Calizas metasomaticas trabajo de investigacion para la materia de geología de la universidad Veracruzana

1. INGENIERÍA PETROLERA
UNIVERSIDAD VERACRUZANA; MEXICO
TEMA 12 - CALIZA METASOMATICA
Las calizas metasomáticas son rocas sedimentarias diagenéticas donde los seres vivos,
generalmente representados por protozoos y bacterias, sufren un proceso de
consolidación por cementación, compactación y recristalización. También puede
producirse la diagénesis por cambios químicos.
Mediante recristalización se originan determinados mármoles que albergan fósiles, y que
no han concluido el proceso de metamorfismo. Por su parte, mediante cambios químicos,
se produce la transformación de caliza en dolomía.
El metasomatismo es un proceso que consiste en el reemplazamiento de un mineral por
otro de composición diferente; supone, por tanto, una reacción química entre los minerales
que forman la roca sedimentaria y el medio que la rodea, en general, fluido. Los procesos
de metasomatismo son muy frecuentes en las rocas sedimentarias, y son capaces de
producir transformaciones radicales en su composición química.
Se estima que este mecanismo de transferencia puede ser producido por corrientes fluidas
que atraviesan los macizos rocosos, por vapores o por migraciones de la materia debidos
a cambios importantes de presión y temperatura. Un ejemplo de metasomatismo común
es la transformación de calcita en dolomita.
Algunas rocas sedimentarias, particularmente las calizas, sufren, después de su
formación, un reemplazamiento total o parcial por las reacciones con elementos del agua
de mar o de aguas que corren por el subsuelo. Aquí vamos a considerar las rocas que se
forman como consecuencia de dichas reacciones.
De las calizas metasomáticas, las principales, desde el punto de vista del geólogo e
ingeniero petrolero son las dolomías. Ya que se efectúa un aumento de porosidad no
solamente debido al tamaño del ion de magnesio con respecto al de calcio, sino también a
la orientación errática de los cristales de la dolomita.
LA DOLOMITA, EL MINERAL.
La dolomita, denominada de esa forma en honor al geólogo francés Déodat Gratet de
Dolomieu, es un mineral compuesto de carbonato de calcio y magnesio [CaMg(CO3)2]. Se
produce una sustitución por intercambio iónico del calcio por magnesio en la roca caliza
(CaCO3).
Es un importante mineral de rocas sedimentarias y
metamórficas, encontrado como mineral principal de
las rocas llamadas dolomías , así como mineral

2. importante en limolitas y mármoles donde la calcita es el principal mineral presente.
También aparecen depósitos de dolomita en vetas hidrotermales, formando cristales que
rellenan cavidades. Se ha encontrado también en serpentinitas y rocas similares.
LA DOLOMÍA, LA ROCA.
La dolomía es una roca sedimentaria de origen químico compuesta básicamente
de dolomita, cuya composición química es carbonato de calcio y magnesio [CaMg(CO3)2].
Fue distinguida de la caliza por el geólogo francés D. Dolomieu en el siglo XVIII.
La dolomía debe contener al menos 50%
de dolomita; si contiene menos se
llama caliza magnesiana o dolomítica. Se
considera pura cuando ese porcentaje pasa
del 90%.
Algunos investigadores consideraron
necesario diferenciar los distintos tipos de
dolomía e introdujeron nuevos términos
para dar cuenta de las variaciones del contenido de magnesio y calcio. La composición
ideal de la dolomía consta de partes iguales de Ca y Mg en capas alternadas separadas
por capas de CO3. Cuando el carbonato de calcio [CaCO3] se incrementa en un 10%, o
un porcentaje superior, por encima de su composición ideal, el mineral es denominado
como dolomía con alto contenido de calcio; alternativamente, también puede denominarse
dolomía calcítica o dolomía calcárea. Con una reducción del contenido de carbonato de
magnesio [MgCO3], de manera que el CaCO3 oscile entre el 50% y el 90%, la roca puede
denominarse caliza dolomítica. La reducción posterior del MgCO3, hasta alcanzar un
porcentaje que oscila entre 5% y 10%, se traduce en caliza magnesiana, aunque algunos
consideran obsoleto este término. Con menos del 5% de MgCO3, la roca precursora se
denomina simplemente caliza.
ORIGEN
Según cómo se forman, se han planteado distinciones importantes pero confusas entre
diversos tipos de dolomía. El modo de origen de una dolomía es un concepto importante
que puede relacionarse con su orientación general y su extensión areal en el subsuelo.
De acuerdo con su distribución en el tiempo (rocas muy abundantes en épocas pasadas y
depósitos actuales dudosos o poco importantes) se ha mantenido cierta polémica sobre el
origen de los grandes volúmenes de dolomías existentes en la corteza terrestre; en este
sentido pueden señalarse dos posturas.
Origen primario: En este caso la escasez de depósitos actuales se justifica por cambios en
la sedimentación, relacionados posiblemente con la evolución de la atmósfera terrestre.

3. Así, en épocas pasadas, la precipitación de dolomita en el agua de mar ha podido verse
favorecida por incrementos en Mg, en CO2 y en la temperatura de los mares antiguos. Por
otra parte, la aparición en el Cretácico de organismos que sólo segregan caparazones de
aragonito (el cual no admite Mg en la red), colabora al actual predominio de las calizas.
Origen secundario: Justifica la citada distribución en el hecho de que cuanta más antigua
es una roca, más probabilidad tiene de experimentar reemplazamiento.
La dolomía primaria consta de partículas que se formaron primero como dolomía mediante
la precipitación directa del agua de mar u otra solución acuosa. Este proceso genera
sedimentos dolomíticos no litificados. No obstante, los investigadores posteriores
asignaron la denominación de primaria a la dolomía, en base a su posición en la estructura
de la roca primaria, en este caso, se refiere a la dolomía que precipitó directamente por
encima, en o dentro del sedimento, formándose además al mismo tiempo que los
sedimentos. Por consiguiente, al término geoquímico primaria se le adjudica un contexto
estratigráfico.
No todos los precipitados caen dentro de la clasificación de primaria. Un tipo diferente de
precipitado posee implicancias más negativas en el campo petrolero. Esta dolomía
precipita de soluciones acuosas en forma de cemento que rellena poros.
Las dolomías secundarias se forman a través del reemplazo de CaCO3 por CaMg(CO3)2.
Actualmente, la expresión “de reemplazo” (replacive) o alguna variación de la misma,
parece estar eclipsando al término secundaria.
Por consiguiente, la precipitación es responsable tanto de la dolomía primaria como del
cemento que rellena los poros. Por otro lado, la dolomitización forma dolomía secundaria o
de reemplazo.
La dolomitización es el proceso de reemplazamiento de un mineral, generalmente calcita o
aragonito (ambos CaCO3), por dolomita CaMg(CO3)2, según la siguiente reacción:
2CaCO3+Mg+2 →CaMg(CO3)+Ca+2 , y puede tener lugar en una etapa temprana o
tardía respecto a la formación del carbonato cálcico precursor. La sustitución mineral se
produce probablemente por fenómenos de difusión a escala local (mediante procesos de
disolución–precipitación a escala atómica) y puede ser total o parcial.
Reemplazamiento total (fábrica destructiva): se sustituye completamente la textura
original.
Reemplazamiento parcial (fábrica retentiva): afecta a algunos componentes pero se
conserva la textura original de la roca, el reemplazamiento parcial suele llevar,
generalmente, un orden selectivo de tal forma que lo primero en dolomitizarse es la matriz
micrítica y posteriormente los bioclastos. En otras ocaciones la selectividad se establece a
través de fracturas, bioturbación, estrucuras sedimentarias, etc.
MODELOS DE DEPÓSITO

4. A continuación se describen los modelos de dolomitización más reconocidos en la
literatura entre los que destacan los siguientes: dolomita tipo Sabkha, dolomita lacustre,
dolomita de agua marina, dolomita de reflujo, dolomita de zona de mezcla, dolomita
organogénica/metanogénica, dolomita de sepultamiento profundo y dolomita hidrotermal y
de mediación microbiana—. Se presenta una descripción de los modelos desde el punto
de vista de formación de yacimientos y la manera de reconocerlos en base a sus
características geométricas, texturas y geoquímica.
Los modelos de dolomitización pueden ser subdivididos en 4 grupos principales:
A) Modelos sindeposicionales:
 Lacustre o tipo Coorong
 Tipo Sabka
 Marino Normal
B) Modelos de sepultamiento somero:
 Reflujo
 Mezcla
C) Modelos de sepultamiento profundo
 Sepultamiento profundo
 Hidrotermal
D) Modelo de mediación microbiana
A) Modelos sindeposicionales
II.1.2 Lacustre (tipo Coorong)
Origen.- La dolomita en este modelo precipita en forma laminar y masiva en el centro de
cuencas lacustres, márgenes de playa y planicies de lodo. Esta dolomita está
representada en la región de Coorong en el SE de Australia, de donde obtiene su nombre.
Textura y estructuras. - Las dolomías son estratiformes y suelen presentarse en manos de
1m de espesor. Texturalmente consisten de cristales de dolomita de <10μ. Muestran
buena preservación de estructuras sedimentarias como rizaduras, concreciones, brechas
de intraclástos, estromatolitos y dolocretas.
Geoquímica.- La geoquímica refleja fluidos intersticiales evaporíticos con δ18O positivo,
elevado contenido de Sr y Na. Sin embargo, la disolución reprecipitación puede re-
equilibrar los valores de isótopos estables y de elementos traza.
II.1.1 Modelo tipo Sabka

5. Origen.- La dolomita tipo sabkha se forma cuando el agua marina fluye sobre sedimentos
perimareales en regiones áridas. La evaporación origina la precipitación de minerales
evaporíticos incluyendo a la dolomita. El incremento de densidad de la salmuera originada
por evaporación provoca que esta se percole y dolomitice los sedimentos subyacentes. De
esta manera el avance por densidad provee el bombeo.
Textura y estructuras.- La dolomita de tipo sabka se asocia con sedimentos de
supramarea y contiene estructuras distintivas asociadas, tales como estromatolitos
algáceos, anhidritas nodulares, e intercapas eólicas. El tamaño de cristal es comúnmente
<10μ (microcristalino) en la dolomita de facies desupramarea (Warren 2000), pero en
facies sucrósicas de submarea pueden ser más gruesas de 40-100μ (Allan y Wiggins,
1993).
Geoquímica.- Debido a que la dolomita de tipo sabkha se forma singenéticamente a partir
de la evaporación de agua de mar, las composiciones de δ18O son pesadas, y el Sr y Na
pueden ser altos mientras que el Mg y Fe pueden ser bajos. La composición isotópica del
Sr suele tener valores similares al agua de mar al tiempo de deposición del sedimento
(Allan y Wiggins, 1993). Sin embargo, los valores geoquímicos pueden ser “reseteados”
por recristalización tardía durante el sepultamiento. Debido a que las dolomitas de
supramarea y sabkha se forman en la superficie, no contienen inclusiones fluidas bifásicas
(Moore, 1989; Warren, 1989). Las inclusiones monofásicas pueden estar presentes y
mostrar valores bajos de Tm (temperatura de fusión de hielo) indicativos de alta salinidad.
II.1.4 Modelo de agua marina
Origen.- La dolomita marina toma el Mg directamente del agua de mar. El bombeo del
magnesio es suministrado por las mareas o por convección geotérmica “kohout” (Celdas
de convección térmica que se desarrollan en márgenes continentales (Land, 1989, Mazullo
et al., 1995) se refieren a esta dolomita como una dolomita de submarea.
Textura y estructuras.- La dolomita puede precipitar como un cemento marino
directamente en poros rellenos de agua de mar (Land, 1985) .El tamaño de cristal varía de
10-50μ. Geoquímica. - La dolomita marina deberá tener una composición isotópica de Sr
similar a la del agua de mar al tiempo de la deposición del sedimento, Debido a que las
dolomitas marinas se forman en ambientes a bajas temperaturas, contendrían inclusiones
fluidas de una sola fase con bajas salinidades de 3.55 % peso de NaClequ. Valores de
δ18º de +2º/00, valores de Sr del orden de 1000 ppm, y salinidades de agua marina
normal (datos en dolomitas de Belice, Mazullo, et al., 1995).
B) Modelos de sepultamiento somero
II.1.3 Modelo de Reflujo
Origen.- La dolomita de reflujo se encuentra donde las salmueras generadas en lagunas
evaporíticas o cuencas abiertas fluyen a través de la calizas infrayacentes y las

6. dolomitizan. La evaporación del agua marina en lagunas o cuencas hipersalinas causa la
precipitación de yeso, que incrementa la relación Mg/Ca de la salmuera evaporítica
residual. La evaporación subsecuente origina la precipitación de halita y de evaporitas
potásicas, produciendo salmueras con densidades superiores a 1.30 g/cc. Esas densas
salmueras desplazan a los fluidos intersticiales menos densos conforme van percolando a
través de los sedimentos carbonatados infrayacentes y los dolomitizan. Cualquier dolomita
formada por percolación de salmueras evaporíticas, incluyendo aquellas originada a partir
de sabkhas, puede ser referida como una dolomita de reflujo
Textura y estructuras.- La dolomita de reflujo puede ser reconocida devarias formas.
Generalmente aparece por debajo de niveles de evaporitas. El porcentaje de dolomita
decrece a profundidad, conforme se aleja de las evaporitas. La distribución regional de la
dolomita con frecuencia imita a la unidad evaporítica suprayacente. La dolomita parece
haberse formado antes de la compactación y con frecuencia es de fábrica preservativa. El
tamaño de cristal puede variar ampliamente de cristalino fino a medio. Debido a que el
proceso de reflujo ocurre antes de la compactación, con frecuencia los yacimientos
poseen buena porosidad intercristalina.
Geoquímica.- Aunque los isótopos de carbono y oxígeno pueden no ser diagnósticos para
su reconocimiento, debido a que la dolomita puede posteriormente recristalizar durante
una invasión de aguas meteóricas o por sepultamiento, la dolomita de reflujo presenta
composiciones de δ18O pesadas y contiene inclusiones fluidas predominantemente
monofásicas, sugiriendo bajas temperaturas de precipitación. Los isótopos de estroncio
son muy útiles para identificar las dolomitas de reflujo, debido a que estas comúnmente
asumen la relación isotópica de Sr típica de la evaporita a partir de la cual la salmuera de
reflujo se originó. Debido a que el fluido inicial es agua marina los valores isotópicos de Sr
pueden ser correlacionados con la curva de variación isotópica del Sr del agua de mar
(Burke y otros, 1982 ) en el punto correspondiente a la edad del depósito evaporítico a
partir del cual la salmuera dolomitizante se derivó (Moore, 1989, Warren,1989).
II.1.4 Modelo de Zona de Mezcla
Origen.- El modelo de zona de mezcla de agua marina-meteórica está basado en la idea
de que la mezcla de agua meteórica con agua marina puede producir un fluido
subsaturado con respecto a la calcita y la aragonita, y supersaturado con respecto a la
dolomita. El Mg es suministrado por el agua marina y el avance hidrodinámico provee la
bomba hidrológica. Este modelo ha sido ampliamente utilizado para explicar secuencias
dolomitizadas antiguas con ausencia de evaporitas. Sin embargo los dos problemas
principales que presenta este modelo son la ausencia de dolomita en casi todas las zonas
de mezcla modernas y el hecho de que el agua marina por si sola está más supersaturada
con respecto a la dolomita que cualquier mezcla de agua meteórica-agua marina.
Textura y estructuras.- Las dolomitas formadas en ambientes de zona de mezcla tienen
varias características distintivas. Quizás la más importante es la ausencia de evaporitas

7. cercanas y la presencia de fábricas diagenéticas meteóricas, tales como porosidad
móldica y cementos meteóricos vadosos o freáticos. El cemento de dolomita es
comúnmente transparente, está relativamente libre de inclusiones, y exhibe complejas
intercalaciones de calcita y dolomita, con frecuencia en el mismo cristal (Ward y Halley,
1985, Humphrey, 1988). La dolomita generalmente es finamente cristalina, con texturas de
reemplazamiento caracterizadas por tamaños de cristal de <20μ y cemento con cristales
de <100μ.
Geoquímica.- La dolomita de la zona de mezcla deberá contener concentraciones de Sr y
Na menores que los valores para dolomita precipitada por agua de mar o agua de mar
evaporada. Debido a que las dolomitas de zona de mezcla se forman en ambientes
freáticos a bajas temperaturas contendrían inclusiones fluidas de una sola fase con bajas
salinidades de <3.5% peso NaClequ.
C) Modelos de sepultamiento profundo
II.1.6 Modelo de Sepultamiento
Origen.- Este tipo de dolomitización puede ocurrir en el subsuelo durante el sepultamiento
y levantamiento de una formación carbonatada (Allan y Wiggins, 1993). Estudios
experimentales muestran que con el incremento de temperaturase incrementa también la
relación Mg/Ca (Hardie, 1987) de igual manera se infiere que las elevadas temperaturas
encontradas durante el sepultamiento, superan las barreras cinéticas y favorecen la
dolomitización. Las fuentes de fluido más citadas para la dolomitización por sepultamiento
son: a) salmueras evaporíticas residuales ricas en Mg, b) agua de mar modificada, y c)
aguas de compactación de lutitas. La capacidad para generar dolomita de sepultamiento a
partir de salmueras evaporíticas residuales ha sido demostrada por estudios de
geoquímica de rocas y de fluidos así como de inclusiones fluidas (Broomhall y Allan, 1987,
Spencer, 1987).
El rol del agua marina, modificada por procesos diagenéticos de sepultamiento, es
especulativo, y está basado principalmente sobre el argumento químico de que la mayoría
de las aguas de formación sedimentarias por encima de los 60-70ºC, las cuales han
evolucionado a partir de agua de mar, son capaces de dolomitizar calizas (Hardie, 1987).
El rol de las aguas de compactación de lutitas, que son una mezcla de agua de mar y
agua expelida intercapa a partir de minerales de arcilla, es más especulativo, y está
basada en la intercalación entre cuerpos de dolomitas y unidades de arcilla, (Mattes y
Mountjoy, 1980), además tiene problemas de balance de masas por cantidades
inadecuadas de Mg en el fluido, cuando grandes volúmenes de dolomita están
involucrados (Morrow, 1982).
Textura y estructuras.- Debido a que el flujo del fluido en el subsuelo puede ser lateral o a
través de la formación, los yacimientos de dolomita de sepultamiento pueden asumir
muchas formas y tamaños. El avance hidrodinámico y la alta densidad de la salmuera

8. hipersalina originan un flujo lateral y en profundidad de los fluidos de formación; asimismo,
cuando hay compactación, debido a sepultamiento normal o compresión tectónica, se
origina un flujo lateral y hacia arriba. El avance hidrodinámico asociado con el
levantamiento de cadenas montañosas (Bethke, 1986) y la compresión debido al
acortamiento cortical asociado con procesos de subducción o colisión continental ( Oliver,
1986; Leach y Rowen, 1986) son las hipótesis de movimiento de fluidos a gran escala más
invocadas. El flujo vertical a lo largo de fallas y fracturas tiende a producir cuerpos lineales
y estrechos de dolomita. Debido a que la dolomitización de sepultamiento normalmente
ocurre después de la litificación, la dolomita cruza cambios de facies deposicionales y
límites de formación.
Las rocas completamente dolomitizadas son cristalinas medias a muy gruesas (tamaños
de cristal de 150μ hasta >>1mm) y están comúnmente compuestas de dolomita no planar
a planar-s de color café o gris (roca huésped recristalizada), que gradan hacia dolomita
blanca de relleno de fracturas y vúgulos planar-e (precipitaciones directas de la solución).
La dolomita blanca comúnmente presenta una textura barroca (cristales de caras curvadas
y extinción ondulante). Su color blanco opaco es causado por la abundancia de
inclusiones acuosas bifásicas.
Geoquímica.- La dolomita de sepultamiento generalmente presenta composiciones más
negativas de δ18O que la dolomita temprana, como resultado de su más alta temperatura
de formación. Esta comúnmente contiene inclusiones fluidas acuosas bifásicas con altas
salinidades y temperaturas de homogeneización >50ºC y pueden también contener
inclusiones de petróleo, lo que sugiere que la precipitación de la dolomita ocurrió durante
la migración activa del petróleo.
Las composiciones isotópicas de Sr de muchas dolomitas de sepultamiento son
radiogénicas, indicando que las salmueras dolomitizantes fueron alóctonas e interactuaron
con feldespatos potásicos en sedimentos siliciclásticos o rocas de basamento antes de
entrar a las unidades carbonatadas que dolomitizaron. Muchas dolomitas de sepultamiento
están enriquecidas en Fe y Mn por la misma razón, y luminescen en color rojo tenue bajo
catodoluminiscencia.
Las dolomitas de sepultamiento están con frecuencia asociadas con minerales accesorios
comunes a mineralizaciones tipo Mississippi Valley, por ejemplo; esfalerita, galena,
fluorita, barita, pirita y marcasita.
II.1.7 Hidrotermal
Origen.- La dolomita hidrotermal ocurre en condiciones de sepultamiento a temperaturas
elevadas y presiones por fluidos (salmueras) que son de temperaturas y presiones
mayores que las del ambiente de la roca encajonante. Esta dolomita se emplaza en la
periferia o a lo largo de fallas o sistemas de fracturas (Davies y Smith, 2006).

9. Textura y estructuras. - La dolomitización hidrotermal es controlada por las estructuras y
forma cuerpos reemplazados que son generalmente tabulares o siguiendo planos de
estratificación y fallas. Aunque el principal control es hidrotermal, la facies y diagénesis
temprana son importantes controles para las fábricas y texturas de reemplazamiento así
como el volumen y tipo de porosidad.
Geoquímica.- Datos geoquímicos obtenidos en el Trenton Group, Ontario (Middleton et al.,
1993) indican salinidades de 24 a 41 NaClequ y temperaturas de homogeneización entre
100 y 220ºC.
II.1.8 Modelo de mediación microbiana
Precipitar dolomita a temperatura ambiente es posiblemente el mayor de los problemas
planteados para los estudiosos del fenómeno de formación de la dolomita en la naturaleza.
El reconocimiento de la importancia del metabolismo de los microorganismos en la
formación de dolomita ha llevado a la apreciación de que los procesos bacterianos pueden
servir en diferentes entornos como posibles formas de superar las limitantes cinéticas de
la precipitación de dolomita (Vasconcelos and McKenzie, 1997; Van Lith et al., 2003b,a;
Vasconcelos et al., 2005). Folk (1993), usando imágenes de SEM en las que aparecían
ciertas estructuras similares a microesferas bacteriales, fue uno de los primeros en sugerir
que las bacterias eran probablemente responsables de muchos procesos desconocidos de
precipitación mineral en rocas antiguas.
Las bacterias pueden fijar carbonato a partir de diferentes tipos de estructuras, como
esferas, filamentos y tejidos inhomogéneos que, al degradadarse rápidamente son
reemplazados por fases minerales que conservan las texturas móldicas originales (Riding,
2000; Riding and Awramik, 2000). Diversos autores han sugerido que las bacterias pueden
concentrar en la superficie de su célula iones de Ca y Mg, creando microambientes en los
que la actividad iónica favorece la precipitación de carbonatos. (Folk, 1993, Warren, 2000).
El principal descubrimiento de los últimos años con respecto a la actividad bacteriana
como motivo para superar la barrera cinética a temperatura ambiente fue realizado en la
Lagoa Vermelha (Laguna Roja) en Brasil (Vasconcelos & Mackenzie, 1997). Este lago
hipersalino situado al este de Rio de Janeiro, presenta comunidades de bacterias con
dolomita neoformada, en donde precipita dolomita rica en Ca en capas alternantes con los
sedimentos del lago. Una vez precipitada la dolomita comienza una fase de maduración o
reequilibrio hasta encontrar una fase mineral más ordenada (estable), siempre mediado
por la actividad bacteriana. Este descubrimiento, luego recreado en laboratorio, hizo que
Vasconcelos & Mackenzie (1997) propusieran este como un modelo de dolomitización por
actividad microbiana. En este modelo, las capas superficiales son anóxicas y crean un
medio ambiente especial en donde la materia orgánica fotosintética puede ser utilizada
como fuente de SO4 por comunidades de bacterias sulfato reductoras, favoreciendo al
mismo tiempo la precipitación de calcita magnesiana y de dolomita poco estequiométrica.
La mediación bacteriana permite superar la barrera cinética para la precipitación directa de
dolomita. Estas bacterias controlan el microambiente necesario para la precipitación de la
dolomita, así como la superficie de nucleación de los nanocristales de dolomita. Las
bacterias necesitan los 53 iones sulfato para sus procesos de metabolismo, mientras que

10. la dolomita necesita para precipitar Mg junto con un ambiente alcalino (Vasconcelos &
Mackenzie, 1997).
Una vez que la nucleación comienza, los cristales así formados empiezan a pasar por la
regla de Ostwald, en donde a 14 cm de profundidad bajo el fondo del Lagoa Vermelha,
empiezan a sobrecrecer las dolomitas. El reequilibrio tiende a favorecer firmas isotópicas
más negativas de !13C a medida que existe un mayor ordenamiento en los cristales. A esa
profundidad las bacterias siguen presentes y continúan favoreciendo las condiciones
cinéticas para el reequilibrio de las dolomitas. A mayor profundidad (70-90 cm), los
cristales empiezan a desarrollar texturas planares-e (eudrales). Este modelo de
dolomitización por actividad bacteriana, al igual que el anterior, no está restringido a un
ambiente o profundidad específicos ya que se puede dar desde la superficie hasta el límite
de supervivencia de las bacterias que puede ser de hasta 3 km de profundidad (Warren,
2000).
La actividad bacteriana en carbonatos produce texturas de micritas o microesparitas, y
como la profundidad es variable pueden encontrarse gran cantidad de cavidades, vúgulos
y cavidades carsticas. Este modelo requiere forzosamente un aporte continuo de SO4,
pues de ello depende el metabolismo de las bacterias. Aunque el proceso de tipo BSR
también se da en este ambiente, se le diferencia por la acción directa de comunidades
completas de microorganismos, mientras que en el modelo anterior la actividad bacteriana
puede no ser necesaria.
CLASIFICACIÓNGENÉTICADE LAS DOLOMÍAS
Atendiendo a su origen exclusivamente pueden establecerse distintos tipos de dolomías,
no siempre fáciles de distinguir petrográficamente:
Dolomías detríticas o terrígenas.
Formadas por procesos de erosión subaérea a partir de otras dolomías. Presentan granos
de dolomita policristalinos o monocristalinos, más o menos rotos, redondeados y a veces
recrecidos. Son raras y difíciles de encontrar (pueden verse trasformadas durante la
diagénesis).
Dolomías primarias.
Formadas por precipitación química directa, en ambientes muy restringidos (lagos
hipersalinos). Su existencia es discutida, aceptándose el origen primario para algunos
niveles milimétricos interestratificados con terrígenos. Mucho más frecuente es que
precipite dolomita en poros megascópicos –como cemento–; posteriormente puede darse
una dolomitización general de la roca, coexistiendo dolomita primaria y secundaria.
Dolomías penicontemporáneas
Generadas por transformación de calizas –sedimentos lodosos normalmente– en etapas
muy próximas a su depósito, en el mismo ambiente que el depósito. Existen varios
modelos que pueden explicar dichos cambios y en todos ellos las soluciones
dolomitizantes proceden de la superficie. Constituyen uno de los tipos más abundantes de
dolomías.

11. Dolomías de soterramiento.
Corresponden en gran parte a precipitación de cemento de dolomita: es un cemento
tardío, normalmente rico en hierro. La cementación puede ir acompañada de
reemplazamiento, pero este hecho se considera poco importante debido al problema que
supone el aporte de magnesio. En esta etapa, dependiendo del ambiente diagenético, es
probable que tenga lugar la recristalización de los otros tipos de dolomías de grano más
fino.
Dolomías hidrotermales.
Generadas por fluidos de origen hidrotermal –asociados a rocas ígneas–ricos en Mg y
otros componentes. Presentan un acusado control estructural, normalmente por fallas,
mostrando en general sentido ascendente. Suelen tener aspecto cavernoso (con
presencia de geodas) y paragénesis complejas, en relación muchas veces con depósitos
de minerales metálicos (Pb-Zn) de interés económico.
Dolomías freáticas.
Debidas a la presencia de aguas freáticas ricas en Mg. Dichas aguas al atravesar
formaciones calizas tienen el poder de dolomitizar. En general, muestran sentido
descendente, controladas por fallas y diaclasas. Existen ejemplos en las islas Canarias, en
relación con calizas que yacen bajo basaltos.
CARACTERISTICAS FISICAS Y QUIMICAS
En las dolomías predominan los colores amarillentos y pardo amarillentos; con frecuencia
se observan colores marrones en superficie –debidos al Fe contenido en la red de la
dolomita– y grises en fractura. No muestran formas cóncavas de disolución en superficie
como las calizas, la disolución está ahora controlada por las diaclasas y la rotura de la
roca tiende a ser paralepipédica.
POROSIDAD Y PERMEABILIDAD
Al ser la dolomita más densa y de estructura cristalina más compacta que la calcita, este
proceso implica un aumento del volumen de huecos de la roca, es decir, de su porosidad.
Las dolomías, a diferencia de las calizas, no son solubles en agua, lo que impide el
desarrollo de los procesos kársticos sobre ellas. Si tienen una cierta capacidad de
almacenamiento de fluidos, relacionada con la porosidad secundaria que desarrollan
durante el proceso de dolomitización.
Tienen una alta porosidad y suficiente permeabilidad para construir una roca almacenante
favorable; su apariencia es sacarosa y por lo tanto. Su porosidad es frecuentemente
denominada sacaroide. Esta porosidad es debida tanto a la falta de orientación de los
cristales aludida como a la reducción del volumen que acompaña al cambio de caliza a

12. dolomita. La permeabilidad en una dolomía respecto a una caliza es mayor, debido a
procesos químicos y físicos que permiten conectar los poros. Por otra parte, es lo
suficientemente baja para no dejar escapar los fluidos contenidos en ella
TEXTURA
Las dolomías presentan menor variedad textural que las calizas. No obstante, también
pueden observarse desde texturas lodosas (de grano fino) a texturas granudas (a veces
pueden identificarse distintos tipos de granos como en las calizas), aunque ahora son
mucho más frecuentes las texturas cristalinas.
Además –observadas en detalle– las texturas granudas muestran bordes de grano
difusos, consecuencia del crecimiento de cristales y del reemplazamiento de la calcita por
dolomita, lo que indica la existencia de una textura cristalina sobreimpuesta a la
falsamente granuda (textura relicta).
En aquellas dolomías donde aún es posible identificar los componentes petrográficos de la
caliza precursora, puede utilizarse para describir su textura la nomenclatura de Folk
acompañada del prefijo “dolo” o del adjetivo dolomitizada (ej.: dolobioesparita o bioesparita
dolomitizada). En otras rocas esto no es posible y se tienen dolomías cristalinas, también
denominadas doloesparitas; para su descripción se utiliza la terminología propia de las
rocas cristalinas (ej.: mesocristalina, equigranular, idiotópica).
Dado que la calidad de un yacimiento dolomítico se caracteriza por su textura, esta
interrelación de la forma de los cristales y el tamaño, la orientación y el empaque de
granos dentro de una roca también puede afectar la calidad del yacimiento. Los
esquemas de clasificación textural ayudan a los geólogos a inferir los procesos que
controlaron la nucleación y el crecimiento de los cristales.20 Un esquema de clasificación
de dolomías ampliamente aceptado se basa en las relaciones de borde de los cristales y
divide las texturas en dos tipos: planares y no planares. Los cristales planares se dividen a
su vez en euhedrales y subhedrales
 La dolomía planar se forma tanto en ambientes diagenéticos someros como en
ambientes diagenéticos de sepultamiento. La textura se desarrolla cuando los cristales
experimentan un crecimiento facetado con las interfaces planares, característico de los
cristales de dolomía formados durantelos primeros estadios de la diagénesis y, bajo
ciertas condiciones, a temperaturas elevadas en elsubsuelo. En relación con la dolomía
planar existendos poblaciones en cuanto a la relación entre la porosidad y la
permeabilidad.
 Dolomía planar-e (euhedral): Esta textura, a menudo aludida como “sucrósica,” forma
importantes yacimientos en todo el mundo. La permeabilidad varía considerablemente
con la porosidad. En la dolomía planar-e se encuentran tamaños uniformes de
gargantas de poros y sistemas de poros bien interconectados, como se observa en los

13. datos de presión capilar y en el análisis de moldes de poros efectuado con el
microscopio de barrido electrónico (SEM).
 Dolomía planar-s (subhedral): La permeabilidad es más baja que en la dolomía planar-e
y no se incrementa tan rápido con el incremento de la porosidad. En esta dolomía no se
observan tamaños de gargantas de poros uniformes y sistemas de poros bien
conectados, debido probablemente a la persistencia de la cementación durante la
diagénesis.
 La dolomía no planar existe en el subsuelo a temperaturas de más de 50ºC [122ºF].
Esta dolomía no muestra ninguna correlación significativa entre la permeabilidad y la
porosidad . La permeabilidad en la dolomía no planar se atribuye a menudo a rasgos de
porosidad secundaria, tales como las fracturas o las cavidades (vacuolas)
interconectadas, más que a la porosidad intergranular observada entre los cristales.
 Los investigadores continúan develando los misterios de la mineralización de la
dolomía. El descubrimiento de que la dolomía es metaestable constituyó una revelación
que ayudó a los geocientíficos a explicar las variaciones de las proporciones químicas y
el orden estructural que se observan a medida que el mineral se desarrolla. La
dolomitización no constituye un solo evento sino una secuencia de respuestas
causadas por la modificación de las condiciones geológicas.
RELACION CON EL HIDROCARBURO
Están grandemente relacionadas gracias a su gran porosidad y permeabilidad ya que
funcionan como rocas almacenadoras. No obstante, hay que tener en cuenta todo el
proceso de intercambio químico, ya que, por una parte se obtiene porosidad, pero si el
mineral es completamente sustituido, esa porosidad se volverá a perder.
Las dolomías son las rocas carbonatadas que presentan mejores características de
porosidad y permeabilidad además contienen los principales yacimientos de hidrocarburos
del campo Cantarell y en la Sonda de Campeche. En sistemas carbonatados
frecuentemente la dolomitizacion mejora la calidad de los yacimientos incrementando el
tamaño del cristal, el tamaño de la garganta del poro y disminuye la rugosidad del poro,
incrementando así la permeabilidad de roca carbonatada.
Las campañas de exploración, que apuntaron específicamente a los yacimientos de
dolomía como objetivos, se amortizaron a través de numerosos campos de petróleo y gas
en todo el mundo. Se estima que hasta un 50% de los yacimientos carbonatados de todo
el mundo se encuentran en dolomías, y en América del Norte esa estimación llega al
80%.10 Los yacimientos de dolomía también alojan volúmenes significativos de
hidrocarburos en Rusia, el noroeste y el sur de Europa, el norte y el oeste de África, Medio
Oriente y el Lejano Oriente (arriba).
La formación de la dolomía posee un efecto pronunciado sobre la calidad de los
yacimientos, aunque no todas las dolomías conforman buenos yacimientos. En algunos

14. yacimientos, es perjudicial para la producción. La permeabilidad, la solubilidad y la
estructura depositacional original de una roca o de un sedimento carbonatado, así como la
química, la temperatura y el volumen de los fluidos dolomitizadores, inciden en su totalidad
en la calidad de los yacimientos de dolomía. Frente a estas variables, la dolomitización
puede mejorar, preservar o destruir la porosidad.11
Existen al menos dos líneas de pensamiento en cuanto a la porosidad de la dolomía: para
algunos geólogos, la porosidad de la roca dolomítica es heredada de la caliza
precursora.12 Otros adhieren a la afirmación generalizada según la cual la conversión
química de la caliza en roca dolomítica se traduce en un incremento de la porosidad del
12% porque el volumen molar de la dolomía es más pequeño que el de la calcita.
Los estudios modernos, llevados a cabo en diferentes partes del mundo, muestran
cambios interesantes en la porosidad y la permeabilidad con el incremento del volumen de
dolomía. Por ejemplo, una evaluación de los carbonatos jurásicos Arab-D del Campo
Ghawar, situado en Arabia Saudita, indicó una reducción constante de la porosidad y la
permeabilidad al aumentar el volumen de dolomía de 10% a 80%.14 Sin embargo, al ser
reemplazado un 80% a un 90% de la roca por dolomía, se incrementaron tanto la
porosidad intercristalina como la permeabilidad, y más allá del 90%, la porosidad y la
permeabilidad se redujeron nuevamente al incorporarse más dolomía a la roca. La
obtención de resultados similares de los carbonatos mississippianos de Saskatchewan, en
Canadá, indicó que en los carbonatos que contenían entre un 80% y un 90% de dolomía
se desarrollaba un máximo grado de porosidad.15 Estos ejemplos destacan procesos
importantes que tienen lugar a medida que se forma la dolomía; procesos que pueden
afectar la calidad del yacimiento.
Se cree que la mayor parte de las dolomías se formó a través del reemplazo de los
sedimentos calcíticos o aragoníticos preexistentes. La dolomitización se produce con más
facilidad en los barros cálcicos que en las areniscas carbonatadas más gruesas porque los
lodos poseen un mayor número de sitios de nucleación en los que pueden formarse
cristales dolomíticos.
Durante las primeras etapas de la dolomitización en los carbonatos dominados por la
presencia de lodo, la porosidad se reduce levemente conforme los cristales de dolomía
avanzan sobre el espacio ocupado previamente por el lodo. A medida que se sepulta la
dolomía, la compactación mecánica causada por el peso de los estratos de sobrecarga en
constante aumento, reduce aún más la porosidad.
No obstante, conforme continúa el proceso de dolomitización, los cristales de dolomía
comienzan a desarrollar una estructura de soporte. Para el momento en que un carbonato
alcanza un volumen aparente de dolomía del 80%, ya ha adquirido una estructura con
predominio de granos en la que los cristales de dolomía esencialmente soportan los
estratos de sobrecarga, inhibiendo sustancialmente la compactación.

15. Esta es una de las razones por las que la dolomía antigua o sepultada profundamente a
menudo es mucho más porosa que la caliza asociada (arriba). Existen más probabilidades
de que los valores más altos de porosidad y permeabilidad se preserven en la roca
dolomítica que en la caliza, porque la estructura de soporte de los cristales de dolomía
proporciona mayor resistencia a la compresión; por ende, la caliza es más susceptible a la
compactación.
Con una dolomitización superior al 90%, la pérdida de porosidad puede atribuirse a la
adición de carbonato y magnesio mediante un procesodenominado sobredolomitización.
Luego de una fase inicial de reemplazo en la que la calcita es reemplazada por la dolomía,
puede tener lugar una fase de relleno de poros, por la cual la dolomía precipita para formar
sobrecrecimientos cristalinos o cemento que ocluye los poros. De este modo, la
sobredolomitización hace que las rocas dolomíticas modernas posean menos porosidad
que las calizas asociadas.18
La formación de cristales de dolomía también interviene en la calidad del yacimiento. La
dolomía frecuentemente forma cristales más grandes que la calcita que reemplaza. El
tamaño agrandado de los cristales se asocia con los incrementos producidos en el tamaño
de las gargantas de poros y la uniformidad de los poros, lo cual incrementa la
permeabilidad en las rocas dolomíticas.
Por otro lado las dolomías están relacionadas al Método de Recuperación.
Descomposición de Dolomita. Un proceso para la recuperación secundaria de petróleo
consiste en generar in situ la descomposición de la dolomita por calentamiento a
temperatura entre el rango de 1400 y 1750 ° F, aquí se produce una reacción endotérmica
que tiene como productos: magnesio, calcio y óxidos con gran cantidad de dióxido de
carbono, el dióxido satura el petróleo aumentando su movilidad en el yacimiento
(disminuye la viscosidad) desplazándolo hacia uno o más pozos de recuperación, en los
que el dióxido de carbono puede ser producido hasta la superficie. En la superficie, el
dióxido se separa del petróleo y puede ser usado para mejorar la recuperación de
hidrocarburos por inyección en otros pozos.
El dióxido que se genera es de 10 a 60 veces mayor a la que se puede generar por quema
de kerógeno y petróleo.
El dióxido de carbono se desplaza radialmente hasta el exterior de la zona a través de los
poros de la dolomita (tomando en cuenta la permeabilidad) saturando todo el petróleo
adyacente, la medida radial de la zona se incrementa a medida que avanza la
descomposición.
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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http://www.natureduca.com/geol_petrograf_rocasexog9.php

16.  Propiedades de las Rocas y Los Fluidos . (s.f.). Recuperado el octubre de 2013,
de Origen de las Rocas Sedimentarias :
http://aulavirtual.monagas.udo.edu.ve/file.php/84/Origen_de_las_Rocas_Sedime
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 wikipwdia. (s.f.). Recuperado el octubre de 2013, de
http://es.wikipedia.org/wiki/Dolomita
 http://www.geociencias.unam.mx/geociencias/posgrado/tesis/doctorado/martinez
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 http://petro.uniovi.es/Docencia/prs/Doc-Dolomias.pdf
 http://gmg.unizar.es/gmgweb/Asignaturas/ExogenaII/Teoria/Tema_5_ParteIV.pdf
 http://mct.dgf.uchile.cl/AREAS/mine_mod231.pdf
 http://www.unsam.edu.ar/publicaciones/tapas/cyted/parte4.pdf
 Fco Javier Alonso Rodríguez. Departamento de Geología (Petrología y
Geoquímica). Universidad de Oviedo.