Técnicas y aplicaciones del estudio de los sedimentos terrígenos de grano fino: procedencia y tectónica
José Luis Sánchez Zavala
Elena Centeno García
Resumen
El estudio detallado de la composición química y mineralógica de los sedimentos terrígenos y de sus rasgos texturales, así como el análisis estadístico de sus diversos componentes, se lleva a cabo actualmente a través de nuevas técnicas petrográficas y geoquímicas. Esto hace de la petrografía y la geoquímica las herramientas más importantes en el análisis de procedencia de sedimentos.
Particularmente las arenas y gravas, al originarse como partículas sólidas, pueden conservar la composición y textura de la roca de la que derivan y reflejan el carácter original de la fuente. Es importante porque permite reconstruir la naturaleza geológica y el ambiente tectónico de la región origen de los fragmentos de roca. Además, las características texturales, tales como el tamaño y forma de los granos; la composición mineralógica y química de los sedimentos aportan información sobre el ciclo sedimentario, el clima, el tipo de ambiente de depósito y las características tectónicas de la cuenca donde ocurre el depósito. Si se considera que el análisis de procedencia de sedimentos es un método relativamente nuevo, y que ha demostrado ser muy útil para establecer modelos de evolución tectónica y paleogeográfica de cuencas cratónicas y terrenos tectonoestratigráficos y que permite además proponer límites a los modelos propuestos con base en otro tipo de evidencias, por ejemplo paleomagnetismo o provincialismo faunístico. En este artículo se presenta un resumen de las técnicas actuales, tanto petrográficas como geoquímicas, que se utilizan en el estudio de procedencia de sedimentos terrígenos.
Introducción
Entender la dinámica de los diferentes procesos que intervienen en la formación de los sedimentos y en su transporte, así como conocer la procedencia de los mismos es importante, ya que a partir de la determinación de estos procesos, es posible llevar a cabo la reconstrucción de los ambientes de depósito y sus probables correlaciones, lo que aporta evidencias clave para el conocimiento de la evolución geológica de una región en particular y su evolución paleogeográfica en un contexto global.
La Petrología y la Petrografía Sedimentaria clásica en un principio se enfocaban al estudio de la composición y textura de los sedimentos, sin olvidar sus relaciones temporales, ya que su depósito en estratos permite el registro de los diferentes sucesos que contribuyeron en su formación (Estratigrafía). Posteriormente, la Petrografía fue utilizada como herramienta en la reconstrucción de los procesos dinámicos, considerando para su modelado, que el tipo de roca preexistente (sedimentaria, ígnea o metamórfica) y su grado de resistencia al intemperismo condicionan la relación de procesos químicos y mecánicos que la afectan, los cuales, junto con el transporte y las condiciones ambientales del área de aporte (localización con respecto a la cuenca de depósito, clima y relieve) y de depósito, determinan la geometría, tamaño, distribución y composición de los sedimentos (Sedimentología). En este contexto, la interrelación de los procesos mecánicos, biológicos y químicos durante el transporte del sedimento, pueden ser determinados con criterios texturales y composicionales, lo que permite la identificación de ambientes sedimentarios y de los procesos de acarreo de partículas.
Al mismo tiempo, desde mediados del presente siglo, se ha intentado relacionar las características de las rocas sedimentarias, particularmente de las areniscas, con el ambiente de depósito y la naturaleza de la región de procedencia (por ejemplo Krynine, 1942). En las últimas tres décadas, se han modificado los conceptos geológicos, particularmente con el advenimiento de la tectónica de placas, y se han propuesto una serie de criterios para relacionar la composición de las areniscas al contexto tectónico de las cuencas de depósito y de las áreas de aporte (por ejemplo Dickinson y Suczek, 1979). Es decir, a partir del tipo de partículas se infiere la fuente o procendencia de los sedimentos, y con base en el análisis estadístico de numerosas cuencas actuales, varios autores han propuesto una relación directa entre la composición del sedimento y el ambiente tectónico en que se forma.
Es importante mencionar que el relieve y las condiciones climáticas que controlan el intemperismo y grado de transporte, además de los procesos post-sedimentarios (diagénesis) pueden originar diferentes texturas y alterar la composición de los sedimentos aunque su roca fuente sea la misma, por lo que es indispensable reconocer estos procesos para evitar interpretaciones erróneas. Lo anterior es posible identificando la mayor cantidad de propiedades de los sedimentos.
La composición de las rocas sedimentarias terrígenas depende principalmente de cuatro factores: la fuente o procedencia del sedimento, el transporte, el ambiente de depósito y la diagénesis. Por lo general, el análisis de las rocas sedimentarias tiene como objetivo el entender uno o varios de estos factores. En apariencia, el factor mas sencillo de interpretar es el de la diagénesis, ya que representa el último proceso que afecta la composición y textura de la roca. En cambio, la reconstrucción de la procedencia es el factor más complejo, debido al efecto de la sobreposición de los otros tres factores.
El desarrollo alcanzado en el estudio de procedencia de sedimentos en la última década, junto con el trabajo sistemático de campo y el análisis integral de cuencas sedimentarias, han aportado elementos más sólidos para entender la evolución tectónica de terrenos tectonoestratigráficos, además establecer las relaciones entre masas continentales (fuente de aporte) y zonas de depósito (cuencas) separadas actualmente por varios cientos o miles de kilómetros y ha hecho posible proponer y modificar modelos paleogeográficos y paleotectónicos a escala continental (por ejemplo Gehrels y Dickinson, 1995).
A continuación se expone en forma breve en que consiste el estudio de procedencia de sedimentos, su metodología y cuales pueden ser sus aportaciones en la determinación de ambientes tectónicos.
Petrografía y análisis modal de areniscas
Las arenas son los sedimentos detríticos más utilizados en estudios de procedencia, ya que se originan como partículas sólidas que se desprenden de la roca pero a la vez son lo suficientemente pequeñas como para observar una muestra considerable de granos en una sola lámina delgada. En cambio, para estudiar la composición de los fragmentos del tamaño de gravas, se requiere de un mayor volumen de sedimento colectado y un número mucho mayor de observaciones. La ventaja de las areniscas es que conservan la composición y textura original cuando están formadas por fragmentos líticos, a pesar del transporte y de los procesos diagenéticos estos están casi inalterados, además de que guardan información sobre la roca de la cual se derivaron. Las características texturales (tamaño y forma de grano, entre otras) permiten determinar la madurez del sedimento original. Se entiende como madurez el grado de abrasión y/o de transporte, que se refleja en una mayor esfericidad en los sedimentos conforme son acarreados mayores distancias. Es importante tomar en consideración que el grado de madurez puede alterar la interpretación de la composición total de la roca, ya que los fragmentos menos resistentes se desintegran antes del depósito o se transforman, originando un incremento aparente en el porcentaje de los granos más resistentes (por ejemplo: cuarzo). El porcentaje relativo de granos minerales y líticos (que son aquellas partículas mayores a 0.0625 mm de diámetro), con respecto al porcentaje de matriz y/o cementante, también aporta información sobre la composición y origen de las areníscas. Los sedimentos con alto porcentaje de matriz (wacas) no permiten una buena determinación de la naturaleza de la roca fuente, ya que contienen pocos granos lo suficientemente grandes para identificar su composición por medio de la petrografía. Por estas razones, las areniscas inmaduras a medianamente maduras, con poco porcentaje de matríz, poco reemplazamiento o alteración post-depósito, y de granos de tamaño medio son ideales para estudios de procedencia ya que su composición va a depender principalmente de la naturaleza de la fuente, y del ambiente tectónico de origen y de depósito. Cabe mencionar que recientemente se han propuesto técnicas petrográficas para las fracciones finas de las areniscas o en rocas de grano más fino como limolitas y lutitas (Bangs y Basu, 1994).
Los análisis petrográficos cualitativos y cuantitativos son fundamentales para la determinación de la procedencia. El análisis cualitativo consiste en una observación cuidadosa y detallada de la textura y de la determinación de la composición de sus fragmentos tanto monominerales como poliminerales y, si se conocen los límites de la cuenca, la comparación petrográfica directa de las muestras de las rocas circundantes y los fragmentos líticos colectados en el área de depósito permite definir con precisión la procedencia de los sedimentos.
El método petrográfico más utilizado para determinar cuantitativamente la composición de los granos de arena, es el conteo de estos en el microscopio, utilizando una la platina graduada que permite el movimiento de la lámina delgada a un cierto intervalo de distancia, formando una red de puntos en un sistema de coordenadas (x-y). En esta técnica se registra por cada punto la composición del grano localizado en el centro de la retícula. Dependiendo de los objetivos del conteo de partículas es la metodología empleada y sus restricciones, por ejemplo se puede considerar solo un tamaño de grano, solo contar las partículas o también la matriz y cementante, o bien granos de una sola composición. El análisis cuantitativo incluye el cálculo estadístico del número de granos de una cierta composición, o bien del porcentaje de área que estos ocupan en comparación con el área total de la lámina delgada. En la última década se han utilizado también nuevas técnicas analíticas, por ejemplo la catodoluminiscencia y los analizadores de imágenes con el fin de obtener mayor información sobre la composición y origen de los fragmentos de roca y minerales que se analizan.
Algunos petrógrafos consideran que la composición varía según el tamaño del grano. Por ejemplo para Decker y Helmold (1985) los fragmentos líticos son más difíciles de preservar en rocas de grano fino y en la fracción gruesa está más enriquecida en fragmentos líticos. Es por esta razón que algunos petrográfos evaluan la procedencia de sedimentos con base en análisis modales de diferentes fracciones de granos del tamaño de la arena, cuantificando fragmentos líticos, minerales accesorios, cuarzo y feldespatos para cada una (Basu, 1976; Mack y Suttner,1977; Suttner et al., 1981). Esto implica una dependencia del tamaño de grano en la definición de la procedencia si se aplica este método.
Por otro lado, otros autores proponen que la diferencia del tamaño de las partículas no influye grandemente en el resultado final del análisis modal. Para evitar este tipo de incertidumbres, en la mayoría de los análisis modales se utilizan los criterios establecidos por Gazzi (1966) y Dickinson (1970). Estos autores sugieren clasificar a las partículas del tamaño de arena que se encuentran dentro de un fragmento de roca como partículas monocristalinas. A este método se le denomina de Gazzi-Dickinson (Ingersoll et al., 1984). Como ejemplo de estos criterios tenemos el caso de un fragmento metamórfico que esta formado en un 90% de una retícula de cristales grandes de cuarzo y solamente un 10% de un mosaico de grano muy fino de cuarzo y mica. Por los métodos propuestos por Basu (1976), Mack y Suttner (1977), Suttner et al. (1981) el total del fragmento se clasifica como fragmento metamórfico. En cambio, por el método de Gazzi-Dickinson, se consideran los cristales de cuarzo como cuarzo monocristalino, y solamente 10% de dicho fragmento se clasifica como lítico. En el caso de que el grano se disgregara en particulas de menor tamaño por efecto del transporte, el resultado final del conteo se mantendría 90% cuarzo monocristalino y 10% lítico metamórfico. Lo que hace de este método el más independiente del tamaño del grano. Los mismos autores proponen que partículas menores a 0.0625 mm de diámetro no deben ser incluidas en el conteo de puntos.
La validez de los criterios utilizados por el método de Gazzi-Dickinson han sido y seguirán siendo motivo de discusión. En este sentido, las críticas principales se refiren a la elección del tamaño ideal y al tipo de grano empleado, ya que para Suttner y Basu (1985) y Decker y Helmold (1985), la dependencia del tamaño de grano y su composición no puede ser eliminada y limita el control de las variables que determinan la composición de los sedimentos detríticos. Dentro de esta escuela, Bangs y Basu (1994) proponen una adecuación del método Gazzi-Dickinson pero sin restricción del tamaño de grano, para lo cual incorporan la fracción fina (< 0.0625 mm) en el análisis. Aunque este método es mas complejo, su objetivo es reconstruir los precursores líticos o minerales de la fracción fina, asumiendo que esta fracción, detrítica o diagenética, tiene un origen no arcilloso. Para identificar la composición mineralógica y cuantificarla, combinan métodos ópticos y de energía dispersiva de rayos X. Este nuevo método de conteo de puntos y estimación de la composición mineral es una modificación del método Gazzi-Dickinson, calculando lo anterior a partir de un balance de masas. En cambio, para evitar el efecto del tamaño de grano Decker y Helmold (1985) proponen usar únicamente granos de tamaño medio y grande, debido a que estos tamaños son abundantes y comunes en el registro geológico y son óptimos para el análisis petrográfico.
Otro factor importante en el análisis modal de areniscas y la interpretación de su procedencia es el número de muestras estudiadas y la forma y localización del muestreo. En este caso, Ingersoll (1990) e Ingersoll et al. (1993) demostraron que existe una variación en la composición de los granos dependiendo de la escala de muestreo, dando como resultado una variación no real en los diagramas de interpretación de los ambientes tectónicos. A partir de lo anterior proponen el concepto de escala de primero, segundo y tercer orden para el lugar de muestreo (Figura 1). La escala de primer orden incluye áreas de drenaje local, donde la composición de los sedimentos está controlada por la litología de la roca fuente (Critelli et al., 1997). La escala de segundo orden esta compuesta por sistemas de drenaje más regionales al que se incorporan los diferentes drenajes locales, por lo cual sus detritos reflejan la composición de diferentes áreas fuente y la influencia del transporte. En este caso, el ambiente tectónico determina el tipo de roca expuesta en el área fuente, aunque la composición de los detritos puede modificarse debido al efecto del clima, relieve y transporte por lo que son útiles en la determinación de reconstrucciones paleogeográficas y paleotectónicas, sugiriendo diferentes características paleoclimáticas o climáticas (Critelli et al., 1997).
La escala de tercer orden se refiere a sistemas fluviales mayores, ambientes costeros, deltas y ábanicos submarinos donde los sedimentos detríticos, derivados de diversas áreas fuente se mezclan y homogenizan, por lo que representan la suma de todos los factores que influyeron en su formación (intemperismo, clima, transporte y composición de la roca fuente). Debido a la homogeneo de los detritos, a esta escala, son usados para definir petrofacies de alcance continental que suman los efectos de todos los procesos que actuaron en las áreas fuente, lo cual indica la complejidad de las variables que contribuyen y controlan la composición de las detritos, especialmente en ambientes con diferentes fuentes, relieve, mecanismos de transporte y ambientes de depósito, por lo cual pueden ser usadas para interpretaciones de procedencia, paleogeografía y paleotectónica (Ingersoll, 1991; Ingersoll et al., 1993; Critelli et al., 1997) Estos sedimentos son recomendables para inferir interpretaciones geodinámicas regionales ya que son excelentes indicadores de ambientes tectónicos a nivel continental. Cabe destacar que algunos ambientes tectónicos, por ejemplo en los arcos magmáticos y cinturones de pliegues y fallas, la composición de las rocas fuentes es homogénea y por lo tanto el efecto de la escala de muestreo es insignificante y los esquemas de clasificación de procedencia (por ejemplo Dickinson, 1986; 1988) pueden usarse a cualquier escala.
Figura 1. Representación esquemática de las escalas de muestreo para estudios de procedencia en arenas. El esquema representa la cuenca del Río Grande, desde sus áreas fuente en Colorado y Nuevo México hasta su desembocadura en el Golfo de México. (tomado de Ingersoll, 1993).
La clasificación de los tipos de granos y el número de categorías a contar en el microscopio varían ampliamente. Por lo regular depende de los objetivos particulares que se persiguen y de la "calidad" de la roca. La mayoría de los autores siguen una división general de tres categorías: fragmentos monominerales, policristalinos y líticos. La clasificación de los diferentes tipos de fragmentos más utilizada es: cuarzo (Q), diferenciando entre cuarzo monocristalino (Qm) y policristalino (Qp) o calcedonia (C); feldespato (F), diferenciando plagioclasa (Pg) y feldespato potásico (FK), y fragmentos líticos (L), que comprenden líticos de rocas ígneas (Li), sedimentarias (Ls) y metamórficas (Lm). También se ha propuesto definir la procedencia con base en la determinación de las caracteríasticas petrográficas solamente del cuarzo (Young, 1976). Un ejemplo de una clasificación completa para estudios muy detallados se presenta en el ejemplo de la hoja de conteo de la Tabla 1 (Johnson, 1992). Una vez diferenciados los distintos componentes detríticos estos se pueden representar, principalmente en diagramas ternarios, donde se normalizan los tres componentes a utilizar, por ejemplo: Q+F+L, donde Q= 100Q/(Q+F+L), F= 100F/(Q+F+L) y L=100L/(Q+F+L). También existen otras representaciones gráficas, aunque depende del objetivo de estudio.
Tabla 1. Clasificación de granos en el formato de hoja de conteo (traducida y modificada de Johnson , comunicación personal en 1994).
| No. Muestra____________________ Fecha de conteo___________________ No. Hoja___________ Textura__________________________________________________________________________________ Método de conteo__________________________ Observaciones________________________________ |
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| CUARZO Monocristalino: Extinción recta ______________________|_____ Extinción ondulosa ___________________|_____ Policristalino: 2-3 subgranos _______________________|_____ 4-10 subgranos masivo __________________________|_____ foliado __________________________|_____ >10 subgranos masivo _________________________|_____ foliado __________________________|_____ Criptocristalino _____________________|_____ FELDESPATO FRAGMENTOS LITICOS Clásticos: Metamórficos |
MINERALES ACCESORIOS Muscovita __________________________|_____ Biotita ____________________________|_____ Clorita ____________________________|_____ Anfiboles __________________________|_____ Piroxenos __________________________|_____ Epidota ____________________________|_____ Calcita ____________________________|_____ Opacos ____________________________|_____ Zircón _____________________________|_____ Otros ______________________________|_____ ALTERITAS FERRICRETA OTROS 1. _________________________________|_____ TOTAL CLASTOS _______________________ Matriz __________________________________ TOTAL NO-CLASTOS ___________________ |
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| Comentarios | ||
Procedencia y ambiente tectónico
Autores como Dickinson (1986) encontraron una relación muy estrecha entre la composición de las areniscas y el ambiente tectónico al que se asocian las grandes cuencas sedimentarias donde se depositan (Figura 2). A partir de esta observación, dicho autor generó una serie de diagramas ternarios construidos con la metodología descrita en el capitulo anterior y que se muestran en las figuras 2 y 3a y b. En general las areniscas derivadas de zonas continentales y depositadas en márgenes pasivas, zonas de rift intracontinental, y cuencas cratónica están compuestas de cuarzo y feldespato principalmente (Figura 2 y 3a y b). En el caso de las areniscas depositadas en las cuencas asociadas a cinturones de deformación están enriquecidas en cuarzo y líticos, estos últimos de muy variada composición (Figura 2 y 3a y b). En cambio, las cuencas asociadas a arcos volcánicos, contienen areniscas con abundantes fragmentos feldespáticos y líticos (principalmente volcánicos y plutónicos) y menor cantidad de cuarzo (Figura 2 y 3a y b).
Figura 2. Contenido modal de las areniscas procedentes de diferentes ambientes tectónicos a partir de los diagramas QFL de Dickinson (1986). Q=cuarzo total; F=feldespatos monocristalinos totales; L=fragmentos líticos totales inestables (L=Lv+Ls), donde Lv=fragmentos líticos volcanogénicos y Ls=fragmentos líticos sedimentarios y metasedimentarios excepto pedernal y metapedernal (Ficher y Poché, 1993). Las flechas discontinuas indican incremento de madurez.
Como ejemplo en este artículo se incluyen los diagramas propuestos por Dickinson y Suczeck (1979) y Dickinson (1985, 1986) (Figura 3a y b). Estos diagramas además de mostrar las variaciones de la composición de las areniscas en relación al ambiente tectónico, pueden resaltar alguna característica específica. Por ejemplo, el diagrama QtFL, las variaciones en el cuarzo total (Qt) reflejan el grado de madurez de la arenisca. En el triángulo QmFLt resalta la fuente de aporte. En el caso del diagrama QpLvLs, este muestra la naturaleza de los fragmentos líticos (Lv=líticos volcánicos y Ls=líticos sedimentarios). El diagrama QmPF hace enfásis en el tipo de grano mineral (Figura 2).
Figura 3a. Diagramas de Dickinson (1986) que muestran las diferentes procedencias de sedimentos y el ambiente tectónico al que se asocian. Qt=cuarzo total; Qm=cuarzo monocristalino; Qp=cuarzo policristalino; F=feldespatos monocristalinos totales; P=plagioclasa; K=feldespato potásico; L=Fragmentos líticos totales+cuarzo policristalino; Lt=fragmentos líticos policristalinos totales; Lv=fragmentos líticos volcánicos; Ls=fragmentos líticos sedimentarios.
Figura 3b. Distribución de las arenas derivadas de diferentes procedencias con base en los diagramas FQtL y FQmLt de Dickinson (1985). Para las abreviaciones ver figura 3a.
La Tabla 2 muestra una descripción más detallada de las características petrológicas de las areniscas (columna 3), en relación al ambiente tectónico al que se asocian las cuencas donde se depositaron (columna 2) y la naturaleza de la fuente de aporte de los sedimentos (columna 1) (Dickinson 1985).
Tabla 2 Determinación de la procedencia y ambiente tectónico a partir de la composición QFL de las areniscas. Tomado de Dickinson (1985)
| Tipo de procedencia |
Ambiente tectónico | Composición de areniscas |
| Cratón estable | Plataforma estable o en el interior del continente | Areniscas cuarzosas (ricas en Qt) con altas relaciones Qm/Qp y K/P |
| Basamento levantado (basament uplift) | Borde de rift o ruptura transforme | Areniscas cuarzofeldespáticas (ricas en Qm y F) con bajas concentraciones de Lt y relaciones similares de Qm/F y K/P similares a las de la fuente de aporte |
| Arco magmático | Arco de isla o arco continental | Areniscas volcanoclásticas y feldespatolíticas (ricas en F) con altas relaciones de P/K y Lv/Ls. Si están expuestas rocas plutónicas entonces las areniscas son cuarzofeldespáticas (ricas en Qm y F). |
| Orogéno reciclado | Complejos de subducción o cinturones de pliegues y cabalgaduras | Areniscas cuarzolíticas (ricas en Qt y Lt) con bajas concetraciones de F y Lv y relaciones variables de Qm/Qp y Qp/Ls |
El tamaño de sedimento considerado en el ánalisis tiene que ser mayor a 0.0625 mm. Qt= cuarzo total, Qm= cuarzo monocristalino, Qp=cuarzo policristalino, F= feldespato total, K= feldespato potásico, P= plagioclasa, Lt= fragmentos líticos totales, Lv= fragmentos líticos volcánicos y Ls= fragmentos líticos sedimentarios.
Métodos geoquímicos e isotópicos de análisis de procedencia de sedimentos terrígenos.
La aplicación de la geoquímica en la caracterización de los procesos geológicos ha tenido un gran desarrollo en los últimos años. Para el caso de los estudios de procedencia de sedimentos terrígenos, estas técnicas han complementado enormemente la información obtenida por medio de la petrografía. En las últimas dos décadas se han llevado a cabo numerosos estudios sobre la composición química de las rocas detríticas (elementos mayores, trazas, tierras raras y últimamente de isótopos) y de los cambios que ocurren a lo largo del ciclo sedimentario, con el objetivo de entender la relación que existe entre la composición de la roca que dió origen al sedimento y la de la roca que resulta de la litificación de dicho sedimento (Bathia y Crook, 1986; Taylor y MacLennan, 1985; McLennan, 1989). Las rocas sedimentarias que favorecen este tipo de análisis son las terrígenas de grano fino (lutitas, limolitas y areniscas finas), ya que el reducido tamaño de grano permite contar con una muestra homogénea de tamaño pequeño, aunque tambien se han realizado estudios geoquímicos de clastos individuales en conglomerados.
Uno de los objetivos iniciales del análisis geoquímico de sedimentos fue la creación de nuevas clasificaciones del sedimento con base en las concentraciones de los elementos mayores y trazas (por ejemplo Pettijhon et al., 1972; Herron y Herron, 1990), así como en las variaciones de la química del sedimento en relación a su grado de madurez y a la diagénesis (Nesbitt y Young, 1982; 1989; Nesbitt et al., 1990). En cambio, otras investigaciones se han enfocado en la probable relación entre la composición geoquímica de la roca, su procedencia y el ambiente tectónico en el cual se origina (Bathia y Crook, 1986; Taylor y MacLennan, 1985; McLennan, 1989).
Bathia (1983) propone una clasificación de los sedimentos finos (lutitas y limolitas) en función al ambiente tectónico en el que se depositan y la procedencia de dichos sedimentos a partir de su contenido de elementos mayores. Dicha clasificación se basa principalmente en las proporciones de TiO 2 versus Fe 2O 3total+MgO, Al 2 O 3/SiO 2 versus Fe 2 O 3total+MgO, K 2 O/Na 2 O versus Fe 2 O 3 total+MgO y Al2 O 3 /(CaO+Na 2O) versus Fe 2O 3 total+MgO (Figura 4; Bathia, 1983).A partir de estas relaciones Bathia (1983) determina cuatro ambientes tectónicos relacionados con una procedencia específica: arco de islas oceánico (AIO); arco de islas continental (AIC); margen continental activa (MCA), y margen continental pasiva (MCP) (ver Tabla 3). En términos generales Bathia (1983) observó que los valores de Fe 2 O 3total+MgO, TiO2 y Al 2 O 3/SiO 2 aumentan mientras que los valores de K2 O/Na 2 O y Al 2O 3 /(CaO+Na 2O) disminuyen en los ambientes de margen continental pasivo y activo con respecto a los ambientes de arcos continentales y arcos de islas oceánicas (ver Tabla 3 y Figura 3, Tabla 4). Cabe mencionar que el ambiente de margen continental pasivo (MCP) presenta variaciones importantes en la concentración de las relaciones mencionadas, sin embargo, por lo regular muestra un enriquecimiento en SiO 2 y empobrecimiento en Na 2 O, CaO y TiO 2, con una relación K 2 O/Na 2O muy superior a 1 (Bathia, 1983) (Tabla 4).
Figura 4. Diagramas de discriminación de ambientes tectónicos con base en la concentración de elementos mayores en arenas y areniscas (Bathia, 1983), donde Fe2 O3 repesenta el Fe total. AIO=arcos de islas oceánicos; AIC=arcos de islas continentales; MA=margen activo; MP=margen pasivo.
Tabla 3. Clasificación de ambientes tectónicos, cuencas de depósito y tipo de procedencia relacionada a partir de la concentración de elementos mayores en rocas sedimentarias detríticas (Bathia, 1983)
| Ambiente tectónico | Cuenca de depósito dominante | Naturaleza de la corteza adyacente a la cuenca |
Tipo de procedencia |
| Arco de islas oceánico | Tras-arco y ante-arco | Arco formado sobre corteza oceánica o bien sobre corteza continental delgada |
Arcos magmáticos no disectados |
| Arcos de islas continental | Intra-arco, tras-arco ante-arco | Arco formado sobre corteza continental | Arco magmático disectado u orógeno reciclado |
| Margen continental activo | cuencas marginales de antepaís "foreland" transtensivas y transpresivas | Corteza continental gruesa o basamento cristalino | Basamento Levantado |
| Margen continental pasivo | Cuencas pericratonales y margenes de "rifts" continentales | Corteza continental | Orógenos levantados e interior de cratones |
Otros autores, como Roser y Korch (1986) tambien proponen diagramas de discriminación entre los ambientes tectónicos de arco de islas oceánico, margen continental activo y margen continental pasivo a partir de la relación K 2O/Na 2O versus SiO 2 . Estos autores resaltan la influencia del tamaño de grano en las concentraciones de elementos mayores de los sedimentos y recomiendan acompañar los estudios geoquímicos con descripciones petrográficas detalladas.
Uno de los inconvenientes de las discriminaciones tectónicas y de procedencia basadas en diagramas que muestran las relaciones de elementos mayores es que las diferencias de porcentaje entre los diferentes campos son mínimas, del orden del 0.2%, las cuales pueden perderse o mal interpretarse dependiendo del margen de error de cada laboratorio. Además, la concetración de elementos mayores se ve afectada por los procesos de intemperismo, diagénesis y de metamorfismo, ya que la mayoría de estos elementos, como el Na, K, Ca, Sr, Cs, Rb, Ba, Fe, Mn, Pb y ocasionalmente el Cr, son altamente móviles a bajas temperaturas.
Tabla 4. Concentración promedio de algunas relaciones de elementos mayores y trazas en diferentes ambientes tectónicos (Bathia, 1983; Bathia y Crook, 1986
| AIO | AIC | MCA | MCP | |
| Fe2O3total+MgO | 8-14% | 5-8% | 2-5% | 0.5-3.5% |
| TiO2 | 0.8-1.4% | 0.5-0.7% | 0.25-0.45% | 0.2-0.5% |
| Al2O3/Si2 | 0.24-0.33% | 0.15-0.20% | 0.1-0.2% | 0.6-1.3% |
| K2O/Na2O | 0.2-0.4% | 0.4-0.8% | 0.65-1.45% | 1.2-2% |
| Al2O3/(CaO+Na2O | 1-2% | 0.5-2.5% | 1.5-3.5% | 2.7-7% |
| Ti/Zr | >40 | 10-30 | - | <10 |
| La/Sc | <1 | 1-3 | 3-6 | 3-9 |
| La/Y | <0.5 | 0.5-1.0 | 1-1.5 | - |
| Sc/Cr | <0.6 | 0.2-0.4 | - | <0.2 |
| Zr/Th | 61.4-34.6 | 23.8-19.1 | 10.4-8.8 | 13.3-24.9 |
AIO=arco de islas oceánico; AIC=arco de islas continental; MCA=margen continetal activo; MCP=margen continental pasivo.
En cambio, ciertos elementos que se encuentran en lutitas y areníscas, como el Th, Sc, Zr, Hf y en menor proporción el Cr y Co, sus valores no se alteran significativamente a lo largo de los diferentes procesos sedimentarios debido a su baja concentración en aguas de mar y ríos, a su corto tiempo de residencia, y a su insolubilidad. Estas características los hacen poco móviles durante los procesos de diagénesis y metamorfismo de bajo grado, lo que permite su uso en la determinación de ambientes tectónicos y en análisis de procedencia (Bathia y Crook, 1986; Taylor y MacLennan, 1985; McLennan, 1989). La desventaja que presentan dichos elementos como indicadores de procedencia y ambiente es que la composición mineralógica total de la muestra, el contenido de minerales pesados y el tamanaño de grano pueden causar variaciones locales en sus concentraciones.
En general se ha observado que las concetraciones de La, Ce, Nd, Th y Zr y de las relaciones Ba/Sr, Rb/Sr, La/Y y Ni/Co se incrementan al disminuir la concetración de Sc, V y las relaciones Ba/Rb, K/Th y K/U conforme se pasa de los ambientes tectónicos de arco de islas oceánico, arco de islas continental, margen continental activo al de margen continental pasivo (Bathia y Crook,1986). Sin embargo, debido a la alta movilidad del Ba, Sr y Rb las mejores relaciones en la determinación de ambientes tectónicos son Sc/Cr y La/Sc que junto con las altas concentraciones de Zr en margen continental pasiva, son la base para diferenciarlo de una margen continental activa. La relación La/Th, permite diferenciar entre arco de islas oceánico y arco de islas continental. Por último la relación La/Y es un buen indicador de para diferenciar entre el ambiente de arco de islas continental y el de margen continental activa. Es por esto que de los diagramas de discriminación tectonosedimentaria propuestos por Bathia y Crook (1986) se considera que los más importantes son el diagrama binario La/Y versus Sc/Cr y el diagrama ternario Sc-Th-Zr/10 (Figura 5).
Las relaciones La/Sc, Th/Sc, La/Co, Eu/Sm, La/Lu, Ba/sc y Ba/Co son buenos indicadores de procedencia, ya que presentan variaciones importantes que dependen de la fuente de origen (Cullers et al., 1988; Condie Y Wronkiewicz, 1990a; Mc Lennan y Taylor, 1991), aunque es importante recordar que el Ba puede verse afectado por procesos sedimentarios.
Otro tipo de análisis utilizado para determinar procedencias son los de tierras raras, cuyos patrones obtenidos pueden ser normalizados a condritas o bien al promedio de lutitas post-arqueanas de Australia (PAAS, por sus siglas en inglés). En varios casos se ha observado que el patrón de tierras raras varía según el tamaño de sedimento lo cual se manifiesta por una baja relación La/Yb en la porción arenosa con respecto a la porción fina., sin embargo la presencia y magnitud de la anomalía de Eu, así como el patrón general son similares independientemente del tamaño de grano (Cullers, 1988; Cullers et al., 1987, 1988).
En general el patrón de tierras raras representa el promedio de la composición total de las áreas de procedencia, y se interpreta como el resultado de la mezcla eficiente de las diferentes litologías de procedencia, aunque localmente la concentración de minerales pesados por ejemplo puede hacer variar las concentraciones.
No obstante, en ambientes tectónicos activos con rocas volcánicas asociadas, la mezcla puede no ser eficiente y predominar una litología en particular.
Figura 5. Diagramas de discriminación tectonosedimentaria basada en elementos traza (Bathia y Crook, 1986). Cabe resaltar que los campos para cada uno de los ambientes está bién definido. AIO=arcos de islas oceánicos; AIC=arcos de islas continentales; MCA=márgenes continentales activos; MCP=márgenes continentales pasivos.
Por otro lado, es importante considerar que los estudios de tierras raras en sedimentos son escasos y su relación con su ambiente tectónico es poco conocido. Además, los sedimentos pueden traslapar límites tectónicos y por lo tanto no necesariamente pueden representar el ambiente tectónico de depósito.
A partir de lo anterior, Mc Lennan y colaboradores (1990) caracterizan los ambientes tectónicos por su concentración de cuarzo y de las relaciones Si/Al, K/Na, Th/Sc, La/Sc y La/Yb, así como por una anomalía negativa de Eu y concetraciones variables de la relación Th/U. Los sedimentos de margen continental pasiva tienen una historia pre depósito de intemperismo intensa con respecto a los de margen continental activa. Los elementos traza en general están enriquecidos por la disolución del cuarzo y calcita, mientras que las altas concetraciones de Hf y Zr son ocasionadas por las altas concentraciones de minerales pesados y las de Ti por el enriquecimiento de feldespato. El patrón de tierras raras se interpreta como resultado de una procedencia de rocas sedimentarias maduras y de rocas plutónicas y/o metamórficas. El patrón es similar al PAAS, que representa el promedio de la composición de la corteza continental superior (Nance y Taylor, 1976).
Así mismo, los patrones de arco de islas oceánico, arco de islas continenta y margen continental activa tienen patrones de tierras raras similares al de las rocas volcánicas de arco indiferenciado (fuente volcánica juvenil y sin fraccionamiento de plagioclasa), con una baja abundancia y por lo tanto bajas relaciones de La/Sm y La/Yb y anomalías negativas de Eu (Condie y Wronkiewicz, 1990b). Algunos sedimentos de margen continental activa presentan patrones de tierras raras intermedios entre el PAAS y el típico de andesitas, lo que depende de la procedencia de los sedimentos.
Sedimentos asociados a una margen continental activa tiene una relación Th/Sc variable y sistemática en la fracción gruesa y fina del sedimento. Esta variación indica diferentes procedencias, o que pueden separarse en diferentes fracciones dependiendo del tamaño de grano durante los procesos de clasificación del sedimento. Esto se explica como resultado de la mezcla de material de arcos jovenes de composición variable con la corteza continental superior.
Mc Lennan y colaboradores (1990) determinaron cuatro diferentes tipos de procedencias que son:
1) Corteza continental superior antigua (derivada de terrenos ígneos y metamórficos antiguos y sedimentos maduros). Tienen alta concentración de elementos litófilos (LIL) y altas relaciones de Th/Sc, La/Sm, etc. Regularmente también tienen una alta relación de Th/U, asociada al ciclo de intemperismo. Anomalías negativas de Eu y relaciones 143Nd/144Nd< -10).
2) Arcos jovenes indiferenciados (fuente volacánica/plutónica juvenil y sin fraccionamineto de plagioclasa). Concentraciones variables de elemntos litófilos y una relación variable de Th/Sc, La/Sm, etc. También una baja relación de Th/U<3 y una relación 143Nd/144Nd > +5.
3) Arcos jovenes diferenciados (fuente volcánico/plutónica con fraccionamiento de plagioclasa). Eu/Eu* <1. Su composición similar a (2) pero con más altas relaciones (positivas) de 143Nd/144Nd
4) MORB (mucho menos común). Bajas relaciones de Th/Sc, La/Sm, Th/U y de 143Nd/144Nd. Se distingue de (2) por su alto contenido de elementos ferromagnesianos (Cr, Ni, etc.) y una baja relación (Ba/La)N.
En general la distribución de los componentes depende del ambiente tectónico. La natutraleza exacta de la mezcla depende al detalle de la geología local. La proporción relativa de estos componentes son influenciados por la tectónica de placas y asociada a una procedencia típica, aunque no necesariamente refleja la cuenca de depósito. La procedencia cuarzosa (MCP) y no cuarzosa (MCA) puede caracterizarse por la composición total del sedimento (por ejemplo Th/Sc) y por su composición isotópica (143Nd/144Nd) que refleja la edad modelo.
Aunque las tierras raras y otros elementos traza proveen información general sobre la composición de la fuente de aporte de los sedimentos, no sugieren una posición geográfica probable, como lo hacen los isótopos de Nd y Pb. Basandose en el hecho de que las edades modelo de Nd son muy distintas en los diferentes cinturones metamórficos que forman las grandes masas cratónicas, estas edades pueden ser utilizadas para inferir de forma relativa la evolución del ciclo sedimentario. Al igual que los otros elementos traza, los isótopos de Nd y los de Pb no son significativamente fraccionados por procesos metamórficos o sedimentarios, y conservan la relación inicial de la fuente de origen. Por este motivo es que son un importante auxiliar en la determinación de la paleogeografía de las cuencas sedimentarias, sin embargo se tiene que considerar que muchos sedimentos son el resultado de una mezcla de diferentes fuentes por lo que en algunos casos solo se puede obtener el promedio de tiempo de residencia de los diferentes componentes de la rocas. También los isótopos estables son usados en el estudio de procesos sedimentarios, por ejemplo en diagénesis.
Aplicaciones a la tectónica regional
El modelado de la evolución tectónica y paleogeográfica de terrenos tectonoestratigráficos utilizando, junto con otras técnicas, el análisis de la procedencia de sus sedimentos por medio de geoquímica y petrografía, es una técnica nueva y de frontera en las ciencias geológicas.
La importancia de conocer la composición de los sedimentos en el modelado de la evolución tectónica se muestran claramente en los estudios de los terrenos de la porción Canadiense del Cinturón Cordillerano realizados por Samson et al., (1990) entre otros. La mayoría de estos terrenos han sufrido transporte lateral de dimensiones considerables, ocultando sus relaciones originales con el continente y su evolución tectónica temprana. Sin embargo, el estudio isotópico de sus sedimentos sugiere que algunos de estos terrenos, como Wrangellia y Stikinia, se desarrollaron sedimentologicamente aislados de la influencia continental.
Como ejemplo de uno de los primeros trabajos de este tipo realizados en México es el realizado por Yañez y colaboradores (1991) en el Complejo Acatlán del Paleozoico Medio, que aflora en la región sur del Estado de Puebla. Este complejo ha sido considerado por algunos autores como el basamento de un terreno alóctono con respecto a México, especificamente con respecto al Complejo Oaxaqueño. Basándose en el análisis isotópico de las rocas meta-sedimentarias del complejo Acatlan y comparando los resultados con aquellos obtenidos de el Complejo Oaxaqueño,estos autores encontraron que ambas presentan los mismos valores isotópicos, por lo que infieren que no hubo aloctonía y que los sedimentos del Complejo Acatlan probablemente fueron derivados del Complejo Oaxaqueño.
Otro ejemplo de este tipo de estudios en Mexico, se relaciona al el terreno Guerrero (Centeno-García el al., 1993a). Este terreno fue correlacionado en un principio con la evolucion de los terrenos más occidentales de la Cordillera de Norteamérica, y algunos autores llegaron a considerarlo como partes desprendidadas de Wrangelia (Monger, 1978). Sin embargo, aplicando esta tecnica de análisis integral de la estratigrafía en el terreno Guerrero, fue posible localmente diferenciar dos paquetes de roca con sedimentos de composiciones totalmente distintas y que se formaron en ambientes tectónicos diferentes (Centeno-Garcia, 1994). Ademas de ayudar a definir con mayor precisión la estratigrafía interna del terreno Guerrero y de mostrar las diferencias estratigráficas fundamentales con respecto a Wrangelia, el analisis de los sedimentos indica que al menos en las etapas iniciales de su evolución el terreno Guerrero recibio grandes cantidades de material reciclado del continente, el cual no está presente en los terrenos mencionados de la Cordillera Canadiense (Centeno-Garcia et al., 1993a y 1993b).
Con los resultados obtenidos de los análisis de procedencia de sedimentos en la mayoría de los casos no se espera definir la posición geográfica precisa de los diferentes terrenos tectónicos, ya que estos resultados dependen de variables multiples, incluyendo la mezcla de sedimentos provenientes de diversas fuentes. Sin embargo, la obtención de información concisa sobre su afinidad sedimentaria permite proponer ciertos "limites" a los modelos geográficos y de evolución tectónica que han sido propuestos utilizando otras técnicas como el paleomagnetismo, las provincialidades faunísticas y las correlaciones estratigráficas.
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