparación con las rocas ígneas, los tipos de metamorfismo desarrollados a gran profundidad también se conocen con el nombre de metamorfismo plutónico.

6. Autometamorfismo. Es el metamorfismo que sufren las rocas ígneas como resultado de las reacciones del magma líquido y/o gaseoso residual y los minerales ya cristalizados. Cuando, además, ocurre introducción de nuevas sustancias, se está en presencia del autometasomatismo. Todos los demás tipos de metamorfismo pueden denominarse, entonces, alometamorfismo, colectivamente, en contraposición con el autometamorfismo.

7. Polimetamorfismo. Como su nombre lo indica, ocurre cuando las rocas sufren varios ciclos de metamorfismo.

8. Metamorfismo regresivo o diaftoresis. Mediante el mismo, las rocas metamórficas sufren modificaciones gracias a las cuales los minerales surgidos a temperatura alta se sustituyen por minerales de temperatura más baja.

Composición mineralógica

En las rocas metamórficas puede existir una enorme variedad de minerales, algunos de los cuales son exclusivos. Como los procesos metamórficos tienen lugar a temperaturas muy elevadas y bajo fuertes presiones, en ellas también aparecen minerales que están presentes en las rocas ígneas. Por otra parte, los productos del intemperismo, como la limonita y los minerales arcillosos, así como otros minerales de las rocas sedimentarias, tales como yeso-anhidrita, ópalo, glanconita, son inestables a temperaturas y presiones no ambientales. Otro tanto ocurre con el mineral carbonáceo, que durante el metamorfismo pasa a grafito. En cambio, pueden existir en las rocas metamórficas otros minerales de las rocas sedimentarias, tales como calcita y dolomita.



Los minerales que podrían calificarse como exclusivos de las rocas metamórficas son: andalucita, cianita, estaniolita y wollastonita. Los cuatro son formados bajo la acción de fuerte presión y elevada temperatura. Algunos minerales como tremolita, actinolita y granates no indican siempre metamorfismo, pero son más comunes en las rocas metamórficas que en las otras. Igualmente sucede con clorita, serpentina y talco, así como con la epidota.

A continuación se muestra un resumen (ver Tabla 11) de los minerales comunes en las rocas metamórficas, relacionados con su origen.



Tabla 11: Minerales comunes en las rocas metamórficas Mineral Origen más frecuente Cuarzo Por introducción, recristalización o como residuo

Feldespatos Por introducción y como resultado del metamorfismo térmico Hornblenda A partir de rocas medias y básicas Termolita y

actinolita Generalmente por alteración de hornblenda o piroxenos, también por reorganización de la roca a temperaturas moderadas

Wollastonita A partir de calizas Moscovita A partir de sedimentos arcillosos y de rocas con feldespato potásico

Biotita A partir de sedimentos arcillosos Magnetita A partir de sedimentos ferruginosos

Calcita Por recristalización de calizas Dolgmita Por recristalización de dolomitas

Grafito A partir de sustancias carbonosas de las rocas sedimentarias Clorita Por recristalización de minerales arcillosos, por alteración de biotita

y hornblenda Serpentina A partir de peridotitas y prioxenitas

Talco Generalmente por alteración de serpentina Epidota A partir de minerales igneos generalmente, con proporciones

adecuadas de calcio, aluminio y silicio Granates Formación muy compleja a temperaturas muy elevadas en diversos

ambientes geológicos Andalucita A partir de sedimentos arcillosos

Cianita Formación compleja a elevadas temperaturas y presiones Estaniolita Similar a cianita

1. Andalucita. La andalucita es un silicato correspondiente a la composición Al20(SiO4), color normal es blanco a rosado, pero a menudo es pardo hasta negro, debido a contener impurezas de material carbonoso, es bastante duro (7,5).

2. Cianita. También se conoce por el nombre de distena. Su composición corresponde a Al20(SiO4), se distinguen por su color azul celeste y lustre vítreo a perlado.

3. Estaniolita. Representa otro de los minerales característicos de las rocas metamórficas y su composición se puede expresar por FeAl402(SiO4)2(OH)2. El color del mineral generalmente es pardo, algo rojizo y a veces negro. Por otra parte, es un mineral bastante duro.

4. Wollastonita. Corresponde a un silicato de composición Ca3(Si3O9) íntimamente mezcladas con calcita. El mineral es de color blanco sucio o grisáceo, de lustre algo sedoso y dureza 4,5 - 5.

5. Tremolita-actinolita. Estos minerales están comprendidos dentro del grupo de los anfíboles, y por sus propiedades se acercan mucho a la hornblenda. Constituida tremolita (H2Ca2Mg5)(SiO3)8 y actinolita, H2Ca2(Mg,Fe)5(SiO3)8, o sea, se trata de una sustitución del magnesio por el hierro.



El color varía paulatinamente en la serie, desde blanco grisáceo en la tremolita a verde oscuro, casi negro en la actinolita. El lustre igualmente, va desde sedoso en la tremolita hasta vítreo y submetálico en la actinolita. Por último, la dureza varía de 5 a 6, y, con respecto a la tenacidad, la tremolita resulta frágil y, en cambio, la actinolita, resistente.

6. Granates. Corresponden a silicatos. La fórmula general del grupo se puede expresar como R3

++ R2+++(SiO4)3, donde R++ es calcio, magnesio, hierro ferroso o manganeso y

R+++ puede ser aluminio, hierro férrico o cromo. Se comprende que es posible la existencia de múltiples combinaciones isomorfas, y de aquí que ningún granate sea prácticamente puro, ya que las moléculas de diferente composición generalmente están presentes en forma de solución sólida. Las especies más comunes son:

grosularia CaaAl2(SiO4)3

piropo Mg3Al2(Si04)a

almandita Fea H AI2(SiO4)3

andradita Ca3Fe2+++(SiO4)3

De ellos, el más frecuente es el granate almandita o granate común, en cuya composición entran mezclas moleculares de otras especies.

De acuerdo a su composición, el color varía en estos minerales, aunque generalmente tienen un tono pardo rojizo característico. El lustre característico es vítreo en los individuos aislados, pero, en las masas, se hace resinoso. La dureza presenta la variación 6,5-7,5, la cual, unida a las otras características apuntadas, hacen de los granates un grupo inconfundible.

7. Clorita. En realidad se trata de las cloritas, es decir, un grupo de minerales, por demás muy numeroso y complejo, ya que pueden originarse a expensas de minerales muy diferentes, aunque, preferentemente, a partir de los elementos máficos de las rocas ígneas y como recristalización de los minerales arcillosos. Se deduce que la composición química será muy variable y, por lo tanto, un gran número de especies mineralógicas han sido determinadas. Afortunadamente sólo dos o tres de ellas son las más difundidas, a saber, la pennina, de composición AlMg3(Si3AlO10)(OH)4, y el clinocloro, (Mg, Fe)5

Al2Si3O10(OH)8.

Las cloritas constituyen silicatos hojosos similares a las micas, tienen una perfecta exfoliación por medio de la cual es muy fácil obtener láminas o escamas de contornos hexagonales. Asimismo, su dureza también es baja (2-2,5). Se distinguen de las micas, por su color verde característico, tanto en tonos claros como oscuros, y, por sus láminas de exfoliación flexibles, pero no clásticas como éstas.

8. Serpentina. Se trata de minerales secundarios a partir de silicatos ricos en magnesio, tales como el olivino y el ortopiroxeno. La composición general corresponde a Mg3Si2O5(OH)4. Las dos variedades fundamentales son la antigorita y el crisotilo, la una hojosa y el otro fibroso. Tanto antigorita como crisotilo son de color verduzco, amarillento o azulado, y de mayor dureza (3-4) que las cloritas y micas. En general, los minerales serpentínicos se asocian en forma de masas irregulares.

Relacionado con el grupo de la serpentina, existe un mineraloide a modo de gel coloidal, denominado serpofita, de color verde manzana característico y muy blando que comunica a las rocas una untuosidad característica.



9. Talco. Este mineral generalmente se relaciona con otros minerales metamórficos, a menudo con los del grupo serpentina. Se trata también de un silicato hojoso. Su composición corresponde a Mg3Si4O10(OH)2, muy próxima a la de la serpentina. Se distingue bien de ésta por su inferior dureza (1-1,5), que permite rayarlo fácilmente con la uña, así como por su color mucho más pálido y su lustre perlado.

10. Epidota. La epidota comunmente es encontrada en forma de masas irregulares o granulares que se reconocen por su color verde amarillento (verde pistaccio) y su elevada dureza (6-7). Puede confundirse con el olivino, pero la frecuente presencia de serpentina en éste ayuda a separarlos macroscópicamente con facilidad.

Su composición corresponde a Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH); puede producirse a partir de cualquier mineral o asociación mineral donde haya la proporción adecuada de SiO2,Al2O3

y CaO necesarias para su formación. De este modo, puede derivarse tanto de los elementos ferromagnesianos como de las plagioclasas de las rocas ígneas.

11. Otros minerales. En las rocas metamórficas existen muchos otros minerales, algunos de ellos muy característicos como la sillimanita, la lawsonita y la glaucofana,raramente reportados en las rocas cubanas y, en los pocos casos que ocurren, no se manifiestan macroscópicamente con características distintivas.

Cuarzo y feldespatos también son comunes en las rocas metamórficas y su identificación se realiza siguiendo las mismas reglas que para las rocas ígneas. A veces, ambos minerales tienden a confundirse entre sí, ya que, por efecto de la recristalización, el cuarzo pierde su limpieza, haciéndose algo lechoso, y el feldespato, a su vez, pierde sus contornos cristalográficos y sus maclas características. Sin embargo, la desigual dureza ayuda rápidamente a separarlos.

Calcita y dolomita también son muy frecuentes en algunos tipos de rocas metamórficas, y fielmente responden a su identificación con el ácido clorhídrico.

En fin, micas, hornblenda y piroxenos, son comunes en las rocas metamórficas. Por el contrario, que en las rocas ígneas, la moscovita alcanza aquí un notable desarrollo.

Texturas

En. el caso de las rocas metamórficas, las texturas se originan por la re cristalización en el estado sólido, salvo casos excepcionales de altas temperaturas y presiones que teóricamente producen las mismas fusiones que el magma ígneo, a partir de las cuales ocurre la cristalización.

Durante la recristalización en el estado sólido, se originan texturas en las cuales el grado de idiomorfismo de los minerales es una manifestación de la fuerza de cristalización de cada uno de ellos. Esto quiere decir que el orden de cristalización no tiene una importancia significativa, como en las rocas ígneas, ya que en las rocas metamórficas se supone que casi todos los minerales han recristalizado simultáneamente.

Becke dispuso los minerales en arreglo a su fuerza de cristalización, a la cual denominó serie cristaloblástica, que incluye desde los elementos idiomorfos a los xenomorfos: granate, turmalina, estaurolita, cianita, epidota, zoisita, piroxeno, hornblenda, dolomita, albita, mica, clorita, calcita, plagioclasa, ortosa y microclina. De acuerdo a esta serie se deduce que el granate puede ser el último mineral en formarse en una roca metamórfica y poseer, a su vez, el mejor idiomorfismo.



Las texturas metamórficas se denominan, en general, cristaloblásticas y el vocablo blasto, ya sea como prefijo, o como sufijo blástico, se utiliza en la mayoría de ellas.

Cristaloblasto Todo mineral originado durante el metamorfismo;

Holoblasto Cristaloblasto que, durante el metamorfismo, surgió como elemento nuevo completamente.

Idioblasto Cristaloblasto con buenas .caras cristalinas.

Xenoblasto Cristaloblasto sin contornos definidos

Pórfidoblasto Cristaloblasto que individualmente tiene mayor tamaño que otros cristaloblastos de la misma roca, de los cuales se dice que forman la matriz o masa básica

Relicto o residuo Resto de mineral que permanece como testigo de la roca original.

Estructuras

Las estructuras de las rocas metamórficas se pueden dividir, de modo general, en masivas o macizas y orientadas o paralelas. Las estructuras masivas se observan en aquellas rocas metamórficas donde la presión dirigida no actuó o actuó muy poco, por ejemplo, en las rocas metasomáticas de los contactos y en las que ocurren en zonas profundas de la corteza terrestre, donde la presión dirigida cede paso a la presión hidrostática.

La inmensa mayoría de las rocas metamórficas presentan estructuras paralelas, cuyos tipos van a depender esencialmente de las texturas determinadas por los minerales componentes, del modo siguiente:

Los minerales lepidoblásticos se presentan orientados con sus superficies aplanadas mutuamente paralelas. O sea, minerales tales como moscovita, biotita, clorita y talco, cumplen esta orientación. El nombre general de esta propiedad es la foliación y las estructuras resultantes se denominan foliadas o esquistosas plano-paralelas.

Algunas rocas presentan bandas alternas de minerales contrastantes que determinan la estructura bandeada. Generalmente una banda contiene minerales organizados según textura lépido o nematoblástica y la otra banda presenta textura granoblástica. (Ver Figura 29)

Figura 29: Estructura bandeada

En oportunidades, en la roca ocurre lineación por causa de cuerpos fusiformes que representan relictos más o menos deformados de la roca primaria, o también, por causa de porfidoblastos orientados. En ambos casos la estructura se denomina lenticular. (Ver Figura 30).

Figura 30: Estructura lenticular.



El término clivaje debe restringirse a las rocas que parten en planos paralelos en superficies muy suaves, como las rocas foliadas con más frecuencia que otros tipos.

Clasificación general de las rocas metamórficas

Las rocas metamórficas se clasifican de acuerdo a los criterios siguientes:

a) composición mineralógica, determinada fácilmente por métodos petrográficos, que puede proporcionar una excelente información sobre la roca original, así como de los procesos metasomáticos;

b) textura y estructura, mediante las cuales se pueden analizar las pertenecientes a la roca original, y, lo que es más importante, representan los testigos de las condiciones físicas del metamorfismo;

c) composición química, los datos obtenidos brindan la información más completa de la roca original, así como del metamorfismo sufrido;

d) condiciones de yacencia, que contribuyen a establecer los tipos de presión y temperatura responsables de la construcción de las rocas metamórficas implicadas

La clasificación que aparece a continuación refleja los nombres más universalmente establecidos, destacándose las rocas que se han reportado en Cuba.

Pizarras. Son rocas de grano finamente escamoso, con esquistosidad perfecta, que es conocida como foliación pizarrosa. Se deben en la mayoría de los casos al metamorfismo regional de las rocas sedimentarias de grano fino, con producción de minerales tales como clorita. En Cuba ocurren pizarras negras de foliación notable en la denominada Formación San Cayetano, en la provincia de Pinar del Río.

Filitas. Con propiedad, son rocas similares a las pizarras, pero de grano más grueso, debido a un metamorfismo más avanzado o más intenso. Las micas embrionarias o la clorita les comunican un aspecto lustroso a sus superficies, las cuales a menudo presentan una esquistosidad ondulada. En Cuba se pueden estudiar filitas de este tipo, tanto en San Cayetano, como en los macizos metamórficos del Escambray y de la Sierra del Purial.

Esquistos. Son rocas metamórficas, en las cuales la esquistosidad es notable, y sus granos son lo suficientemente grandes como para identificarse macroscópicamente. Los minerales micáceos son muy abundantes y de aquí el nombre tan generalizado de micasquistos, micacitas o esquistos micáceos. Los esquistos son los productos más desarrollados del metamorfismo regional (en una época las rocas metamórficas se denominaron colectivamente esquistos cristalinos). Esquistos de variadas composiciones se encuentran en Cuba en los macizos metamórficos del Escambray e Isla de la Juventud.

Esquisto arcilloso. Representa la transición entre los procesos diagenéticos sedimentarios y el metamorfismo. En esta roca existe mucha arcilla, pero orientada según esquistosidad incipiente. Asimismo, clorita y/o sericita (forma embrionaria de la moscovita) pueden ocurrir orientadas en la roca, aunque en cantidades muy reducidas.

Esquistos cloritico y/o sericítico. Esquistosidad bien definida por clorita y/o sericita, sin relictos de minerales arcillosos.

Esquisto micáceo. La esquistosidad es notable y sus granos grandes permiten la identificación macroscópica. Es abundante en los macizos montañosos del Escambray e Isla de la Juventud.



Neises. Se define como una roca fanerítica feldespática y cuarcífera con estructura bandeada irregular, a causa de los minerales máficos acompañantes, y cuya composición global corresponde a la de un granito ígneo. De acuerdo a esta definición, los neises presentan una esquistosidad pobre, debido a la escasez de los minerales micáceos.

Los neises representan el producto del metamorfismo regional de grado más alto, ocurriendo generalmente a grandes profundidades en la corteza terrestre. En Isla de de la Juventud se han definido algunas rocas como neises, pero representan condiciones de presión y temperatura diferentes a los neises clásicos.

Cataclasitas y milonitas. Son los productos del metamorfismo dinámico causado por los fuertes efectos de la presión dirigida. Se trata de rocas muy trituradas, a menudo orientadas, con algunos procesos de cristalización inicial. Las cataclasitas son de grano más grueso en comparación con las milonitas, que pueden ser hasta politomorfas. Macroscópicamente son indistinguibles de los productos clásticos sedimentarios. En Cuba se observan, frecuentemente, en las zonas de fallas y grandes dislocaciones tectónicas.

Cuarcitas. El nombre cuarcita se aplica a toda roca metamórfica compuesta esencialmente por cuarzo fuertemente recristalizado, dispuesto en un mosaico granoblástico que puede ser tanto fanerítico como afanítico. Las cuarcitas proceden generalmente del metamorfismo regional de las areniscas cuarcíferas. En la provincia de Pinar del Río abundan las cuarcitas con diferentes grados de metamorfismo intercalados en las pizarras y filitas de la Formación San Cayetano. Asimismo, existen cuarcitas muy compactas en los macizos metamórficos de Isla de la Juventud y el Escambray.

Mármoles. Son rocas metamórficas compuestas por calcita o dolomita procedentes de la recristalización de calizas y dolomitas durante el metamorfismo regional o de contacto. Generalmente tienen una textura granoblástica bien visible, a veces algo sacaroidal. En Cuba se conocen bien estas rocas en Isla de la Juventud y también en el Escambray, donde existen, desde calizas marmolizadas hasta mármoles verdaderos.

Anfibolitas. Estas rocas se componen esencialmente de hornblenda con plagioclasa subordinada. A diferencia de los esquistos hornbléndicos, presentan estructura masiva. Constituyen el producto del metamorfismo regional de rocas ígneas básicas, tales como gabros y diabasas. En el macizo del Escambray se encuentran anfibolitas, pero con un grado de metamorfismo inferior al de las anfibolitas típicas.

Serpentinitas. Son rocas constituidas predominantemente por el grupo de minerales que se conocen colectivamente con el nombre de serpentina (crisotilo, antigorita, etc.). Las serpentinitas proceden del automorfismo de las peridotitas, proceso que se registra a lo largo de toda Cuba.

Skarns. Traducido por escarno, el skarn, más que una roca representa un proceso metasomático que ocurre característicamente en el contacto de rocas granodioríticas con las calizas encajantes, originando frecuentemente minerales tales como granates, epidota, magnetita y/u otros elementos metálicos que pueden constituir valiosos yacimientos. En el sur de las provincias orientales se encuentran yacimientos de este tipo, siguiendo un modelo que se acerca bastante al skarn clásico.

Rocas orto y parametamórficas. Si una roca metamórfica determinada se deriva de una roca ígnea, el producto resultante se le puede anteponer el prefijo orto: ortoesquisto, ortoneis. En cambio, si la roca primaria fue sedimentaria, se le puede anteponer el prefijo para: paraesquisto, paraneis. Pero la costumbre no parece haber implantado aún el uso de tales prefijos y, en la mayoría de los informes, se describen esquistos o neises simplemente.



Zonas del metamorfismo

El metamorfismo aumenta con la profundidad en razón directa al incremento de la temperatura y presión. De este modo, pueden establecerse diferentes zonas en la corteza terrestre de acuerdo a los tipos metamórficos más comunes que existen a las profundidades correspondientes. Se han establecido tres zonas, conocidas como zonas de Grubenmann, denominadas epizona, mesozona y catazona.

La epizona o zona superior se caracteriza por condiciones de fuerte presión dirigida y baja temperatura; la mesozona o zona media, por temperatura alta y predominio de la presión dirigida sobre la hidrostática; por último, la catazona se caracteriza por elevadísimas temperaturas y presión hidrostática predominante.

Es decir, en la epizona se originarán rocas con deformaciones mecánicas producidas por trituración, pero con poca recristalización; en la mesozona habrá una recristalización considerable y los componentes se dispondrán según estructuras paralelas, abundando los minerales laminares y fibrosos; en la catazona la recristalización será total, produciendo texturas granulares similares a las de las rocas ígneas. Como podrá apreciar, las zonas corresponden aproximadamente a los tipos de metamorfismo cataclástico, regional y plutónico, respectivamente.

Ejercicios:

1. Pueden las rocas metamórficas contener restos fósiles. Argumente su respuesta.

2. Solicite a su profesor una muestra de roca sedimentaria.


b. Determine su dureza.

3. Localice y nombre las rocas metamórficas que están más próxima a su centro de estudio. Para ello puede auxiliarse del Mapa Geológico de Cuba. Averigüe además:

a. Cuál es la composición mineralógica predominante.

b. Edad geológica de las mismas.

c. Tipo de metamorfismo que presentan.



Variaciones del ciclo de las rocas

El ciclo de las rocas ilustra la transformación de cada uno de los tres tipos básicos de

rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) en alguno

de los otros dos o incluso de nuevo en su mismo tipo.

Los sedimentos compactados y cementados forman rocas sedimentarias

que, por efecto del calor y la presión, se transforman en

metamórficas; los materiales fundidos y

solidificados forman las rocas ígneas.

Figura 31: El ciclo de las rocas.

El orden de este ciclo no es rígido. Una roca ígnea, por ejemplo, puede transformarse en metamórfica por efecto del calor y la presión sin pasar por la fase sedimentaria. Asimismo, las rocas sedimentarias y metamórficas pueden convertirse en material que forma nuevas rocas sedimentarias.

El ciclo clásico de las rocas que se acaba de describir se ha puesto recientemente en relación con la tectónica de placas. El ciclo comienza con la erosión de un continente. El material del continente se acumula en sus bordes y se puede compactar por litificación y transformarse en roca sedimentaria. Con el tiempo, el borde continental se transforma en borde de placa convergente (es decir, empujada contra otra placa). En esta línea, las rocas sedimentarias pueden transformarse por efecto de las altas presiones en cinturones de rocas metamórficas.

Pero poco a poco los sedimentos que no han formado montañas se ven arrastrados por subducción hacia el fondo de la corteza. Allí sufren un metamorfismo aún mayor, hasta alcanzar grados de presión y temperatura tan elevados que se funden y se convierten en magma. Éste a su vez se convierte en roca ígnea que puede volver a la superficie terrestre, bien en forma extrusiva, a través de un volcán. La meteorización y la erosión atacan las rocas ígneas, las transportan hasta el borde continental y el ciclo comienza de nuevo.

Como podrá apreciar el ciclo de las rocas atestigua el movimiento constante que ocurre en la corteza terrestre, ya que cada roca se altera y reorganiza y se construye una nueva a expensas de otra destruida, originándose nuevos y múltiples ciclos que se han sucedido en el transcurso de la historia geológica de la Tierra.



Tema 4. Formaciones geológicas.

Un estrato (capa) es una unidad sedimentaria continua la cual es homogénea y está separada de los depósitos arriba y abajo por discontinuidades. Estas discontinuidades están marcadas por cambios en la composición y son denominadas como planos de estratificación. La superficie más baja de la capa es nombrada la base, y el límite superior es el tope o techo.

Los cambios en la sedimentación pueden ser graduales o abruptos si ellos producen un paso entre las capas que son progresivos o repentinos. En adición las superficies de estratificación están a menudo cubiertas por estructuras sedimentarias, ondulaciones, huellas de desecación, huellas de actividad biológica, marcas de corrientes, que pueden ser usadas para estudiar el ambiente de deposición. Las intercalaciones son de mm o cm, ellas pueden presentarse plana o en estratificación angular y a menudo con carácter pizarroso. El término veta, filón u horizonte es casi un sinónimo con el de capa.

El espesor de las capas varía desde unos pocos centímetros a varios metros y a veces decenas de metros. Una capa individual puede estar compuesta por un gran número de laminaciones a escala de mm.

Una simple capa puede tener continuidad por una gran distancia (10 km o más) sin tener cambios significativos en su naturaleza o espesor, éste es el caso particular para depósitos de medio ambiente de baja energía los cuales son amparados de corrientes y de olas de agitación, consecuentemente el tamaño de los granos de las rocas es muy fino (esquistos, silicita, calizas con soporte de lodo, yeso). Por otro lado algunos depósitos muestran interrupciones en el paralelismo de las capas. Las capas se acuñan a una forma lenticular o cuerpos irregulares de extensión limitada con estratificación oblicua o cruzada.

Tiempo requerido para la deposición de una capa.

Esta no es una simple relación entre el espesor de una capa y el período de tiempo necesario para la deposición de los sedimentos. Una unidad de varios metros de espesor de conglomerado o arenisca puede ser depositada en un período de pocas horas a partir de una corriente turbidítica. El mismo espesor de mudstone calcáreo puede requerir varios cientos de miles de años por la acumulación de fragmentos planctónicos.

Después de ésta introducción necesaria, se pasa a definir que es:

Formación: La formación es la unidad básica litoestratigráfca, es definida como un “set” (estudio) de estrato el cual puede ser distinguido de las unidades arriba y abajo por una litología o una asociación de litologías.

Miembro: Varios miembros pueden ser reconocidos dentro de una formación, estando compuesto por uno o varias capas.

Grupo: Varias formaciones contiguas pueden ser incorporadas a un grupo.

Una formación es a menudo nombrada por una localidad geográfica cercana, donde fue primeramente, identificada y descrita (Ejemplo. Formación Vía Blanca. Formación Cifuentes), algunas veces se sigue un término litológico (Ejemplo: Calizas en Martín Mesa de K2

cp-m, marga Luyanó del Paleoceno. Caliza Güines del Mioceno Medio), por el nombre de un fósil (Ejemplo: Margas del Ostrea acuminata. Calizas Archaeocyathus.



Concepto de facie: En facie se toma e incluye aquellas características de una roca sedimentaria o unidad la cual es el resultado de las condiciones del medio ambiente (geográfica, climática, topográfica, físico-química y biológica) que existe en el lugar de deposición.

� Litofacie: Ejemplo. Facie arcillosa, facie carbonatada, caliza oolítica, etcétera. Corresponde a una bien definida e identificable roca tipo.

� Biofacie: Ejemplo: Criadero de ammonite, foraminífero y algal calizas, se refiere al contenido dominante de fósiles en la roca.

Secuencia sedimentaria: Una secuencia es otra unidad fundamental cuyo uso en el análisis de los terrenos sedimentarios ha probado su utilidad. Formaciones y miembros no son necesariamente homogéneos en su litología, ellos pueden mostrar una sucesión de unidades la cual gradualmente sigue a la otra, o en la cual son superimpuesto sin que haya una ruptura importante en la sedimentación.

Cuando se mira una serie de terrenos, las diferentes escalas de observación, lideran el reconocimiento de varias órdenes de secuencia:

1er Orden de secuencia Una capa o estrato.

2do Orden de secuencia Formación (ciclo elemental)

3er Orden de secuencia Formación (secuencia deposicional).

4to Orden de secuencia Grupo de formaciones (megasecuencia).

Finalmente Arthur Holmes, comparando las divisiones de los estratos con las de un libro, los subdivide de la siguiente manera:

Figura 32: Comparación entre las divisiones de los estratos y las de un libro.

Principales formaciones geológicas en Cuba.

Formación Constancia: Jurásico Superior Oxfordiano-Kimmerigdiano (J3ox-km) Arcilla-Argilita esquistosa a gris oscuro a negra y limo-argilita cuarcífera con cemento calcáreo-arcilloso. Las arcillas son estériles y las calizas contienen fragmentos de ammonites y otros moluscos. Cortada por los pozos profundos en los yacimientos Boca de Jaruco. Yumurí. Varadero. Contacto Inferior y Superior tectónico. Espesor. 200 metros.

Formación Cifuentes: Jurásico Superior Kimmerigdiano-Tithoniano(J3Km-th) Mudstone calcáreo y subordinado wackestone de bioclastos. Cortada por la mayoría de los pozos en todos los yacimientos de la costa Norte (Play Franja de crudos Pesados). Fauna. Foraminíferos bentónicos.

Formación Ronda: Cretácico Inferior, pisos: Berriasiano, Valanginiano Tithoniano (K1

ne(be-v)) Microfacies de mudstone calcáreo, wackestone bioclástico, pedernal y argilita, color pardo oscuro a negro, muy bituminosas. En los afloramientos del bloque 9 se disponen casi verticales. Cortada por la mayoría de los pozos perforados en los yacimientos Varadero, Camarioca, Guásimas y otros de la provincia Matanzas. También en el yacimiento Boca de Jaruco. Puerto Escondido. Fauna Calpionélidos calcáreos y Nannoconus.

GRUPO SISTEMA SERIE FORMACIÓNVolumen Capítulo Sección Párrafo



Formación Santa Teresa: Cretácico Inferior, pisos: Aptiano - Albiano(K1ap-al) Turbiditas siliciclásticas compuestas por intercalaciones de Radiolaritas, rocas silíceos-arcillosas, limolitas en menor cantidad mudstone. Colores pardo carmelitosas a veces verdosas. Intensamente plegadas. Fauna: Radiolarios y escasos foraminíferos planctónicos.

Formación Carmita: Cretácico Inferior. Albiano tardío-Cretácico Superior (Cenomaniano-Turoniano)(K1al-K2cm-t). Calizas estratificadas de color gris claro, (wackestone, bioclástico, radiolario y el nannocónico). Hay pedernal negro. Fuertemente brechadas por tectonismo. Fauna: Nannoconus, radiolarios. Cortada por los pozos perforados en los yacimientos Boca de Jaruco, Yumurí, Guásimas, Camarioca, Cantel. Aflora en las provincias Occidentales y Centrales. Espesor: 200 m.

Formación Vía Blanca: Cretácico Superior (Campaniano-Maestrichtiano Inferior) (K2

(cp-m1)).Sedimentos flyschoides constituidos por ritmos de aleurolitas, argilitas,

areniscas polimícticas y grauvaquicas, con finas intercalaciones de margas, de color claro. Son comunes las intercalaciones de conglomerados polimícticos, abundantes clastos volcánicos de peridotitas y gabros serpentinizados. (Conglomerados Bahía).Afloran en gran parte de la provincia Habana y Matanzas, y cortada por los pozos perforados en todos los yacimientos de la costa Norte de Habana y Matanzas. Sus espesores son variables desde 500 hasta 1200 m.

Formación Bacunayagua: Cretácico Superior (Campaniano Inferior) (K2 (cp1)). Arenisca cuarzosa, conglomerados y capas de caliza escasas, arenisca y grauvaca arcósica, color general gris hasta casi negro, rosado cuando presenta fragmentos de feldespatos potásicos. Espesor entre 20 y 180 m. Cortado por la mayoría de los pozos perforados en todos los yacimientos de la costa Norte de la provincia de Habana y Matanzas. Localidad tipo en la carretera Vía Blanca al Sureste de Puerto Escondido.

Formación Canasí: Paleoceno Superior (Þ13). Conglobrechas, grauvacas con matriz de

creta, cretas y pedernales. Las conglobrechas y grauvacas contienen clastos de rocas de diferentes edades, que se asocian a la Formación Cifuentes que van desde el Kimmerigdiano hasta el Neocomiano.

Formación Vega Alta: Paleoceno Medio-Eoceno Inferior Temprano (Þ12-Þ2

1a). Intercalaciones de calizas arcillosas, calizas organógenas, margas, limolitas y arcillas, predominando estas dos últimas, el paquete superior presenta olistolitos de calizas pre-terciarias, así como fragmentos de rocas del terreno Zaza. Espesor variable, desde 25 m hasta 400 m, promedio 200 m. Cortado por la mayoría de los pozos perforados de los yacimientos de la costa norte de las provincias de Habana y Matanzas. No sé correlaciona con afloramientos en superficie, aunque se puede parcialmente con las Formaciones Apolo, Alkázar.

Formación Jaruco: Mioceno Inferior (N11).Calizas arcillosas y margas en capas gruesas. Colores claros. Espesor superior a los 100 m. Fauna de facies pelágicas (Globigerinas) y someras (Foraminíferos, ostrácodos). Amplia distribución en las provincias occidentales, también se extiende hasta las provincias centrales y orientales.

Formación Güines: Mioceno Medio parte alta (N12b).Calizas generalmente masivas, organógenas, presentan carso bien desarrollado. Coralinas organógeno-detríticas, dolomitizadas, arcillosas. Espesor hasta 240 m. Fauna de aguas someras y arrecifes coralinos, algas calcáreas. Moluscos, Equinodermos, ostrácodos. Localidad tipo. Al Sur de Güines, llanura más allá del río Mayabeque por el camino entre Güines y playa del Rosario. Amplia distribución en todo Cuba, regiones cercanas a los litorales Norte y Sur de la Isla y cayos adyacentes y zona sur de Isla de la Juventud.



Ejercicios:

1. ¿Qué un estrato o capa?

2. Defina el concepto de formación.

3. Defina el concepto de facie.

4. ¿Cuáles son las principales formaciones de Cuba desde el punto de vista petrolero?



Tema 5: Propiedades de las rocas reservorios.

Todas las rocas tienen dos propiedades fundamentales. Estas propiedades básicas son composición y textura, las rocas consisten de ciertos minerales agregados en determinada forma. Todas las demás propiedades, como estructura, densidad, color, propiedades eléctricas, porosidad, permeabilidad son derivadas de éstas dos características básicas.

Porosidad

La porosidad (Φ)es la característica física más conocida de un yacimiento de petróleo. Determina los volúmenes de petróleo o gas que pueden estar presentes, y todas las operaciones de recuperación se basan en la determinación de su valor.

La porosidad de un material se define como la fracción del volumen total de la roca no ocupada por el esqueleto mineral de la misma. En los yacimientos de petróleo, la porosidad representa el porcentaje del espacio total que puede ser ocupado por líquidos o gases. Dicha propiedad determina la capacidad de acumulación y generalmente se expresa como porcentaje, fracción o decimal. Existen dos clases de porosidad: Absoluta y efectiva: Porosidad absoluta es el porcentaje de espacio total con respecto al volumen total de roca, sin tener en cuenta si los poros están interconectados entre sí o no. Una roca puede tener una porosidad absoluta considerable y no tener conductividad de fluidos por la falta de comunicación entre ellos. Ejemplo: La arcilla (40-50%), la lava y otras rocas ígneas con porosidad vesicular.

La porosidad efectiva es el porcentaje de espacio poroso intercomunicado con respecto al volumen total de la roca. Por consiguiente es una indicación de la conductividad de los fluidos, aunque no es una medida de ellos necesariamente.

La porosidad efectiva es una función de muchos factores litológicos. Los más importantes son: Tamaño de los granos, empaque (distribución) de los granos, cementación, meteorización y lixiviación, cantidad y clase de arcillas y estado de hidratación de las mismas.

Los métodos empleados para determinar porosidad experimentalmente se pueden dividir en dos clases: Los diseñados para medir la porosidad efectiva y aquellos para medir la porosidad total.

Factores geológicos que afectan la porosidad: La porosidad es una propiedad de las rocas de gran importancia en los yacimientos de gas y de petróleo, ya que determinan la capacidad de acumulación de fluidos.

La porosidad en los sedimentos se forma y se reduce o elimina por procesos geológicos naturales. La existencia de la porosidad primaria y secundaria se debe a condiciones geológicas.

La porosidad primaria resulta de los vacíos que quedan entre los granos y los fragmentos minerales después que se acumulan como sedimentos.

La porosidad secundaria resulta por la acción geológica tales como lixiviación, fracturación después de la litificación de los sedimentos.

La porosidad intergranular es el espacio neto que queda después que la porosidad inicial ha sido reducida por agentes geológicos, como consolidación, cementación, recristalización, granulación, trituración, etcétera, en el caso de las areniscas.



Porosidad de las calizas: Se diferencia de las areniscas, mientras en estas se espera un alto grado de continuidad horizontal el desarrollo de porosidad en rocas de carbonato es de extensión limitada tanto horizontal como verticalmente. La porosidad promedio de una caliza es generalmente inferior a la de una arenisca. La porosidad en los carbonatos puede ser primaria o secundaria.

La porosidad primaria puede resultar de:

1. Vacíos intersticiales entre granos clásticos de una roca detrítica de carbonato, tal como en conglomerados, brecha, coquina, oolita, creta.

2. Vacíos formados de esqueletos cuando se remueve materia orgánica de corales y algas calcáreas.

3. Vacíos intercristalinos formados en calizas cristalinas a lo largo de planos de clivaje y por diferencia en el tamaño de los cristales.

Los yacimientos de petróleo y gas con porosidad primaria sólo son importantes en el caso de las cretas.

La porosidad secundaria puede originarse de:

1. Diaclasas causadas por consolidación, contracción, esfuerzos tectónicos o cambios mineralógicos. En las crestas de los anticlinales hay gran fracturación.

2. Acción de lixiviación por aguas subterráneas. La porosidad en la mayoría de los yacimientos de calizas se debe a este tipo.

3. Dolomitización. Sustitución de calcio por magnesio, aumenta la porosidad.

Las calizas tienen más de un sistema poroso, generalmente intergranular, de fracturas y vugular.

La mejor forma de estudiar una roca almacén es por medio de núcleos obtenidos durante la perforación. Estos núcleos permiten obtener datos cuantitativos respecto a la porosidad, permeabilidad y saturación de petróleo (porcentaje de espacios vacíos ocupados por el petróleo). El procedimiento es cortar pequeños cubitos. Estos cubitos se cortan paralela y normalmente a los planos de estratificación. La porosidad y restantes datos se determinan a partir de ellos.

Permeabilidad

La permeabilidad de una roca se define como la capacidad que tiene de dejar pasar los fluidos a través de la red de poros o fracturas interconectados. Un medio tiene una permeabilidad de un milidarcy si deja pasar un milímetro por segundo de un fluido de 1 centipoise de viscosidad a través de una sección de 1 cm2 de la roca bajo un gradiente de presión de 1 atm/cm.

Factores geológicos que afectan la permeabilidad específica:

La permeabilidad es una función del tamaño y forma de los poros y a su vez estos dependen de las propiedades geométricas de los granos minerales y de su distribución. Por lo tanto la permeabilidad también es función del empaque de los granos, de la textura y de la cementación

La presencia y clase de arcilla influye en la permeabilidad:

Grado de fracturación de las rocas:

� Fracturación debido al tectonismo, uno de los factores más importantes.



� Procesos diagenéticos.

� Compactación que afecta negativamente, debido a la carga de la sedimentación que hace que disminuya la porosidad con la profundidad,.

Los procesos diagenéticos son los responsables de las transformaciones de los sedimentos carbonatados. Hay dos ambientes diagenéticos importantes:

1. Subsuperficial: Corresponde a cualquier alteración que le ocurren a las rocas por debajo de la zona de circulación de las aguas superficiales.

2. Superficial: Ocurren en la superficie o próximo a ésta, como vadosa, marina, meteórico y mixto.

El más importante es el subsuperficial.

Como proceso principal está la fracturación, que afecta todas las rocas en mayor o menor intensidad. Las fracturas se dividen en tres generaciones atendiendo a su orden de aparición y tipo de relleno presente, sin profundizar en este aspecto se plantea que cada una juega un papel en la producción de los pozos. La fracturación y brechamiento es mayor en la cúpula que en los flancos de los pliegues.

Compactación de las rocas:

La compactación de las rocas aumenta con la profundidad y por ello la porosidad es un parámetro que es afectado, disminuyendo desde un 15 % hasta menos de un 5% principalmente a partir de los 2500 metros, siendo más intenso su efecto a partir de los 3000metros.

En las zonas de fallas las rocas se encuentran trituradas, y en algunos casos ocurre microbrechamiento, lo cual incrementa considerablemente la porosidad (25-30%) fundamentalmente a profundidades menores de 2500 metros.

Ejercicios:

1. ¿Cuáles son las propiedades fundamentales de las rocas reservorios?

2. ¿Qué se entiende por porosidad absoluta?

3. ¿Qué se entiende por porosidad efectiva?

4. La porosidad primaria en las calizas ¿De qué puede resultar?

5. La porosidad secundaria en las calizas ¿Cómo puede originarse?

6. ¿Cómo define la permeabilidad?

7. ¿Qué factores geológicos afectan la permeabilidad?

8. ¿Cuáles son los factores que afectan la fracturación de la roca?

9. ¿Dónde es mayor la fracturación y brechamiento de las rocas en el caso de un pliegue?



Tema 6: Trampas de hidrocarburos.

Definición de trampa: Toda anomalía geológica, cuyo origen sea tectónico (pliegue anticlinal, flexión, falla), estratigráfico (acuñamiento, arrecife) o litológico (pérdida de permeabilidad) queda al techo del almacén comprendido en su sentido más amplio de zona donde la porosidad y permeabilidad desaparecen, una forma cóncava hacia la base, puede constituir una trampa (Levorsen, 1956).

Noción de Cierre:

Cierre estructural: (“Structural Closure”), se define sobre el mapa estructural de la trampa: Es igual al desnivel entre el punto más alto de la trampa, su techo (“Top”), y la curva de nivel más baja que se cierra alrededor de él, (FS).

Figura 33: Ejemplo de Noción de cierre y cierre anticlinal.

Cierre práctico: (“Oil column”, “gas column”, o bien “oil and gas column”) que interviene más directamente en la valoración de las reservas, es igual al desnivel entre el techo del almacén y la superficie de separación agua-petróleo o agua-gas (Fp), corresponde a la altura máxima de la zona impregnada, susceptible de ser atravesada por un sondeo implantado en el techo de la trampa, suponiendo que el almacén sea ilimitado hacia la base.

De forma general las trampas son de tres tipos:

1. Trampas estructurales:

Donde intervienen principalmente factores tectónicos, pliegues, fallas y sus combinaciones.

2. Trampas estratigráficas:

Donde la tectónica no juega un papel importante. Son debido, principalmente a fenómenos de tipo litológico (pérdida de permeabilidad), sedimentario (acuñamientos sedimentarios, lentes, arrecifes) y paleogeográficos (acuñamientos de erosión, paleocadenas).

3. Trampas mixtas o combinadas :

Donde intervienen, en partes sensiblemente iguales, las deformaciones estructurales y las variaciones estratigráficas o litológicas.

En la categoría de las trampas estructurales, se sitúan:



Las trampas formadas por pliegue anticlinal, son las antiguas que se conocen con mayor antigüedad; son también las más simples, un pliegue anticlinal es una deformación de las capas,.que les da pendientes contrarias, divergentes a partir de su posición más elevada, cóncava hacia la base.

El anticlinal es una deformación más larga que ancha, el domo tiende a ser un círculo, si mira ambos en un mapa estructural.

Las dimensiones y forma, son el resultado a la vez, de la intensidad y orientación de las deformaciones, así con del espesor y naturaleza de las capas sedimentarias afectadas.

Figura 34: Ejemplo de trampas estructurales.

Los fenómenos creadores de las deformaciones anticlinales pueden deberse a la tectónica tangencial. Se desarrolla en el borde de las cadenas montañosas, donde los esfuerzos tectónicos han sido particularmente importantes y han actuado sobre las series de relleno de las fosas y geosinclinales, la densidad de pliegues es en general muy grande.

Los anticlinales que resultan de una tectónica tangencial importante, son en general muy cerrados, estrechos y asimétricos, presentando buzamientos elevados. Hay niveles plásticos de despegue, cabalgamientos y las fallas numerosas. La estructura profunda es casi siempre más compleja que la estructura de superficie.

Donde intervienen, en partes sensiblemente iguales, las deformaciones estructurales y las variaciones estratigráficas o litológicas.

Las trampas formadas por fallas pueden crear una trampa, al colocar los horizontes-almacén en contacto con un terreno impermeable. Los yacimientos presentan la trampa afectada por fracturas. En regiones relativamente tectonizadas, compartimentan los pliegues.



Hay yacimientos provocados por fallas normales pero sólo lo mencionaremos.

Las fallas inversas también forman trampas. Suelen aparecer en regiones fuertemente tectonizadas de estructuras complejas, dividiendo al almacén en compartimentos. Ejemplo: Yacimiento Boca de Jaruco, Yumurí, Puerto Escondido, Seboruco y Varadero.

Trampas que combinan Fallas y Anticlinales.

Pueden existir trampas bien cerradas, en las zonas con estructuras en escamas o mantos de corrimientos: Ejemplo: Yacimiento de la franja Norte de Crudos Pesados

Figura 35: Corte a través del campo de Turner Valley, Canadá.

Trampas Estratigráficas (Acumulación de hidrocarburos sin deformación estructural): Son el resultado de cierto volumen de roca almacén aislada por formaciones impermeables tanto vertical como lateralmente. Se debe a variaciones en la composición de los sedimentos o a la naturaleza litológica de las formaciones:

� Variaciones de facies, con paso lateral gradual o brusco de un horizonte poroso y permeable a un conjunto compacto e impermeable (Cuerpo arenoso en una masa arcillosa, caliza arrecifal porosa que pasa lateralmente a facies más finas), (a, b).

� Variaciones de los caracteres petrográficos de una formación que conserva sin embargo una litología sensiblemente similar (arena que se va haciendo arcillosa o se cementa) (c).

� Acuñamiento de un horizonte-almacén en una formación impermeable, transgresiva o discordante (d, e).

� Aparición local de una zona porosa en un conjunto compacto, por efecto de una modificación química (dolomitización) (f) o de una alteración (Karstificación) (g).

Una trampa estratigráfica se referirá a una de estas anomalías o a la combinación de varias de ellas.

A la categoría de trampa estratigráfica primaria está condicionada la presencia de un cuerpo poroso y permeable de tamaño limitado. La trampa existe desde el momento en que se acaba la sedimentación del almacén y los acontecimientos posteriores no tienen influencia en su propia existencia.



Figura 36: Esquema de los principales tipos de trampas estratigráficas:

A la categoría de trampa estratigráfica primaria está condicionada la presencia de un cuerpo poroso y permeable de tamaño limitado. La trampa existe desde el momento en que se acaba la sedimentación del almacén y los acontecimientos posteriores no tienen influencia en su propia existencia.



Las trampas estratigráficas secundarias, son las que se crean posteriores a la sedimentación, y a veces incluso a la diagénesis. Se incluye por una modificación físico-química de las rocas (dolomitización), y las que resultan de una discordancia, acompañada o no de alteración (acuñamiento o paleorelieve)

Los cuerpos arenosos, pueden estar formados en condiciones diversas. Se clasifican en:

� Arenas fluviales:

o Depositadas en medio fluvial propiamente dicho, canales y terrazas.

o Depositadas en medio mixto, estuarios y deltas.

� Arenas eólicas:

o Arenas de playas.

o Arenas que forman cordones o barras litorales.

o Arenas depositadas en condiciones batimétricas más profundas, sobre o en la proximidad de relieves submarinos.

o Arenas de medio profundo, llevadas por corrientes de turbidez.

Trampas estratigráficas primarias en serie carbonatada: Las trampas estratigráficas están ligadas a la presencia de una roca con características primarias de porosidad y permeabilidad y estas a la formación bioquímica de las calizas. La mayor parte de los yacimientos atrapados estratigráficamente en calizas, se encuentra en realidad en formaciones calcáreas arrecifales.

Un arrecife es un conjunto de rocas sedimentarias, grande o pequeño, compuesto por restos de organismos de tipo colonial, que vivían cerca o bajo la superficie de las aguas, principalmente marinas. Se desarrolla verticalmente en proporciones relativamente más importante que los sedimentos encajantes. Los arrecifes están caracterizados por la ausencia de estratificación bien definida.

Se conocen construcciones arrecifales desde el Precámbrico a la actualidad. En el Jurásico Superior se conocen en Europa Occidental.

En el Cretácico se conocen en México en los campos de la Faja de Oro.

En el Terciario en Irak (Eoceno-Oligoceno de Kirkuk). Irán y Turquía.

Otras trampas estratigráficas primarias: Son las que se encuentran en serpentinitas fracturadas, el aislamiento y su cierre, están asegurados por los sedimentos que la rodean.

Trampas estratigráficas Secundarias: Son resultados de fenómenos posteriores a la sedimentación y diagénesis, que crean bien la aparición de un almacén local en el interior de una formación inicialmente impermeable, o bien un cierre por depósito de una cobertura sobre un almacén existente, pero no protegido. Los dos fenómenos pueden combinarse.

En el primer caso se tiene un ejemplo por alteración de la caliza a dolomita. Yacimiento de Deep River en Michigan

Trampas mixtas: Se agrupan en los yacimientos de trampa mixta, todos los yacimientos en los que la acumulación está controlada en partes sensiblemente iguales por factores estructurales y estratigráficos. Ejemplo: La estructura anticlinal, controla la acumulación, pero el almacén ha sido creado en parte por una dolomitización tardía.



Figura 37: Yacimiento de Parentis, Francia.

� En West Guara, en el este de Venezuela, la acumulación está controlada a la vez estructural y estratigráficamente. Los canales arenosos que constituyen el almacén, están en realidad truncados por fallas normales.

� En Villemer, en la cuenca de Paris, el lente calcáreo productor, está localizado en la proximidad del techo de la estructura. Si el nivel almacén estuviera ausente, no habría allí trampa, pero inversamente, parece que su presencia está ligada al movimiento tectónico responsable de la estructura.



Figura 38: Región de VILLEMER, Francia

Las lentes (en este caso olistolitos) con características de roca colectora (roca almacén) fue alimentado de hidrocarburos por fallas transcurrentes que sirvieron de vía en la etapa tardía de la orogenia Ejemplo: Lentes en la Formación Vega Alta (Yacimientos: Boca de Jaruco, Yumurí y Varadero)

Profundizando en éste concepto, las estructuras en vías de formación, traen como consecuencia, el depósito de rocas particulares a menudo porosas, responsables de la presencia de trampas estratigráficas, e inversamente, las zonas de sedimentación particular -las líneas de cambio de facies, por ejemplo-, son a menudo líneas de debilidad, donde se localizan las deformaciones estructurales.

Domos de sal

Cuando una capa de sal suficientemente potente se encuentra cubierta por un espesor considerable de sedimentos, puede encontrarse en desequilibrio, y si se presentan condiciones favorables, ascender hacia la superficie, dando lugar a los domos de sal, creadores de diversas trampas, los que aparecen solamente donde el espesor de sedimentos es grande, es decir, donde las posibilidades de formación de una cantidad notable de hidrocarburos son importantes.

Exploración de los domos de sal: Los primeros yacimientos sobre domo de sal, fueron descubiertos gracias a la presencia de indicios superficiales, debido a las migraciones a lo largo de las fracturas que accidentan siempre los terrenos por encima de la sal. También por el abombamiento de la superficie o por el contrario por una depresión debido a la disolución de la sal.

La fotogeología permite delimitar las zonas circulares, debido al contraste de una diferencia de altitud de una variación en la vegetación.

La gravimetría por el contraste de densidad con los sedimentos vecinos da un mínimo gravimétrico.

La sísmica pone en evidencia los domos profundos, gracias a las deformaciones de los terrenos que cubren la sal.



Ejercicios:

1. ¿A qué se llama trampa de hidrocarburo?

2. ¿Qué se extiende por cierre estructural de las trampas?

3. De forma general ¿Cuántos tipos de trampas existen?

4. Mencione que yacimientos en Cuba tiene trampas de tipo estructural

5. Mencione que yacimiento en Cuba tienen trampa de tipo mixtas.



Tema 7: Formación de un yacimiento de petróleo.

Concepto: El petróleo es la respuesta a los cambios físico-químicos de la materia orgánica, soterrada en sedimentos, a través del tiempo geológico.

Figura 39: Formación de hidrocarburos.

Composición: El petróleo está compuesto de cuatro fracciones derivadas de la transformación de sustancias orgánicas presentes en el zooplancton, fitoplancton, algas, bacterias y plantas superiores.

Figura 40: Composición del petróleo.

Característica de los hidrocarburos de origen marino:

� Mayor concentración de fracciones livianas.

� No parafinosos.

� Baja concentración de asfaltenos.

Característica de los hidrocarburos de origen continental:

� Mayor concentración de fracciones pesadas.

� Generalmente parafinosos.

� Concentración de asfaltenos variables.

Origen: El petróleo tiene como fuente fundamental de origen a la materia orgánica acumulada en rocas sedimentarias (lutitas y calizas.)

PRESERVACIÓNTRANSFORMACIÓN

HIDROCARBUROS LÍQUIDOS Y GASEOSOS

MATERIA ORGÁNICA

INCORPORACIÓN A SEDIMENTOS Tiempo

Geológico

INCREMENTO DE PRESIÓN.

INCREMENTO DE TEMPERATURA.

SATURADOS. AROMÁTICOS.

RESINAS. ASFALTENOS.

DESCOMPOSICIÓN TRANSFORMACIÓN MATERIA ORGÁNICA PETRÓLEO



Esta materia orgánica, a través del tiempo geológico y como respuesta a cambios de presión y temperatura, comenzará a generar hidrocarburos líquidos y gaseosos, que tendrán características diferentes, de acuerdo a la materia orgánica que sirvió como precursora de las mismas.

En tal sentido, pueden encontrarse.

� Hidrocarburos de origen marino.

� Hidrocarburos de origen continental.

� Mezclas.

Figura 41: Clasificación de diversos tipos de hidrocarburos según su origen.

Figura 42: Esquema del proceso de generación de hidrocarburos.

MATERIA ORGÁNICA

ACUMULADAS EN

ROCAS SEDIMENTARIA TIEMPO GEOLÓGICO

HIDROCARBUROS

LÍQUIDOS Y

GASEOSOA

PRESIÓN Y TEMPERATURA

ORIGEN MARINO ORIGEN

CONTINENTAL

MEZCLAS

MATERIA ORGÁNICA

INCORPORACIÓN

A ROCAS

SEDIMENTARIAS

COMPACTACIÓN

ZOOPLANCTON FITOPLANCTON BACTERIA

TRANSFORMACIÓN

TRANSFORMACIÓN DE MOLÉCULAS ORGÁNICAS

ALGAS PLANTAS SUPERIORES



Durante la generación de hidrocarburos hay diferentes etapas.

Figura 43: Etapas de la generación de hidrocarburos.

Expulsión: El proceso de expulsión tiene lugar cuando la materia prima que genera los hidrocarburos (Kerógeno), comienza a transformarse en los componentes del crudo (saturados, aromáticos, resinas asfaltenos) y en el gas natural.

Este fenómeno genera sobrepresión en las lutitas o calizas que los contienen y como consecuencia se generan microfracturas, que permiten la expulsión de éstos compuestos, comenzando así la migración.

Figura 44: Esquema que muestra el proceso de expulsión.

Migración: El proceso de migración tiene lugar inmediatamente después del proceso de expulsión.

El proceso de migración está gobernando básicamente por tres factores principales.

Diferenciales de presión (litostática).

� Conductividad entre poros (porosidad ( ), permeabilidad (k).

� Estructuras geológicas (fallas).

Estos factores controlan el movimiento de los fluidos y por ende el llenado y ubicación en compartimientos de los yacimientos que conforman los campos petrolíferos.

CANTIDAD DE HIDROCARBUROS GENERADOS

DIAGÉNESIS ORGÁNICA

(CAMBIOS BIOQUÍMICOS)

GAS SECO

PETRÓLEO

(CATAGÉNESIS, CAMBIOS FÍSICO-QUÍMICOS)

GAS HÚMEDO

METAGÉNESIS

GAS

BIOGÉNICO

MILES DE

METROS


La determinación de las vías de migración de estos fluidos permite disminuir los riesgos en la exploración y explotación de yacimientos maduros.

Figura 45: Esquema que muestra el proceso de migración y la relación con las rocas formadoras del yacimiento.

Acumulación: El proceso de acumulación tiene lugar inmediatamente después de los procesos de expulsión y migración y está relacionado con cambios de porosidad ( ), permeabilidad (k)., asociado a cambios de facies sedimentarias y estructuras geológicas, la acumulación de hidrocarburos puede clasificarse como:

1. Estructural.

2. Estratigráfico.

Integración de procesos: Los procesos de generación de hidrocarburos, producen sobrepresión, lo que conduce al fracturamiento de la roca madre. Esto permite la expulsión de hidrocarburos, los que posteriormente migran por las fracturas, fallas o zonas de alta porosidad y permeabilidad, acumulándose contra barreras o zonas impermeables.

Figuacu

ESTRUCTURAL ESTRUCTURAL.
MIGRACIÓN PRIMARIA
(DESDE)


ra 46: Esquema que integra los procesos de generación, expulsión, migración y

mulación de petróleo.

Secundaria

caliza

lutitaExpulsión

Acumulación

MigraciónRoca madre



A partir de la roca madre caliza o lutita. De ahí el hidrocarburo es expulsado y migra a través de fallas, fracturas o zonas de alta porosidad y permeabilidad, acumulándose en trampas de tipo estructural o estratigráfica.

Ejercicios:

1. ¿Cuál es el concepto de petróleo?

2. ¿Cuáles son las características de los hidrocarburos de origen marino?

3. ¿Cuáles son las etapas en la generación de hidrocarburos?



Tema 8: Origen y búsqueda del petróleo.

En el tema formación de un yacimiento de petróleo, aprendió el concepto de petróleo, composición, su origen, ahora se profundizará sobre otros conceptos relacionados con su origen.

Materia orgánica: La paleoatmósfera terrestre, al estar conformada por grandes cantidades de CO2 , permitió el desarrollo de organismos que utilizaron este gas como fuente de energía y como molécula básica para construir compuestos más complejos, tales como lípidos o ácidos grasos (triglicéridos, glicerol, ácido graso).

Los seres vivos al morir y descomponerse liberan los compuestos orgánicos al ambiente, y al ser incorporados a los sedimentos en condiciones físico-químicas favorables (ambiente anóxico) se convertirán en hidrocarburos líquidos y gaseosos, que conformarán el petróleo. En una atmósfera sin CO2, el petróleo como tal no existiría.

Los compuestos orgánicos al ser liberados al ambiente en condiciones anoxicas, adaptan su estructura a los cambios de presión y temperatura provocados por la subsidencia. Esto genera los hidrocarburos que conforman el petróleo, liberándose CO2, H2O ymetano, como producto final.

Como consecuencia de este proceso se generan hidrocarburos saturados que conforman en la mayoría de los casos el 80% de las fracciones componentes del petróleo, el otro 20% son fracciones, aromáticas, resinas y asfaltenos. Reconociendo el tipo de hidrocarburo saturado, se puede determinar su origen.

Los alcoholes (esteroles) presentan modificaciones, generando una familia muy importante los Biomarcadores, tienen una concentración en el petróleo (<1%), son los que se mantienen estables, sin variar sus estructura molecular básica, permite definir con muy alta precisión el origen de la materia orgánica y su grado de evolución, esto permite establecer la presencia o ausencia de generación de petróleo.

Los ácidos fáticos y húmicos se comienzan a transformar en ¨kerógeno¨ con la profundidad.

El “kerógeno” es la materia prima fundamental para la generación de hidrocarburos líquidos y gaseosos.

Etapas en la transformación de la materia orgánica:

Diagénesis: La materia orgánica comienza a perder H2O y CO2 y se inicia el fenómeno de policondensación (paso previo a la formación del Kerógeno). Este tiene lugar en sedimentos recientes muy cerca de la superficie. Se forma CH4 e hidrocarburos de bajo peso molecular.

Catagénesis: Etapa crítica, el kerógeno comienza a generar hidrocarburos en cantidades apreciables. Gobierna la temperatura, estando su inicio alrededor de los 700 - 800 0C. Al final ocurren cambios en los hidrocarburos generados. Los cambios de temperatura provocan craqueo térmico (disociación por calentamiento a temperaturas y presiones elevadas, 5000 y 50 atm), produciendo petróleos condensados y gas húmedo.

Metagénesis: Es la última etapa, aquí el producto fundamental de dicha transformación es el gas metano. Este indica que en esta etapa ya se ha transformado todo el kerógeno, queda un residuo estéril de alto peso molecular incapaz de generar otro hidrocarburo que no sea CH4.



El kerógeno se clasifica según su fuente de origen. Hay tres tipos, de origen lacustrino (mayor cantidad de hidrógeno), marino (menor cantidad de hidrógeno que el lacustrino), y el terrestre (<% de hidrógeno y mayores porcentajes de oxígeno).

La formación de un reservorio, desde el punto de vista del sistema petrolero es como sigue:

Primero se definirá el concepto de sistema petrolero: Es la relación genética entre la roca madre activa y la acumulación de petróleo y gas e incluye el estudio de los elementos y procesos que son esenciales para que existan acumulaciones de hidrocarburos.

Los elementos son: Roca madre, que puede ser activa, e indica que un volumen continuo de materia orgánica está creando petróleo, por medio de ambos factores, la actividad biológica y la temperatura en un tiempo específico. La roca madre está determinada por el mapeo de facie orgánica (cantidad, calidad y madurez termal) considerándose activa, inactiva o agotada, en base a los datos de la geoquímica orgánica mostrados como registros geoquímicos.

Las rocas madres pueden ser inmaduras, cuando su ubicación en el corte geológico está por encima de la ventana de petróleo en la cual no sé generan hidrocarburos líquidos o se generan hidrocarburos líquidos altamente pesados y sulfurosos. Maduras, cuando se ubican dentro de la ventana de hidrocarburo líquido o del gaseoso. Sobremaduras,cuando se encuentran por debajo de la ventana de gas, por lo que ya han generado todos los hidrocarburos cesando la misma.

Roca reservorio: La porosidad (capacidad de almacenar fluidos), es el parámetro que se utiliza para clasificarlas, esta puede ser primaria o secundaria, como ya se ha visto. A la porosidad primaria se relaciona las rocas clásticas (areniscas, conglomerados o brechas) y se tipifican las porosidades intergranulares y fenestrales. A la porosidad secundaria se relacionan las rocas carbonatadas y volcánicas; y la porosidad fracturada, vugular, móldica, intercristalina. Todo se relaciona con la permeabilidad y calidad del reservorio.

Roca sello: El parámetro más importante para definir un sello es su impermeabilidad también su espesor es importante porque es difícil encontrarse las puras. Las rocas sellos más comunes son: arcilla, sal, anhidrita y las rocas densas de diferentes tipos.

Roca de sobrecarga (enterramiento): Son las rocas que cubren y van enterrando a todas las demás rocas en una cuenca para que se creen las condiciones de generación de petróleo (acción biológica y termal).

Los procesos son:

1. Formación de la trampa: En un tiempo geológico y su relación con su preservación.

2. Generación-migración-acumulación: El cual debe ocurrir en un período breve después de haberse creado todas las condiciones anteriores (roca madre activa, roca reservorio, roca sello, roca de enterramiento, formación de la trampa).

Si el proceso señalado ocurre antes de formarse la trampa o fallar alguna de las condiciones anteriores el petróleo se pierde y puede llegar a la superficie.

Tiempo de preservación:

El tiempo de preservación de un sistema petrolero comienza después que la generación –migración- acumulación ha sido completado, y este llega hasta nuestros días.

Momento crítico:



Es aquel punto en el tiempo seleccionado por el investigador que mejor representa la generación-migración-acumulación de la mayoría de los hidrocarburos en un sistema petrolero.

Fases de la exploración petrolera.

Primera fase: Definición de la existencia de una cuenca sedimentaria con un espesor potente de sedimentos que permita la maduración y expulsión.

Esto se define a partir de estudios regionales o de reconocimiento de gravimetría y magnetometría (a escala pequeña), sísmica de reflexión, levantamiento geológico de superficie, se hacen pozos estratigráficos a otra categoría, levantamiento geomorfológico.

¿Qué conocimientos se obtienen?

1. Confeccionar modelos preliminares de desarrollo de la cuenca, incluyendo los principales momentos de la tectónica, formación de las rocas madres, de los reservorios y de los sellos.

2. Establecer en el corte la edad y litología de los sedimentos que pueden constituir rocas madres, reservorios y sellos.

3. Establecer los tipos de trampas posibles.

El factor económico no es importante.

Segunda Fase: Definición del Sistema petrolero:

Se estudian las rocas madres, reservorio, sello, trampas a un grado de detalle mayor. Después de definida la existencia del Sistema Petrolero, se pasa a la Tercera fase.

En la 2da fase el factor económico tampoco es importante.

Tercera Fase: Determinación de la existencia o no de varios plays.

Se realizan investigaciones geofísicas y geológicas de detalle, que permite establecer dentro de la región las distintas asociaciones de estructuras, reservorios y sellos que juntos constituyen la trampa, con su roca madre lo cual definirá el número de plays existentes.

Se realiza símica 2D. Después de definidos los diferentes plays presentes en el corte se realiza un análisis del sistema petrolero independiente para cada uno de ellos.

Play: Existencia de un grupo de reservorios y prospectos geológicamente similares, básicamente en cuanto a contener el mismo sistema de petróleo y gas, referente a la roca madre-reservorio-trampa.

En esta fase el factor económico es muy importante.

Cuarta Fase: Delimitación de los objetivos (Leads) y los prospectos en incluye la evaluación de los recursos y reservas probables.

Se realiza un estudio integral y multidisciplinario de los factores que inciden en esta evaluación o sea: Estructuración, reservorios y sellos, llenado de las trampas. Cada uno de ellos contempla la evaluación e interpretación de un conjunto de métodos e incluso la ejecución en el campo de algunos de ellos como: Sísmica de detalle (3D), geomorfología, geología, geoquímica, propiedades de las rocas reservorios, ubicación de la cocina de petróleo y vía de migración. Se evalúan los recursos y reservas posibles.



Dentro de los trabajos sísmicos, se realiza un volumen de líneas sísmicas que sea capaz de delimitar estructuras reveladas anteriormente por la sísmica regional, se procesan e interpretan y se definen los cierres de las estructuras. Se delimitan los objetivos y prospectos desde el punto de vista estructural. Una estructura geológica se puede considerar como un prospecto, cuando está cerrada estructuralmente por un horizonte sísmico correlacionado y calibrado como mínimo en tres líneas sísmicas: Dos perpendiculares al rumbo y una longitudinal de amarre por el rumbo.

Objetivo (Lead): Estructuras geológicas identificadas como resultado de las investigaciones geofísicas regionales que presentan una situación favorable “a priori” para continuar sobre ellas, los estudios geofísicos detallados y comprobar su cierre estructural. El objetivo no está preparado para la perforación exploratoria.

Prospecto: Estructura geológica cuyo cierre ha sido comprobado con los estudios geofísicos detallados y está preparada estructuralmente para la perforación exploratoria, si reúne las demás premisas geológicas del sistema petrolero.

En esta fase el factor económico es muy importante

Quinta Fase: Evaluación de las reservas probadas.

Después de definido los prospectos el próximo paso es la perforación exploratoria en el centro de la estructura, cuyo objetivo principal es demostrar la capacidad gasopetrolífera del prospecto revelado lo cual se realiza a través de ensayos durante la perforación y/o posterior a su conclusión y mediante la explotación experimental en un período tal que permita definir parámetros esenciales (Presión de capa, de fondo, R. G. P y otros). En este pozo se recomienda ejecutar perfilaje sísmico vertical P. S. V o (V. S. P) para calibrar las fronteras sísmicas.

En la siguiente figura se observan los principales prospectos petroleros pertenecientes a la franja de crudos pesados.

Figura 47: Esquema que muestra los prospectos petroleros de la franja de crudos pesados.



En caso de demostrarse la existencia de hidrocarburos se calculan las reservas probables para toda la estructura y las reservas probadas en un radio alrededor del pozo, equivalente al radio de drenaje del mismo. Recordar que para calcular las reservas probadas hay que delimitar por perforación los flancos de la estructura, por lo que se perforan varios pozos de evaluación, su número depende de la información sísmica existente. Después de delimitadas las reservas probadas el prospecto pasa a la etapa de desarrollo y explotación.

Ejercicios:

1. ¿Cuáles son los elementos del sistema petrolero?

2. ¿Cuáles son los procesos del sistema petrolero?

3. Cuáles son las fases de la exploración petrolera?



Tema 9: Correlación de pozos

La correlación es de especial valor para el estudio de las características y disposición de las formaciones encontradas en los pozos, éstas se pueden hacer a lo largo de líneas longitudinales o transversales.

Los registros eléctricos y radioactivos, son registros mecánicos que dan las características de cada capa, estas pueden ser copiadas y correlacionadas con otros pozos. En muchos casos el comportamiento de las rocas ante esos impulsos, se identifican más fácilmente que las características visuales y litológicas, además se pueden seguir lateralmente.

Con las muestras superficiales el geólogo rara vez ve el espesor de las capas, sin embargo con los registros geofísicos si se puede. También se puede identificar anomalías típicas. La combinación de muestras con los registros da al geólogo una poderosa herramienta para la correlación de varias capas.

La referencia más comúnmente usada en los registros para los esquemas de correlación es el nivel del mar. Por ejemplo todos los pozos cercanos se refieren a una profundidad determinada (-400 m), independientemente de la cota topográfica que tenga el pozo en cuestión.

Para estudios especiales en la geología histórica o para el estudio de aspectos individuales de la sedimentación y el medio ambiente deposicional puede ser conveniente el uso de una en particular u horizonte como dato de referencia. Esto proveerá de una información significativa sobre la relación deposicional de capas por arriba y por debajo de la capa de referencia. Por ejemplo uno puede elegir la discordancia entre una capa y otra como línea de referencia. Esto debe ilustrar la característica y configuración de las rocas que se depositaron antes y después de ocurrida la discordancia. Tal nivel de referencia no tiene en cuenta la actual disposición estructural o la altitud de las capas.

Construcción de los esquemas de correlación:

1. Se prepara en una pequeña plancheta y se ubican los pozos especificando, cuales fueron productores de petróleo, gas, seco.

2. Se colocan los pozos de este a oeste, de norte a sur o viceversa. Se inicia por un pozo base, después se continúa con los pozos adicionales de la cuenca. Corrientemente se le da énfasis en la correlación a la sedimentación, la tectónica de la cuenca, todo lo cual son relacionados con la aparición de petróleo.

3. Se enlazan los pozos, no es aconsejable dibujar una línea recta y referir los pozos a ésta línea.

4. La escala horizontal debe ser lo más exacta posible. La escala vertical debe permitir ver todo el pozo perforado.

5. Se reflejan todos los datos de interés en el comienzo y otros datos al final del registro copiado.

6. Se refieren los registros al nivel del mar.

7. Se identifican colores y grueso de punto las curvas que se vayan a utilizar en la correlación.

8. Se subdividen los espacios entre profundidades para cada pozo para poder ver rápidamente cualquier capa, espesor, etcétera.



9. Después se hace la correlación.

Método de correlación:

1. Mejor usar el registro original, después pasar a la correlación los resultados.

2. Mover los registros hasta detectar la correlación.

3. Los 2 registros que están siendo correlacionados deben ser situados sobre el nivel del mar y los correspondientes registros deben enfrentarse.

4. Para una correlación corriente, no deben correlacionarse todos los piquitos, o sea las capas finas.

5. En una secuencia normal las líneas de correlación son paralelas. Donde hay un engrosamiento o adelgazamiento local de las rocas, las líneas de correlación dejan de ser paralelas, pero aún son concordantes, símbolos de facies pueden ser usados. Aumento de espesor por cambios faciales se pueden presentar. Hay capas que se caracterizan por no variar su espesor. Se pueden presentar mezclas de materiales, por eso las curvas varían de un pozo a otro. Cualquier diferencia pequeña en espesor de un intervalo puede ser debido a pequeños cambios en la sedimentación. Sin embargo grandes diferencias en espesor, indicarán la existencia de una falla, levantamiento y erosión o error en la correlación.

Interpretación:

Generalmente la escala vertical en la correlación no guarda proporción con la escala horizontal y debe tenerse en cuenta.

Domos o levantamientos anticlinales son reflejados en la correlaciones y hundimientos regionales son claramente reflejados. Cambios de facies y su significación son de gran importancia y a menudo ellos requieren un mayor estudio. Cuidadosa atención a la composición mineral de cada capa correlacionada revelan cambios por ejemplo en las capas de caliza, a través de arenas calcáreas, dentro de las areniscas. De la observación de estos datos puede ser construida la forma de sedimentación.

Esquema de correlación que se cruce longitudinal y transversalmente ilustrarán las variaciones litológicas a través de toda un área.

Usos:

Los registros geofísicos en los esquemas de correlación es la manera mas expresiva de reflejar variaciones en la estratigrafía y la estructura entre los pozos, y por eso ellos son ampliamente usados en los estudios de correlación. En adición, estas secciones son fáciles de reconocer porque ellas son necesariamente exageradas con respecto a la escala vertical.

Los registros en los esquemas de correlación son preparados para entrecruzar un campo de petróleo en particular para ilustrar la geometría de un yacimiento. Ellos ilustran cambios regionales en las capas y señalan cambios e la dirección de su inclinación o buzamiento. Así ellos son útiles en la evaluación de las posibilidades petrolíferas de un área.

Los registros geofísicos:

1. Proveen medios de correlación.

2. Muestran cambios de facies.

3. Ilustran estructuras locales y regionales.



4. Localizan discordancias, fallas.

5. Muestran variaciones litológicas.

6. Ilustran variaciones en la naturaleza de los fluidos y señalan los contactos agua-petróleo alrededor de un campo petrolífero.

7. Señalan límites de zonas de agua dulce si las camisas no han sido bajadas por debajo de ese límite.

Identificación y comportamiento de las curvas de registro ante las diferentes litologías: Para determinar los intervalos colectores así como la litología en los pozos de exploración, evaluación y desarrollo, uno de los métodos es un software, conocido por las siglas HDS. (Hydrocarbon Data System) El cual procesa los registros geofísicos adquiridos en las corridas que se hacen en el pozo.

Este incluye los registros radioactivos: Gamma corregido (CGR), se le quita el efecto del Uranio, gamma total o espectral (SGR), incluye los isótopos de Uranio (U), Thorio (Th) y Potasio (K). Frente a las rocas carbonatadas fracturadas, el registro gamma total (SGR) es elevado, porque en las fracturas se deposita sales de Uranio (curva situada a la derecha, en la columna de los registros radioactivos)

El registro gamma corregido ante las rocas carbonatadas limpias (sin arcillas) es bajo, porque hay poco thorio y potasio (curva situada a la izquierda, en la columna de los registros radioactivos). El bajo valor también es debido a que las rocas carbonatadas cuando están poco fracturadas, hay poca oportunidad de depositarse el thorio y el potasio. Por eso ante los carbonatos estas curvas se separan.

Frente a las arcillas éstas curvas radioactivas se pegan, y son altos o sea tienen valores parecidos y obviamente los valores de radioactividad son mayores.

Las curvas de resistividad son dos Rt (resistividad de capa), y la otra es Rxo (resistividad de la zona invadida), se lee en escala logarítmica (0,2-2000 ohmn/metro).

Puede ser (LLS) donde las curvas de corriente tienen un poder de penetración menor (LLD) donde las curvas de corriente tienen un poder de penetración mayor y registran un poco más alejado del caño del pozo, (MLL) microlaterolog en sus dos variantes, shallow (penetración menor), deep (penetración mayor). El valor de la resistividad está en dependencia del grado de fracturación, fluidos que saturan las fracturas, composición mineralógica, si la roca está fracturada la resistividad es menor, si la roca está saturada de agua la resistividad disminuye, ya que el agua es conductora.

La porosidad se da en % con dos curvas que aumentan de derecha a izquierda, desde 0 a 50%, una es la porosidad efectiva (granular y de fractura) y la otra es la porosidad total (incluye la de la arcilla). Los métodos aplicados en el pozo son el registro neutrónico y el registro de densidad.

Para medir el volumen de agua real en los poros, así como para medir la saturación de agua total (Swa) se utilizan distintas fórmulas tales como:

� Archie.

� Gráficos de Pirson.

� Gráficos de Pickett.

� Simandoux, Indonesian.

Ejercicios:



1. ¿Para qué se utiliza la correlación de pozos?

2. Frente a las rocas carbonatadas fracturadas ¿Cómo se comporta el registro gamma total (SGR)?

3. Frente a las rocas arcillosas ¿Cómo se comportan las curvas radioactivas (SGR y CGR)?

4. ¿De qué depende el valor de la resistividad?



Tema 10: Cálculo de reservas.

El método más difundido hoy en día es el método volumétrico, fundamentado en la utilización de los datos sobre la distribución del petróleo y el gas dentro de los límites de la trampa, el volumen del espacio poroso de los colectores y el contenido de hidrocarburos en él mismo y de los datos de las propiedades de los fluidos que las saturan, este método no necesita de datos acerca de la explotación, por eso es el único método que puede utilizarse en cualquier etapa de los trabajos de exploración y desarrollo.

Este método se utiliza ampliamente en los yacimientos en explotación, obteniéndose muy buenos resultados en los colectores terrígenos y muy inexactos en los colectores carbonatados, agrietados- porosos, siendo este último el caso de la mayoría de los yacimientos de Cuba.

El método volumétrico se basa en la idea de que el petróleo yace en los poros de la capa colectora, y que el volumen de estos poros es posible determinarlo, sabiendo las dimensiones geométricas de esta capa saturada de petróleo y la porosidad de las variedades litofaciales que la componen. A continuación se muestra en la siguiente figura la confección de un mapa estructural para la ubicación posterior de las reservas.

Figura 48: Esquema que muestra el mapa estructural de un yacimiento.

La fórmula base de este método consta de siete parámetros:

Q= A hef. ɸ Spg β.ρ η.

Área a calcular (A): En los límites de la cual se desarrolla la capa colectora.

Se determina midiendo el contorno de la estructura ya delimitada por los pozos perforados (ensayos e investigaciones de los diferentes intervalos que componen la capa). La tarea se resume en definir los límites del depósito (límite de distribución del colector en el caso de variaciones litofaciales, líneas de acuñamiento, contacto agua-petróleo CAP)

Si la trampa de es de carácter estructural complicado la tarea es compleja, debiéndose ubicar las líneas de falla, sobrecorrimiento y límite de extensión de las capas, más las otras tareas ya señaladas. Los valores de las áreas se expresan en m2.



Espesor medio saturado (hef): Normalmente se determina el espesor vertical de la capa. La más exacta determinación de la potencia saturada se logra con la utilización conjunta de los datos de análisis de núcleo, registros geofísicos, resultados de ensayos que dan la posibilidad de establecer el contacto agua-petróleo.

La determinación de los espesores efectivos conlleva a la determinación de los espesores colectores saturados con petróleo móvil.

Se selecciona como efectivo y son objeto de cálculo aquel en que las pruebas de formación o ensayo hallan dado la entrada de petróleo, quiere esto decir que aquella parte del corte cuya capacidad gasopetrolífera no ha sido demostrada por ensayo o prueba de formación será también objeto de cálculo pero con carácter perspectivo.

Después de determinar el espesor medio saturado de la capa cuando esta ha sido totalmente ensayada, en tres o más pozos dentro de un yacimiento o bloque tectónico, puede pasarse a la confección del mapa de isopacas e iguales espesores, utilizándose para

El cálculo cada una de las zonas que se sitúan entre dos líneas de isopacas de diferente valor.

Figura 49: Mapa de Isopacas.

Mapa de isopacas

Hay consideraciones para en el caso de existir menos de tres pozos, para el caso de no estar totalmente el ensayo de la capa, siendo las más utilizadas el valor medio aritmético y el valor medio pesado. El valor de la potencia media saturada de petróleo se da en metros (m).

Valor medio aritmético se usa cuando:

� Cantidad de pozos perforados en el área no es muy grande.

� Espesor de la capa mantiene un amplio diapasón de variación.

Valor medio pesado se usa cuando:

� Gran cantidad de pozos

� Potencia de la capa varía de una forma homogénea en el área.Después de confeccionado el mapa de espesores iguales

� El cálculo de la potencia media pesada para el área es según la fórmula:

¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo.¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo.



f1,f2, fn área de las distintas zonas limitadas por isopacas de diferente valor.

h1,h2, hn valor medio del espesor de las zonas limitadas por isopacas.

Coeficiente de porosidad abierta:(Φpf)

Este coeficiente se determina por los datos de estudio de las muestras y núcleos obtenidos durante la perforación. Para dar una amplia caracterización de la capa es necesario tener diversos valores tanto en el área como en el corte, pero esto es muy difícil de materializar por los costos que ocasionaría, por ello se utilizan los métodos de interpretación compleja del registro geofísico, para lo cuál existe una metodología la cuál no será objeto de estudio. Se confeccionan mapas de iguales valores de porosidad. En el caso de homogeneidad litológica en el área y en el corte el coeficiente de porosidad para el área se determina por la media aritmética. Cuando no homogénea entonces se determina como una media geométrica o como un valor armónico. El coeficiente de porosidad se expresa en unidades decimales o en por ciento. En el caso de colectores fracturados, el coeficiente se determina indistintamente para el volumen de la fractura y para la matriz.

Fórmula para calcular la porosidad abierta armónica:

¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo.

donde Φ1 es porosidad abierta medida en cada pozo.

Coeficiente de Saturación (Spg): Este coeficiente se hace en condiciones de laboratorio, por las muestras de núcleo o por medio de la utilización de los datos aportados por la geofísica de pozo. Es la más usada. Se expresa en unidades decimales o en por ciento. En colectores fracturados, se determina indistintamente para las fracturas y cavernas, y para la matriz. El procedimiento para calcular la spg es similar al usado para determinar la porosidad.

Peso específico (ρ): Normalmente se toma el peso específico del petróleo, determinado en condiciones standard (200). Se debe tomar el valor medio de todas las muestras tomadas. Se expresa en g/cm3. Tiene gran importancia conocer las propiedades de los fluidos en condiciones de capa , a través de muestras de profundidad, ya que de esto depende la correcta ulterior determinación de tres parámetros fundamentales para la evaluación de las reservas, el coeficiente de recálculo (β), la relación gas-petróleo(RGP), el coeficiente de entrega (η).

Coeficiente de recálculo (β): El petróleo en condiciones de capa se caracteriza por tener una gran cantidad de gas disuelto, cuya presencia unida a las presiones y temperatura a que se ve sometido este petróleo, hace cambiar de una forma brusca las propiedades de este fluido.

O sea que la relación entre el volumen de petróleo en condiciones de capa (Vc) y el volumen que se obtiene luego de la separación del gas en condiciones standard (Vst) se llama coeficiente volumétrico (b). O sea que el coeficiente volumétrico nos muestra que el volumen ocupa 1 m3 de petróleo, luego de haber sido separado del gas disuelto. El parámetro inversamente proporcional al coeficiente volumétrico (b) del petróleo de capa, se llama coeficiente de recálculo (β):

1. β = 1/b

2. b = Vc-/Vst



El coeficiente volumétrico puede ser determinado de diversas formas, aunque en cada caso necesario la muestra de fondo. Las más sencillas y exactas que se mencionarán son a partir de:

Composición fraccionaria del gas disuelto en el petróleo.

A partir de la densidad del gas disuelto en el petróleo. Se expresa en fracciones decimales.

Coeficiente de entrega (η): Se llama coeficiente de entrega, a la relación entre el volumen de petróleo que puede ser extraído y el volumen inicial de petróleo calculado.

Este parámetro depende en gran medida de las propiedades físicas de las rocas que componen el depósito, las propiedades de petróleo que satura la capa y el régimen de energía que presenta el yacimiento. La principal dificultad estriba en el régimen de energía el cual no es posible definirlo hasta tanto el yacimiento no ha sido bien estudiado y las reservas deben ser evaluadas inmediatamente, con el objetivo de que la exploración esté fundamentada económicamente.

Por eso de acuerdo al tipo de energía que actúa sobre el depósito se hacen las siguientes consideraciones:

� Si el régimen es de agua de contorno (empuje de agua) el coeficiente es de 0,6-0,8.

� Si el régimen es de casquete gaseoso el coeficiente es de 0,5-0,7.

� Si el régimen es de gas disuelto de 0,2-0,4

� Si el régimen es de fuerza de gravedad el coeficiente es de 0,1-0,2.

Generalmente el coeficiente de entrega inicial, no se calcula, sino que se estima, a medida que se explota el yacimiento se irán determinando los coeficientes de entrega. Se expresa en fracción decimal.

Se utilizan métodos indirectos, como son los yacimientos cercanos (área patrón) donde se divide la extracción acumulada entre las reservas geológicas del área patrón, así se obtendrá un valor aproximado del coeficiente de entrega, que puede ser utilizado para la nueva área.

En cuanto al cálculo de reservas para una capa finalmente se dirá que en caso de demostrarse la existencia de hidrocarburos se calculan las reservas probables para toda la estructura y las probadas en un radio alrededor del pozo, equivalente al radio de drenaje del mismo.

Para calcular las reservas probadas hay que delimitar por perforación los flancos de la estructura, por lo que se perforan varios pozos de evaluación. El número depende de la información sísmica existente, en casos de ser muy confiable la información sísmica y no existir cambios faciales importantes se debe perforar no menos de 1 pozo por cada 2 Km2, en caso contrario se debe duplicar o triplicar el número de pozos. Al menos 2 de estos pozos deben perforarse hasta encontrar el acuífero, para definir el contacto agua-petróleo.

Ejercicio:

¿Cuáles son los parámetros usados para el cálculo de reservas volumétrico de petróleo?

geologia basica del petroleo

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