Diagénesis de Rocas Clásticas - Facultad de Ciencias Naturales y

DIAGÉNESIS DE LAS
ROCAS CLÁSTICAS
Drs. Luis A. Spalletti y Daniel G. Poiré
Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo,
Universidad Nacional de La Plata. 2007.
DIAGÉNESIS
Se define como el conjunto de procesos que actúan para modificar a los
sedimentos luego de su depositación.
La diagénesis se produce desde condiciones superficiales (interfase
sedimentaria, sustrato sedimentario de los ambientes de acumulación) hasta
profundidades de soterramiento en las que la temperatura alcanza unos 250º
C y la presión llega hasta 1,5 kb (para algunos autores estas cifras pueden ser
aún mayores). La profundidad a la que se llega a estos valores de
temperatura y presión no es uniforme, ya ambos parámetros están
fuertemente condicionados por la geodinámica interna.
FACTORES QUE INFLUYEN
SOBRE LA DIAGÉNESIS
Tipo de roca sedimentaria (textura, composición, contenido orgánico),
porosidad y permeabilidad, características de los cuerpos sedimentarios y
de la sucesión sedimentaria.
Ambiente sedimentario y clima
Tipos de organismos y procesos biológicos
Tiempo geológico de residencia
Profundidad
Temperatura
Presión
Propiedades de las aguas porales: pH, redox, sales disueltas
PROCESOS DE LA DIAGÉNESIS
Bioerosión y bioturbación
Disolución y generación de porosidad (porosidad secundaria)
Compactación física
Compactación química (disolución por presión)
Recristalización
Autigénesis incluye cementación
reemplazo
diferenciación diagenética (cuerpos
crecionales)
Introducción de hidrocarburos
DIAGÉNESIS DE LAS
PSAMITAS Y PSEFITAS
DIAGÉNESIS DE LA FRACCIÓN CLÁSTICA
Cambios por descomposición (esencialmente) hidrólisis y disolución parcial
(“intraestratal”) a total.
Cambios por compactación (esencialmente en la morfología de los clastos).
DIAGÉNESIS DE LA MATRIZ
Formación de pseudomatriz (material intersticial producido por
deformación y fluencia de componentes detríticos, por lo común litoclastos
blandos), ortomatriz (debida a la recristalización de argilominerales
detríticos) y epimatriz (material intersticial autígeno no cementante).
FORMACIÓN DE NUEVOS MINERALES (AUTIGÉNESIS)
Reemplazo parcial a total de clastos. Precipitación de cristales
aislados. Cementación (precipitación en masa en los poros de las rocas).
Estos procesos producen significativos cambios en la textura de la roca, en
particular en la granulometría, en el empaquetamiento, en la fábrica, y en
la porosidad y permeabilidad.
DIAGÉNESIS DE LAS PELITAS
En las rocas de granulometría limosa se reproducen esencialmente los
mismos procesos diagenéticos que en las areniscas. Por su menor
granulometría, los granos son más susceptibles a la disolución.
En las fangolitas y arcilitas los procesos diagenéticos más importantes
son dos:
a) compactación física que produce la reducción de la alta
porosidad original de estos sedimentos y su deshidratación (eliminación
de aguas porales), y
b) autigésis y transformación de argilominerales.
REGÍMENES O ESTADOS
DIAGENÉTICOS
Suelen reconocerse dos grandes estados:
diagénesis temprana o eogénesis
diagénesis tardía
La diagénesis tardía suele subdividirse en dos regímenes:
mesogénesis
telogénesis.
REGÍMENES O ESTADOS
DIAGENÉTICOS
Etapas de la diagénesis (Fairbridge, 1967)
RÉGIMEN EOGENÉTICO,
EOGÉNESIS O SINDIAGÉNESIS
Corresponde al ambiente de depositación y al período de
soterramiento menos profundo. Con exposición a la atmósfera va desde
condiciones secas y oxidantes a húmedas oxidantes y húmedas
reductoras. En ambientes subácueos puede variar desde condiciones
oxidantes a reductoras.
Las aguas en los poros son propias del ambiente sedimentario y los
procesos de la diagénesis están asociados con el Eh, pH y composición
química de las aguas superficiales y subsuperficiales; no obstante, las
aguas deposicionales pueden ser parcialmente modificadas por la
descomposición de la materia orgánica y por la actividad microbiana.
La diagénesis temprana puede alcanzar los 2 km de profundidad y
temperaturas inferiores a 70º C. Con el soterramiento se pueden
producir progresivos cambios en las características de las aguas porales.
RÉGIMEN MESOGENÉTICO,
MESOGÉNESIS O
ANADIAGÉNESIS
Corresponde al ambiente de soterramiento de los sedimentos, superior a
2 km de profundidad. En este régimen se incrementan la temperatura (por
encima de 70º C) y la presión, y consecuentemente aumenta la capacidad de
reacción de los sistemas y las velocidades de reacción.
La diagénesis profunda opera por varias decenas de millones de años.
Durante este estadío las aguas porales han sido modificadas por
reacciones con los argilominerales, por la disolución de granos inestables, la
precipitación de minerales autigénicos y la posible mezcla con aguas de
otros orígenes. Las aguas mesogenéticas son salinas, neutras y alcalinas, y
en comparación con las aguas marinas poseen menores tenores de Na, Mg,
SO4 y K, pero más elevados de Ca, Sr y SiO2.
TEMPERATURA Y DIAGÉNESIS
Grado geotérmico Î 1°C cada 33 metros
Grado geotérmico Î 3,25°C cada 100 metros
LA TEMPERATURA EN LA
MESOGÉNESIS
Aceleración en las reacciones químicas.
Un un incremento del orden de los 10º C puede duplicar o triplicar la
velocidad de las reacciones.
Así, las fases minerales que son estables o metaestables ante
temperaturas eogenéticas se vuelven inestables con mayor soterramiento.
Consecuentemente, el aumento de la temperatura incrementa la
solubilidad de muchos minerales, y favorece la formación de minerales más
densos y menos hidratados.
LA PRESIÓN EN LA MESOGÉNESIS
El incremento de la presión geostática produce la compactación física de
los sedimentos y, a la vez, incrementa la solubilidad de muchos minerales,
en especial a lo largo de los contactos entre los granos (disolución por
presión).
Ello lleva al aumento de la concentración de sílice en las aguas porales,
la que puede reprecipitar rápidamente sobre la parte de la superficie de los
granos que da a espacios porales, o migrar a áreas más distantes antes que
se produzca su cristalización.
La presión tiende a reducir la porosidad y conduce a un adelgazamiento
general de los estratos.
LA COMPOSICIÓN DE LAS AGUAS
PORALES EN LA MESOGÉNESIS
En la mesogénesis las aguas porales cambian su composición como
resultado de reacciones químicas con minerales de las arcillas u otros
componentes, así como por interacción entre la materia orgánica y las
propias fases minerales.
Estos cambios se producen en los poros de las pelitas y psamitas epi y
piroclásticas, y pueden ejercer fuerte influencia sobre las reacciones de
disolución y precipitación.
Las nuevas reacciones no sólo se pueden producir in situ, sino que
afectan a otros sedimentos que son invadidos por esas aguas cuando son
expelidas por fenómenos de compactación (en especial desde rocas
pelíticas).
LA MATERIA ORGÁNICA EN LA
MESOGÉNESIS
En profundidad, la actividad de las bacterias reductoras de sulfatos da
paso a la fermentación. Este proceso, que ocurre a temperaturas de
alrededor de 70 - 80º C y a menos de 1 km de profundidad, produce
metano, iones de bicarbonato y de hidrógeno.
A esas temperaturas, en las lutitas se pueden formar ácidos carboxílicos
solubles que suelen ser expelidos durante la deshidratación de arcillas
(transición esmectita/illita).
A partir de los 120º C se inicia la destrucción de los aniones
carboxílicos, lo que con el aumento de la temperatura puede favorecer la
precipitación de los minerales carbonáticos.
Durante el soterramiento tiene lugar la generación de hidrocarburos
(entre 1,5 y 3 Km de profundidad) y ello puede favorecer la aparición de
aguas porales ácidas que pueden atacar a granos y a los cementos
carbonáticos generando porosidad secundaria. Además, la presencia de
petróleo en los poros de las areniscas puede inhibir la cementación y
preservar la porosidad y permeabilidad de la roca.
RÉGIMEN TELOGENÉTICO,
TELOGÉNESIS O EPIDIAGÉNESIS
Corresponde al ambiente diagenético generado durante la fase de
ascenso tectónico y progresivo retorno de las masas sedimentarias a las
condiciones superficiales. Decrecen la presión y la temperatura, y se
produce infiltración de aguas meteóricas ácidas y oxidantes.
PROCESOS DIAGENÉTICOS
BIOEROSIÓN Y BIOTURBACIÓN
Procesos típicos de la eogénesis más temprana en los que se produce la
modificación de un depósito sedimentario por actividad de organismos.
La bioerosión es el proceso biogénico de modificación mecánica o
química de un sustrato consolidado. Las estructuras más características
son las perforaciones (borings).
La bioturbación en cambio es la modificación de un sustrato
inconsolidado. Las estructuras de bioturbación son: a) las impresiones
(furrows): pisada (tracks), rastro o rastrillada (trackway) y pistas (trails); y
b) las excavaciones (burrows).
EJEMPLOS DE
ESTRUCTURAS DE
BIOEROSIÓN
EJEMPLOS DE
ESTRUCTURAS DE
BIOTURBACIÓN
DISOLUCIÓN Y CREACIÓN DE
POROSIDAD
La disolución es un proceso diagenético frecuente y benéfico para los
reservorios ya que crea porosidad secundaria. Suele actuar entre 2 y 3 km
de profundidad y puede remover tanto a los cementos como a los clastos
(en especial componentes metaestables como feldespatos y algunos
mafitos).
La disolución puede producirse en agua pura, con CO2, con ácidos
orgánicos o con sales disueltas.
Los silicatos se tornan más solubles con el aumento de temperatura,
mientras que la presencia de ácidos orgánicos promueve la alteración de
los feldespatos y minerales máficos. Por su parte, los carbonatos son
mucho más solubles en condiciones de pH ácido y en aguas salinas.
La disolución puede ser congruente o incongruente. La disolución
congruente sucede en partes de un mineral sin que la porción no disuelta
del mismo sea modificada. En cambio las disolución incongruente hace
que la parte remanente (no disuelta) del mineral se altere a otro mineral.
La disolución incongruente es la que lleva a la generación de caolinita a
expensas de feldespato potásico, o la de esmectita a partir del vidrio
MICROFOTOGRAFIAS.
EJEMPLOS DE
DISOLUCIÓN
Disolución en cristal de feldespato
potásico (ortosa) monocristalino, con
grados de alteración variables. Matriz
tobácea. Porosidad intragranular
secundaria.
Disolución con porosidad móldica
en muestra de cutting.
COMPACTACIÓN
Este proceso consiste en pérdida de volumen de sedimento y
concomitante decrecimiento de la porosidad producidos por fenómenos de
sobrecarga y esfuerzos tectónicos. La compactación inicial conduce a la
pérdida de agua que satura a los sedimentos y a un incremento en el
empaque de los granos. El reordenamiento simple (teórico) de esferas
reduce la porosidad desde 47,6% (empaque cúbico) a 26% (empaque
rombohédrico).
La compactación física profunda es producida por la presión litostática o
de sobrecarga y se manifiesta en el reordenamiento mecánico de los granos
hacia un empaque más apretado, el recurvamiento de granos flexibles como
las micas, la deformación rígida (conchillas carbonáticas, granos de silicatos)
y la deformación dúctil y plástica de clastos “blandos”. En este último caso
muchos litoclastos e incluso la glauconita nodular producto de la diagénesis
temprana, pueden ser aplastados y deformados, presentándose como
pseudomatriz.
COMPACTACIÓN
FÍSICA
Microfotografía en la que se
aprecia un litoclasto de roca
pelítica deformado por efecto de
carga.
COMPACTACIÓN
La compactabilidad de las arenas es función del tamaño de grano y de la
selección, de la forma de los granos, de su orientación, composición,
contenido de matriz y de cementos.
Es importante tener en cuenta que areniscas de distinta composición
responden de modo diferente a la sobrecarga y alcanzan diferentes grados
de compactación.
La compactación mecánica es dominante a profundidades de
soterramiento entre 0,6 km y 1,5 km dependiendo del tipo de arenisca.
Los efectos mecánicos se extienden a mayores profundidades para las
areniscas cuarzosas.
Con el incremento del soterramiento se torna importante la presión por
disolución. La compactación química es efectiva a profundidades del orden
de los 4,5 km a 8 km (Fig. 3), donde la porosidad primaria puede ser
reducida prácticamente a cero.
COMPACTACIÓN Y CAMBIOS DE
POROSIDAD EN DISTINTOS TIPOS DE
ARENISCAS
Notar cómo varía
diferencialmente la
compactación con la
profundidad y la
temperatura en arenitas
cuarzosas (poco
compactables) y en
arenitas líticas (muy
compactables).
COMPACTACIÓN EN PELITAS
A: vista en testigo (barra = 1 cm); B: al microscopio (barra = 20 micrones);
C: en MEB (barra = 10 micrones). Se observa la tendencia a la orientación
preferencial de los argilominerales.
CRITERIOS PARA RECONOCER
ORIENTACIÓN DE ARCILOMINERALES
POR COMPACTACIÓN VERSUS
SEDIMENTACIÓN PRIMARIA
A
B
Microfotografías petrográficas. A: fuerte orientación horizontal de micas
que puede darse tanto por compactación como por sedimentación; B:
bioturbación en túnel en donde se observa que el organismo productor de
la excavación reordenó los argilominerales alrededor del tubo (“burrow”).
Esto demuestra que la orientación horizontal es primaria (suspensión).
COMPACTACIÓN QUÍMICA
DISOLUCIÓN POR PRESIÓN
Este es un fenómeno que se produce entre los granos en los puntos de
contacto y se atenúa cuando los espacios porales de las arenas están
ocupados por argilominerales o han sido cementados tempranamente. Sus
efectos suelen ser más intensos en las areniscas con textura fina. Se
manifiesta por:
a) desarrollo de contactos suturales (cuando los granos han tenido la
misma solubilidad),
b) contactos de tipo cóncavo-convexo (si uno de los granos posee
mayor predisposición a la disolución),
c) aparición de planos suturales conocidos como estilolitas
(estilolitización). Este efecto de disolución es importante en la reducción
de la porosidad y en la provisión de material disuelto que puede actuar
como cemento en los mismos u otros niveles estratigráficos.
DISOLUCIÓN COMPACTACIÓN
QUÍMICA
La microfotografía muestra el
desarrollo de contactos suturales
entre clastos de cuarzo.
COMPACTACIÓN
QUÍMICA
Microfotografía que ilustra el
desarrollo de contactos rectos y
cóncavo-convexos entre clastos
de cuarzo.
ESTILOLITAS Y
MICROESTILOLITAS
AUTIGÉNESIS DE
ARGILOMINERALES
Los argilominerales autígenos se forman a expensas de la transformación
de argilominerales preexistentes o de la descomposición de minerales
detríticos lábiles (feldespatos, mafitos) y litoclastos.
Todos los principales minerales de las arcillas pueden ser formados
diagenéticamente: caolinita, esmectita, illita, clorita y diversas ceolitas.
Cada uno de estos minerales tiene un campo de estabilidad determinado
por la temperatura y las concentraciones termodinámicas efectivas de los
elementos que los constituyen.
La caolinita requiere medios ácidos (producido, por ejemplo, por
alteración de la materia orgánica). Por su parte, la adición de cantidades
apropiadas de cationes metálicos puede producir la precipitación de
diferentes minerales de las arcillas: K para la illita, Na y Ca para la esmectita,
y Mg y Fe para la clorita.
AUTIGÉNESIS DE
ARGILOMINERALES EN LAS
ARENISCAS
Además de su incorporación a las areniscas por procesos deposicionales
(matriz detrítica intersticial), las arcillas se pueden generar por procesos
diagenéticos (autigénesis, cementación).
La presencia de arcillas es muy importante pues tiene fuerte efecto sobre
la porosidad y permeabilidad de las areniscas.
Los argilominerales autígenos aparecen fundamentalmente en dos
formas: como cemento rellenando poros (conduce a la pérdida de la
porosidad) o como halos de arcilla.
La precipitación de halos de arcilla es uno de los eventos diagenéticos
más tempranos, y en general precede al crecimiento de cuarzo o a la
cementación de calcita. Cuando este halo o anillo es espeso puede inhibir la
cementación ulterior y preservar la porosidad de la arenisca.
MICROFOTOGRAFÍAS.
ARGILOMINERALES
AUTÍGENOS EN
ARENITA CUARZOSA
AUTIGÉNESIS TEMPRANA DE
ARGILOMINERALES (HALOS)
ALREDEDOR DE GRANOS DE
CUARZO
Microfotografias a los microscopios
petrográfico y electrónico de barrido
(MEB)
Corte perpendicular de los halos argilíticos
(MEB)
Vista de ultradetalle de la pared de un halo
arcilloso (MEB)
MICROFOTOGRAFÍAS.
CEMENTACIÓN DE
ARGILOMINERALES
MICROFOTOGRAFÍAS.
CEMENTACIÓN DE ARGILOMINERALES
A
B
Í Cemento arcilloso
Í Materia orgánica
Cementación arcillosa con preservación de
materia orgánica, vista sin (A) y con analizador
(B) .
AUTIGÉNESIS DE
ARGILOMINERALES EN LAS
PELITAS
Se debe a la transformación de argilominerales detríticos, entre los que se
destaca el pasaje progresivo de esmectita a illita (vía interestratificados).
La transformación de esmectita a illita es un fenómeno mesogenético que
se inicia a 55º C con el desarrollo de interestratificados I/Sm irregulares y
con dominio de esmectita. A mayores temperaturas se produce una más
ordenada interestratificación, con dominio de illita (con K aportado por
feldespatos, micas y vidrio volcánico). La transformación completa de la
esmectita ocurre a alrededor de 200º C.
Durante esta transformación son liberados grandes volúmenes del agua
de composición de la esmectita, la que suele alcanzar a los depósitos de
areniscas en los que la sílice puede re-precipitar como sobrecrecimientos de
cuarzo o formar caolinita autígena. Por su parte el Ca se puede combinar
con iones carbonato para generar cementos de calcita o ankerita, en tanto
que el Fe y el Mg pueden ser captados en la formación de clorita y ankerita
tardías.
DIAGÉNESIS DE LOS
ARGILOMINERALES
DIAGÉNESIS DE LOS
ARGILOMINERALES Y SU RELACIÓN
CON LOS HIDROCARBUROS
Estadios diagenéticos y % de capas de Illita en los interestratificados (I/S)
(Foscolos, 1976)
Eodiagénesis
<25%
Alto contenido de esmectita
Expulsión de agua poral
Incipiente generación de hidrocarburos.
60° C
Mesodiagénesis Temprana
25-50%
Cambios marcados en la relación I/S
Deshidratación de esmectitas
Cracking catalítico y generación de hidrocarburos
VENTANA DEL PETRÓLEO
50-75%
Segunda deshidratación de esmectitas
Fase principal y flujo de hidrocarburos líquidos
VENTANA DE PETRÓLEO (continúa)
110° C
Mesodiagénesis Tardía
Telodiagénesis
>75%
Capas de I muy abundantes en los I/S
Producción de hidrocarburos gaseosos
Materia orgánica SOBREMADURA
DIFERENCIACIÓN O
SEGREGACIÓN DIAGENÉTICA
Consiste en la formación de cuerpos crecionales por el proceso de
precipitación química: concreciones (estructuras con crecimiento
centrífugo) y secreciones (estructuras con crecimiento centrípeto).
Estos cuerpos se originan por disolución y reprecipitación de sustancias
que se encuentran finamente divididas o dispersas dentro del sedimento.
Los cuerpos crecionales pueden ser singénicos (formados poco después
del proceso de depositación) o epigénicos (desarrollados durante el
soterramiento).
Los principales productos de la diferenciación o segregación diagenética
son: nódulos de glauconita, nódulos y costras carbonáticos (caliche o
calcretes), nódulos de pedernal y costras silíceas (silcretes), nódulos
fosfáticos, nódulos ferruginosos (de óxidos hasta sulfuros de hierro).
CONCRECIONES
CARBONÁTICAS
DURICOSTRAS
CARBONÁTICAS
NÓDULOS SILÍCEOS
MICROFOTOGRAFÍAS DE
NÓDULOS DE
GLAUCONITA
EL PROCESO DE CEMENTACIÓN
El proceso de cementación consiste en la precipitación masiva de
sustancias autígenas en los poros de las rocas.
En los conglomerados y las areniscas es uno de los más importantes
procesos de litificación y de reducción de la porosidad primaria.
La cementación ocurre durante la eogénesis y la mesogénesis.
En los conglomerados y las areniscas, los cementos más comunes son los
carbonáticos y los silíceos. También pueden actuar como cementos otras
sustancias, tales como sulfatos (yeso, anhidrita, baritina) y óxidos de hierro
(hematita, goethita).
VARIACIÓN DE LA SOLUBILIDAD DE
LOS CARBONATOS Y LA SÍLICE CON EL
pH
La solubilidad del carbonato de calcio
está severamente afectada por cambios
de pH, que a su vez están controlados
parcialmente por la presión parcial de
gas carbónico. Si el CO2 escapa del
sistema (por ejemplo por aumento de
temperatura), los iones hidrógeno son
eliminados y el agua se vuelve más
alcalina. Por ejemplo un incremento
de 6,5 a 7,5 en el pH decrece la
solubilidad de la calcita desde 500 ppm
a 100 ppm.
La solubilidad de la sílice también se relaciona con el pH, pero de un modo
inverso, ya que registra un muy brusco decrecimiento cuando el pH
alcanza valores inferiores a 9.
PROCESOS DE PRECIPITACIÓN Y
DISOLUCIÓN EN RELACIÓN CON EL PH
La preservación de los
componentes silíceos o
carbonáticos de un depósito
sedimentario que atraviesa
distintas etapas de la
diagénesis depende en gran
medida del pH.
Un grano de cuarzo se
preserva siempre y cuando se
encuentre por arriba de la
curva de solubilidad de la
sílice y se disuelve con el
tiempo si se encuentra por
debajo. Lo mismo le ocurrirá
a los fósiles calcáreos
respecto a la curva de
solubilidad de los
carbonatos.
BARRERAS GEOQUÍMICAS: pH - Eh
El Eh también influye
sobre la formación de
un mineral u otro, o
sobre la preservación u
oxidación de la materia
orgánica, creando el
concepto de barreras
geoquímicas en
combinación con el pH.
Por ejemplo, el Eh=0 es la
barrera de la materia orgánica
independientemente del pH. Por
arriba de la barrera la materia
orgánica se oxida, mientras que
por debajo se preserva pudiendo
conformar una roca madre de
hidrocarburos.
CEMENTACIÓN POR CARBONATOS
Son los cementos que aparecen con mayor frecuencia en las
areniscas clasto soportadas.
Los minerales cementantes más comunes son calcita, calcita ferrosa
y dolomita. Más rara es la siderita.
Pueden aparecer como un mosaico equi o inequigranular de textura
macroesparítica (› 2 mm), esparítica (0,062 mm a 2 mm) o subesparítica
(‹ 0,062 mm). Los cristales pueden tener gran desarrollo y mostrar una
relación poiquilítica respecto a los granos cementados, hasta llegar a
constituir estructuras de “cristal de arena”.
MICROFOTOGRAFÍAS DE
CEMENTO
CARBONÁTICO
MICROFOTOGRAFÍAS DE
CEMENTO
CARBONÁTICO
MICROFOTOGRAFÍADE CEMENTO
CARBONÁTICO POR
CATODOLUMINISCENCIA
Dos camadas de cementación
carbonática: a) naranja oscuro con
CL baja y b) amarillenta, con CL
moderada. Estos dos tipos de
cementos sugieren un secuencia de
cementos carbonáticos en distintas
etapas diagenéticas, que no son
detectados por petrografía estándar.
CEMENTACIÓN POR CARBONATOS
La cementación por carbonatos puede ser temprana (eogenética) o
tardía.
La cementación temprana suele estar relacionada con procesos de
evaporación del agua de la zona vadosa (agua de los suelos) y/o freática.
La cementación mesogenética está favorecida por el aumento de
temperatura y por ende de la profundidad de soterramiento. El carbonato
puede ser aportado por aguas circulantes (captación externa del carbonato)
o por disolución de granos aislados en la roca silicoclástica (ej. fragmentos
esqueletales).
No obstante, aportes importantes de CO2 por descomposición parcial
de la materia orgánica (por ejemplo petróleo) puede producir descenso del
pH, con inhibición de la precipitación de carbonatos y hasta su disolución.
CEMENTACIÓN SILÍCEA
El cemento silíceo puede ser de cuarzo, microcuarzo, calcedonia y ópalo.
El de cuarzo es el más común y puede producir la reducción a eliminación
total de la porosidad de las areniscas.
El cemento de cuarzo suele aparecer como un sobrecrecimiento en
continuidad óptica y cristalográfica. En muchos casos no se advierte con
claridad el límite entre la porción alotígena y autígena de cuarzo, en
cambio en otros queda delineada por una pátina muy delgada de
impurezas.
En algunas areniscas (sobre todo las cuarzosas puras) los granos parecen
interpenetrarse y adherirse, pero en ellas no hay crecimiento secundario.
Los clastos fueron unidos por efectos de disolución por presión, un
proceso de disolución intergranular de clastos adyacentes a causa de un
stress no-hidrostático.
La precipitación de cemento de cuarzo puede ser inhibida por la
presencia de pátinas o recubrimientos de arcilla sobre los granos detríticos,
la infiltración de arcillas sindiagenéticas y (en instancias tardías) el
MICROFOTOGRAFÍAS DE
CEMENTO SILÍCEO.
SOBRECRECIMIENTOS DE
CUARZO
MICROFOTOGRAFÍA DE CEMENTO SILÍCEO.
INTERPENETRACIÓN DE CUARZO SIN
EVIDENCIA DE CRECIMIENTO SECUNDARIO
PROVISIÓN DE LA SÍLICE
La sílice del cemento puede ser provista desde el mismo sedimento o
puede ser introducida al sedimento.
Son fuente de provisión interna los procesos de disolución por presión,
la estilolitización, y la alteración y disolución de aluminosilicatos (por
ejemplo feldespatos, anfíboles, piroxenos).
Las fuentes más efectivas de provisión externa se relacionan con la
generación y expulsión de sílice durante la diagénesis de soterramiento de
formaciones pelíticas (transformación diagenética de argilominerales
esmectíticos a illíticos) y piroclásticas (procesos de alteración de vidrio
volcánico).
FUENTES DE APORTE DE SÍLICE EN EL
RÉGIMEN MESOGENÉTICO
CONDICIONES DE PRECIPITACIÓN
DE LA SÍLICE
Las condiciones necesarias para la cementación silícea están en discusión.
Algunos autores sugieren condiciones de escasa profundidad (1 a 1,5
Km) y temperatura (menor a 75º C). Otros sostienen que ocurre a
mayores profundidades y temperaturas superiores a los 80º C, llegando
incluso a nivel de la mesogénesis tardía (más de 160º C). Es posible que
ambas alternativas sean válidas, ya que se ha determinado que en una
misma sedimentita puede haber varias fases de precipitación de cemento
silíceo a rangos de temperatura que van desde los 60º C a los 140º C.
Debe tenerse en cuenta que a mayor profundidad y temperatura la
solubilidad de la sílice aumenta, por lo que se requiere que las aguas
porales tengan mucho mayores concentraciones de este componente para
que se produzca la precipitación de cemento mesogenético. Tal como se
ilustra en la figura siguiente, la precipitación de cuarzo a temperaturas de
80º C requiere niveles del orden de 30 ppm de sílice en las aguas porales,
mientras que a 160º C se necesitarán saturaciones superiores a las 140
ppm.
VARIACIÓN DE LA SOLUBILIDAD DE
LA SÍLICE CON LA TEMPERATURA
OTROS PROCESOS DE
CEMENTACIÓN
MICROFOTOGRAFÍAS DE
CEMENTO DE
ANHIDRITA
OTROS PROCESOS DE
CEMENTACIÓN
MICROFOTOGRAFÍAS
DE CEMENTO DE
CEOLITAS
MICROFOTOGRAFÍA DE CEMENTO DE
CEOLITAS (LAUMONTITA) EN PSAMITAS CON
FÓSILES CARBONÁTICOS
Í Granos de cuarzo
angulosos
Í Fragmento de valva
carbonática
Í Cemento de laumontita
amarillento
PROCESOS DIAGENÉTICOS Y
COMPOSICIÓN DE LAS ARENISCAS
Aún cuando los procesos diagenéticos pueden repetirse en los distintos
tipos de areniscas, se han apreciado muy importantes variaciones en su
intensidad relativa.
En la figura siguiente se muestra la influencia relativa de los principales
procesos diagenéticos en relación con la variación en la procedencia y en la
madurez composicional de las sedimentitas psamíticas.
PROCESOS DIAGENÉTICOS Y
COMPOSICIÓN DE LAS ARENISCAS
SECUENCIALIDAD DIAGENÉTICA
Es el estudio del ordenamiento de los procesos que han acaecido durante
la historia postdeposicional de las sedimentitas y se hace sobre la base de
análisis petrográficos de alta resolución sobre los productos diagenéticos en
areniscas.
Diversas investigaciones han mostrado que no existe un patrón uniforme
de secuencialidad. Las siguientes figuras ilustran sobre las singulares
diferencias.
SECUENCIALIDAD
DIAGENÉTICA
SECUENCIALIDAD
DIAGENÉTICA
DIAGRAMAS
TIEMPO/PROFUNDIDAD.
HISTORIA DIAGENÉTICA
Con estos diagramas se
trata de sintetizar la
historia diagenética de las
unidades sedimentarias,
desde el momento de su
depositación hasta su
situación actual.
En el ejemplo adjunto se
aprecian los procesos
acaecidos desde el
Valanginiano (tiempo de
acumulación) en relación
con los cambios en la
profundidad y en la
temperatura del sistema.