DIAGÉNESIS DE LAS ROCAS CLÁSTICAS. Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata

Transcripción

1 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

2 DIAGÉNESIS Se define como el conjunto de procesos que actúan an 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 n llega hasta 1,5 kb (para algunos autores estas cifras pueden ser aún n mayores). La profundidad a la que se llega a estos valores de temperatura y presión n no es uniforme, ya ambos parámetros están fuertemente condicionados por la geodinámica interna.

3 Tipo de roca sedimentaria (textura, composición, contenido orgánico), porosidad y permeabilidad, características de los cuerpos sedimentarios y de la sucesión n sedimentaria. Ambiente sedimentario y clima Tipos de organismos y procesos biológicos Tiempo geológico gico de residencia Profundidad Temperatura Presión FACTORES QUE INFLUYEN SOBRE LA DIAGÉNESIS Propiedades de las aguas porales: ph, redox,, sales disueltas

4 PROCESOS DE LA DIAGÉNESIS Bioerosión y bioturbación Disolución n y generación n de porosidad (porosidad( secundaria) Compactación n físicaf Compactación n química (disolución n por presión) Recristalización Autigénesis incluye cementación reemplazo diferenciación diagenética (cuerpos crecionales) Introducción n de hidrocarburos

5 DIAGÉNESIS DE LAS PSAMITAS Y PSEFITAS

6 DIAGÉNESIS DE LA FRACCIÓN N CLÁSTICA Cambios por descomposición n (esencialmente) hidrólisis y disolución n parcial ( intraestratal )) a total. Cambios por compactación n (esencialmente en la morfología a de los clastos). DIAGÉNESIS DE LA MATRIZ Formación de pseudomatriz (material intersticial producido por deformación y fluencia de componentes detríticos ticos,, por lo común litoclastos blandos), ortomatriz (debida a la recristalización de argilominerales detríticos ticos) y epimatriz (material intersticial autígeno no cementante). FORMACIÓN N 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, a, en el empaquetamiento, en la fábrica, f y en la porosidad y permeabilidad.

7 DIAGÉNESIS DE LAS PELITAS En las rocas de granulometría a limosa se reproducen esencialmente los mismos procesos diagenéticos que en las areniscas. Por su menor granulometría, a, los granos son más m s susceptibles a la disolución. En las fangolitas y arcilitas los procesos diagenéticos más s importantes son dos: a) compactación n física f que produce la reducción n de la alta porosidad original de estos sedimentos y su deshidratación n (eliminación de aguas porales), y b) autigésis y transformación n de argilominerales.

8 REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS

9 Suelen reconocerse dos grandes estados: diagénesis temprana o eogénesis diagénesis tardía La diagénesis tardía a suele subdividirse en dos regímenes: mesogénesis telogénesis nesis.

10 REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS Etapas de la diagénesis (Fairbridge,, 1967)

11 RÉGIMEN EOGENÉTICO, EOGÉNESIS O SINDIAGÉNESIS NESIS Corresponde al ambiente de depositación y al período de soterramiento menos profundo. Con exposición n a la atmósfera va desde condiciones secas y oxidantes a húmedas h oxidantes y húmedas h reductoras. En ambientes subácueos puede variar desde condiciones oxidantes a reductoras. Las aguas en los poros son propias del ambiente sedimentario y los l procesos de la diagénesis están n 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 n 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.

12 RÉGIMEN MESOGENÉTICO, MESOGÉNESIS O ANADIAGÉNESIS NESIS Corresponde al ambiente de soterramiento de los sedimentos, superior a 2 km de profundidad. En este régimen r se incrementan la temperatura (por encima de 70º C) y la presión, y consecuentemente aumenta la capacidad de reacción n de los sistemas y las velocidades de reacción. La diagénesis profunda opera por varias decenas de millones de años. a Durante este estadío las aguas porales han sido modificadas por reacciones con los argilominerales,, por la disolución n de granos inestables, la precipitación n de minerales autigénicos y la posible mezcla con aguas de otros orígenes. Las aguas mesogenéticas son salinas, neutras y alcalinas, y en comparación n con las aguas marinas poseen menores tenores de Na, Mg, SO4 y K, pero más m s elevados de Ca, Sr y SiO2.

13 TEMPERATURA Y DIAGÉNESIS Grado geotérmico 1 C cada 33 metros Grado geotérmico 3,25 C cada 100 metros

14 LA TEMPERATURA EN LA MESOGÉNESIS Aceleración n 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 n de minerales más m densos y menos hidratados.

15 LA PRESIÓN N EN LA MESOGÉNESIS El incremento de la presión geostática tica produce la compactación n física f de los sedimentos y, a la vez, incrementa la solubilidad de muchos minerales, en especial a lo largo de los contactos entre los granos (disoluci ción n por presión). Ello lleva al aumento de la concentración n de sílice s 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 m s distantes antes que se produzca su cristalización. La presión n tiende a reducir la porosidad y conduce a un adelgazamiento general de los estratos.

16 LA COMPOSICIÓN N DE LAS AGUAS PORALES EN LA MESOGÉNESIS En la mesogénesis las aguas porales cambian su composición n como resultado de reacciones químicas con minerales de las arcillas u otros componentes, así como por interacción n entre la materia orgánica y las propias fases minerales. Estos cambios se producen en los poros de las pelitas y psamitas epi y piroclásticas sticas,, y pueden ejercer fuerte influencia sobre las reacciones de disolución n y precipitación. Las nuevas reacciones no sólo s se pueden producir in situ,, sino que afectan a otros sedimentos que son invadidos por esas aguas cuando son expelidas por fenómenos de compactación n (en especial desde rocas pelíticas).

17 LA MATERIA ORGÁNICA EN LA MESOGÉNESIS En profundidad, la actividad de las bacterias reductoras de sulfatos da paso a la fermentación. n. 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 n de arcillas (transición esmectita/illita illita). A partir de los 120º C se inicia la destrucción n de los aniones carboxílicos, lo que con el aumento de la temperatura puede favorecer la l precipitación n de los minerales carbonáticos ticos. Durante el soterramiento tiene lugar la generación n de hidrocarburos (entre 1,5 y 3 Km de profundidad) y ello puede favorecer la aparición n 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 n y preservar la porosidad y permeabilidad de la roca.

18 RÉGIMEN TELOGENÉTICO, TICO, 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 n y la temperatura, y se produce infiltración n de aguas meteóricas ácidas y oxidantes.

19 PROCESOS DIAGENÉTICOS

20 BIOEROSIÓN N Y BIOTURBACIÓN Procesos típicos t de la eogénesis más s temprana en los que se produce la modificación n de un depósito sedimentario por actividad de organismos. La bioerosión es el proceso biogénico de modificación n mecánica o química de un sustrato consolidado. Las estructuras más m s características son las perforaciones (borings( borings). La bioturbación en cambio es la modificación n de un sustrato inconsolidado.. Las estructuras de bioturbación son: a) las impresiones (furrows): pisada (tracks( tracks), rastro o rastrillada (trackway( trackway) ) y pistas (trails( trails); y b) las excavaciones (burrows( burrows).

21 EJEMPLOS DE ESTRUCTURAS DE BIOEROSIÓN

22 EJEMPLOS DE ESTRUCTURAS DE BIOTURBACIÓN

23 DISOLUCIÓN N Y CREACIÓN N DE POROSIDAD La disolución n 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 n puede producirse en agua pura, con CO 2, con ácidos orgánicos o con sales disueltas. Los silicatos se tornan más m s solubles con el aumento de temperatura, mientras que la presencia de ácidos orgánicos promueve la alteración n de los feldespatos y minerales máficos.. Por su parte, los carbonatos son mucho más m s solubles en condiciones de ph ácido y en aguas salinas. La disolución n puede ser congruente o incongruente. La disolución congruente sucede en partes de un mineral sin que la porción n no disuelta del mismo sea modificada. En cambio las disolución n incongruente hace que la parte remanente (no disuelta) del mineral se altere a otro o mineral. La disolución n incongruente es la que lleva a la generación n de caolinita a expensas de feldespato potásico, o la de esmectita a partir del vidrio

24 MICROFOTOGRAFIAS. EJEMPLOS DE DISOLUCIÓN Disolución n en cristal de feldespato potásico (ortosa) monocristalino,, con grados de alteración n variables. Matriz tobácea cea.. Porosidad intragranular secundaria. Disolución n con porosidad móldica en muestra de cutting.

25 COMPACTACIÓN Este proceso consiste en pérdida p de volumen de sedimento y concomitante decrecimiento de la porosidad producidos por fenómenos de sobrecarga y esfuerzos tectónicos. La compactación n inicial conduce a la pérdida de agua que satura a los sedimentos y a un incremento en el e empaque de los granos. El reordenamiento simple (teórico) de esferas reduce la porosidad desde 47,6% (empaque cúbico) c a 26% (empaque rombohédrico drico). La compactación n física f profunda es producida por la presión litostática tica o de sobrecarga y se manifiesta en el reordenamiento mecánico de los granos hacia un empaque más m s apretado, el recurvamiento de granos flexibles como las micas, la deformación n rígida r (conchillas carbonáticas ticas,, granos de silicatos) y la deformación n dúctil d 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 ndose como pseudomatriz.

26 COMPACTACIÓN FÍSICA Microfotografía a en la que se aprecia un litoclasto de roca pelítica deformado por efecto de carga.

27 COMPACTACIÓN La compactabilidad de las arenas es función n del tamaño o de grano y de la selección, de la forma de los granos, de su orientación, n, 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 s grados de compactación. La compactación n 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 n por disolución. La compactación n 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.

28 COMPACTACIÓN N 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).

29 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.

30 CRITERIOS PARA RECONOCER ORIENTACIÓN N DE ARCILOMINERALES POR COMPACTACIÓN N VERSUS SEDIMENTACIÓN N 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).

31 COMPACTACIÓN N QUÍMICA DISOLUCIÓN N POR PRESIÓN Este es un fenómeno que se produce entre los granos en los puntos de contacto y se atenúa a cuando los espacios porales de las arenas están ocupados por argilominerales o han sido cementados tempranamente. Sus efectos suelen ser más m s 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 cóncavoc ncavo-convexo convexo (si uno de los granos posee mayor predisposición n a la disolución), c) aparición n de planos suturales conocidos como estilolitas (estilolitización). Este efecto de disolución n es importante en la reducción de la porosidad y en la provisión n de material disuelto que puede actuar como cemento en los mismos u otros niveles estratigráficos.

32 DISOLUCIÓN - COMPACTACIÓN QUÍMICA La microfotografía a muestra el desarrollo de contactos suturales entre clastos de cuarzo.

33 COMPACTACIÓN QUÍMICA Microfotografía a que ilustra el desarrollo de contactos rectos y cóncavo-convexos convexos entre clastos de cuarzo.

34 ESTILOLITAS Y MICROESTILOLITAS

35 AUTIGÉNESIS DE ARGILOMINERALES Los argilominerales autígenos se forman a expensas de la transformación de argilominerales preexistentes o de la descomposición n de minerales detríticos ticos lábiles (feldespatos, mafitos) ) y litoclastos. Todos los principales minerales de las arcillas pueden ser formados diagenéticamente ticamente: 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 micas efectivas de los elementos que los constituyen. La caolinita requiere medios ácidos (producido, por ejemplo, por alteración n de la materia orgánica). Por su parte, la adición n de cantidades apropiadas de cationes metálicos puede producir la precipitación n de diferentes minerales de las arcillas: K para la illita, Na y Ca para la esmectita, y Mg y Fe para la clorita.

36 AUTIGÉNESIS DE ARGILOMINERALES EN LAS ARENISCAS Además s de su incorporación n a las areniscas por procesos deposicionales (matriz detrítica tica intersticial), las arcillas se pueden generar por procesos diagenéticos (autigénesis,, cementación). n). 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 p de la porosidad) o como halos de arcilla. La precipitación n de halos de arcilla es uno de los eventos diagenéticos más s tempranos, y en general precede al crecimiento de cuarzo o a la l cementación n de calcita. Cuando este halo o anillo es espeso puede inhibir la cementación n ulterior y preservar la porosidad de la arenisca.

37 MICROFOTOGRAFÍAS. AS. ARGILOMINERALES AUTÍGENOS EN ARENITA CUARZOSA

38 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)

39 MICROFOTOGRAFÍAS. AS. CEMENTACIÓN N DE ARGILOMINERALES

40 MICROFOTOGRAFÍAS. AS. CEMENTACIÓN N DE ARGILOMINERALES A B Cemento arcilloso Materia orgánica Cementación n arcillosa con preservación n de materia orgánica, vista sin (A) y con analizador (B).

41 AUTIGÉNESIS DE ARGILOMINERALES EN LAS PELITAS Se debe a la transformación n de argilominerales detríticos, ticos, entre los que se destaca el pasaje progresivo de esmectita a illita (vía interestratificados). La a transformación n 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 m ordenada interestratificación,, con dominio de illita (con K aportado por feldespatos, micas y vidrio volcánico). La transformación n completa de la esmectita ocurre a alrededor de 200º C. Durante esta transformación n son liberados grandes volúmenes del agua de composición n de la esmectita,, la que suele alcanzar a los depósitos de areniscas en los que la sílice s puede re-precipitar como sobrecrecimientos de cuarzo o formar caolinita autígena gena.. 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 n de clorita y ankerita tardías. as.

42 DIAGÉNESIS DE LOS ARGILOMINERALES

43 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% 60 C Mesodiagénesis Temprana 25-50% 110 C Mesodiagénesis Tardía 50-75% Telodiagénesis >75% Alto contenido de esmectita Expulsión de agua poral Incipiente generación de hidrocarburos. Cambios marcados en la relación I/S Deshidratación de esmectitas Cracking catalítico y generación de hidrocarburos VENTANA DEL PETRÓLEO Segunda deshidratación de esmectitas Fase principal y flujo de hidrocarburos líquidos VENTANA DE PETRÓLEO (continúa) Capas de I muy abundantes en los I/S Producción de hidrocarburos gaseosos Materia orgánica SOBREMADURA

44 DIFERENCIACIÓN N O SEGREGACIÓN N DIAGENÉTICA Consiste en la formación n de cuerpos crecionales por el proceso de precipitación n química: concreciones (estructuras con crecimiento centrífugo) y secreciones (estructuras con crecimiento centrípeto). Estos cuerpos se originan por disolución n y reprecipitación n de sustancias que se encuentran finamente divididas o dispersas dentro del sedimento. Los cuerpos crecionales pueden ser singénicos nicos (formados poco después del proceso de depositación) ) o epigénicos (desarrollados durante el soterramiento). Los principales productos de la diferenciación n o segregación diagenética son: nódulos n de glauconita,, nódulos n y costras carbonáticos (caliche o calcretes), nódulos n de pedernal y costras silíceas (silcretes( silcretes), nódulos n fosfáticos, nódulos n ferruginosos (de óxidos hasta sulfuros de hierro).

45 CONCRECIONES CARBONÁTICAS

46 DURICOSTRAS CARBONÁTICAS

47 NÓDULOS SILÍCEOS

48 MICROFOTOGRAFÍAS AS DE NÓDULOS DE GLAUCONITA

49 EL PROCESO DE CEMENTACIÓN El proceso de cementación n consiste en la precipitación n masiva de sustancias autígenas en los poros de las rocas. En los conglomerados y las areniscas es uno de los más m s importantes procesos de litificación y de reducción n de la porosidad primaria. La cementación n ocurre durante la eogénesis y la mesogénesis nesis. En los conglomerados y las areniscas, los cementos más m s comunes son los carbonáticos y los silíceos. También n pueden actuar como cementos otras sustancias, tales como sulfatos (yeso, anhidrita, baritina) y óxidos de hierro (hematita, goethita).

50 VARIACIÓN N DE LA SOLUBILIDAD DE LOS CARBONATOS Y LA SÍLICE S CON EL La solubilidad del carbonato de calcio está severamente afectada por cambios de ph,, que a su vez están n controlados parcialmente por la presión n parcial de gas carbónico. Si el CO 2 escapa del sistema (por ejemplo por aumento de temperatura), los iones hidrógeno son eliminados y el agua se vuelve más m 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. ph La solubilidad de la sílice s también n 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.

51 PROCESOS DE PRECIPITACIÓN N Y DISOLUCIÓN N EN RELACIÓN N CON EL PH La preservación n 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 f calcáreos respecto a la curva de solubilidad de los carbonatos.

52 BARRERAS GEOQUÍMICAS: ph - Eh El Eh también n influye sobre la formación n de un mineral u otro, o sobre la preservación n u oxidación n de la materia orgánica, creando el concepto de barreras geoquímicas en combinación n 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.

53 CEMENTACIÓN N POR CARBONATOS Son los cementos que aparecen con mayor frecuencia en las areniscas clasto soportadas. Los minerales cementantes más m s comunes son calcita, calcita ferrosa y dolomita.. Más M s 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.

54 MICROFOTOGRAFÍAS AS DE CEMENTO CARBONÁTICO

55 MICROFOTOGRAFÍAS AS DE CEMENTO CARBONÁTICO

56 MICROFOTOGRAFÍADE ADE 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.

57 CEMENTACIÓN N POR CARBONATOS La cementación n por carbonatos puede ser temprana (eogen( eogenética) ) o tardía. a. La cementación n temprana suele estar relacionada con procesos de evaporación n 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 n externa del carbonato) o por disolución n de granos aislados en la roca silicoclástica stica (ej. fragmentos esqueletales). No obstante, aportes importantes de CO 2 por descomposición n parcial de la materia orgánica (por ejemplo petróleo) puede producir descenso del ph,, con inhibición n de la precipitación n de carbonatos y hasta su disolución.

58 CEMENTACIÓN N SILÍCEA El cemento silíceo puede ser de cuarzo, microcuarzo,, calcedonia y ópalo. El de cuarzo es el más m s común n y puede producir la reducción n 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 l entre la porción alotígena y autígena de cuarzo, en cambio en otros queda delineada por una pátina p 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 n por presión, un proceso de disolución intergranular de clastos adyacentes a causa de un stress no-hidrost hidrostático. tico. La precipitación n de cemento de cuarzo puede ser inhibida por la presencia de pátinas p o recubrimientos de arcilla sobre los granos detríticos, ticos, la infiltración n de arcillas sindiagenéticas y (en instancias tardías) as) el

59 MICROFOTOGRAFÍAS AS DE CEMENTO SILÍCEO. SOBRECRECIMIENTOS DE CUARZO

60 MICROFOTOGRAFÍA A DE CEMENTO SILÍCEO. INTERPENETRACIÓN N DE CUARZO SIN EVIDENCIA DE CRECIMIENTO SECUNDARIO

61 PROVISIÓN N DE LA SÍLICES La sílice s del cemento puede ser provista desde el mismo sedimento o puede ser introducida al sedimento. Son fuente de provisión n interna los procesos de disolución n por presión, la estilolitización,, y la alteración n y disolución n de aluminosilicatos (por ejemplo feldespatos, anfíboles, piroxenos). Las fuentes más m s efectivas de provisión n externa se relacionan con la generación n y expulsión n de sílice s durante la diagénesis de soterramiento de formaciones pelíticas (transformación diagenética de argilominerales esmectíticos ticos a illíticos ticos) ) y piroclásticas (procesos de alteración n de vidrio volcánico).

62 FUENTES DE APORTE DE SÍLICE S EN EL RÉGIMEN MESOGENÉTICO

63 CONDICIONES DE PRECIPITACIÓN DE LA SÍLICES Las condiciones necesarias para la cementación n silícea están n 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 a (más s de 160º C). Es posible que ambas alternativas sean válidas, v ya que se ha determinado que en una misma sedimentita puede haber varias fases de precipitación n 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 s aumenta, por lo que se requiere que las aguas porales tengan mucho mayores concentraciones de este componente para que se produzca la precipitación n de cemento mesogenético tico.. Tal como se ilustra en la figura siguiente, la precipitación n de cuarzo a temperaturas de 80º C requiere niveles del orden de 30 ppm de sílice s en las aguas porales, mientras que a 160º C se necesitarán n saturaciones superiores a las 140 ppm.

64 VARIACIÓN N DE LA SOLUBILIDAD DE LA SÍLICE S CON LA TEMPERATURA

65 OTROS PROCESOS DE CEMENTACIÓN MICROFOTOGRAFÍAS AS DE CEMENTO DE ANHIDRITA

66 OTROS PROCESOS DE CEMENTACIÓN MICROFOTOGRAFÍAS AS DE CEMENTO DE CEOLITAS

67 MICROFOTOGRAFÍA DE CEMENTO DE CEOLITAS (LAUMONTITA) EN PSAMITAS CON FÓSILES CARBONÁTICOS Granos de cuarzo angulosos Fragmento de valva carbonática Cemento de laumontita amarillento

68 PROCESOS DIAGENÉTICOS Y COMPOSICIÓN N DE LAS ARENISCAS Aún n 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 n con la variación n en la procedencia y en la madurez composicional de las sedimentitas psamíticas ticas.

69 PROCESOS DIAGENÉTICOS Y COMPOSICIÓN N DE LAS ARENISCAS

70 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 n sobre los productos diagenéticos en areniscas. Diversas investigaciones han mostrado que no existe un patrón n uniforme de secuencialidad.. Las siguientes figuras ilustran sobre las singulares diferencias.

71 SECUENCIALIDAD DIAGENÉTICA

72 SECUENCIALIDAD DIAGENÉTICA

73 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.