Petrología sedimentaria
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DIAGÉNESIS Y LITIFICACIÓN La diagénesis (gr., dia, "cambio" y genesis, "origen") es el proceso de formación de una roca una roca sedimentaria compacta a partir de sedimentos sueltos que sufren un proceso de compactación y cementación. La diagénesis se produce en el interior de los primeros 5 ó 6 km de la corteza terrestre a temperaturas inferiores a 150-200º C; más allá se considera ya metamorfismo. ya metamorfismo. La mayoría de las veces la consolidación de los sedimentos se debe a la infiltración de las aguas que contienen sustancias disueltas. La diagénesis convierte así la arena en en arenisca, arenisca, a los lodos calcáreos lodos calcáreos en caliza, caliza, a las cenizas volcánicas en cinerita, cinerita, etc. Las reacciones y otros fenómenos de oxidorreducción, deshidratación, recristalización, cementación, litificación, mineralización y sustitución de un mineral preexistente por otro constituyen en su conjunto la autogénesis y los minerales resultantes de ésta son calificados de autogénicos. El principio u origen de las rocas sedimentarias es la diagénesis producto de presión y temperatura bajas. Incluye todos los procesos físicos y químicos que afectan al sedimento después del depósito y hasta antes del metamorfismo de bajo grado. Los procesos diagenéticos no operan con uniformidad y regularidad, por lo que el tiempo y edad geológica de las rocas o sedimentos no son factores cruciales en los productos de la diagénesis. Por tanto, si se tiene el mismo grado de litificación no implica la misma historia depositacional para los dos. La diagénesis se produce desde condiciones superficiales (interfase sedimentaria, sustrato sedimentario de los ambientes de acumulación) hasta n) hasta profundidades de soterramiento en las que la temperatura alcanza 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, uni forme, ya ambos parámetros metros están fuertemente condicionados por l a fuertemente condicionados por la geodinámica mica interna. Procesos de cementación y litificación 1) Precipitación. 2) Disolución. 3) Recristalización. 4) Alteración. 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 1
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reemplazo diferenciación diagenética (cuerpos crecionales) Introducción de hidrocarburos
Etapas de los procesos diagenéticos Suelen reconocerse dos grandes estados: - diagénesis temprana o eogénesis - diagénesis tardía La diagénesis tardía suele subdividirse en dos regímenes: - mesogénesis - telogénesis. 1) Diagénesis temprana: la cuál ocurre a baja profundidad del sepultamiento (a menos de 50 mts), durante pocos miles a cientos de miles de años, y en algunos casos se lleva a cabo por interacción de agua marina y procesos del fondo marino. Durante esta etapa se desarrollan los procesos iniciales de litificación y compactación. 2) Diagénesis tardía: durante estos los eventos posteriores son más l entos y de mayor duración. REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS (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.
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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. 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).
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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 volcánico.
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. 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.
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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, donde la porosidad primaria puede ser reducida prácticamente a cero.
COMPACTACIÓN FÍSICA Microfotografía en la que se aprecia un litoclasto de roca pelítica deformado por efecto de carga.
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).
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CRITERIOS PARA RECONOCER ORIENTACIÓN DE ARCILOMINERALES POR COMPACTACIÓN VERSUS SEDIMENTACIÓN PRIMARIA. 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.
La microfotografía muestra el desarrollo de contactos suturales entre clastos de cuarzo.
Microfotografía que ilustra el desarrollo de contactos rectos y cóncavo-convexos entre clastos de cuarzo
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. 6
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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
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.
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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
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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).
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.
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. 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”.
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).
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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. 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 g eneración 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).
Diagénesis De Las Psamitas Y Psefitas -
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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 pordeformación 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 losmismos 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 importantesson dos: 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 10
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Diagénesis en rocas carbonatadas Las rocas carbonáticas presentan, desde el punto de vista diagenético, una característica muy importante en su alta diagenetibilidad, fruto de la rápida inestabilidad de sus componentes con el enterramiento. Dentro de los procesos diagenéticos se pueden diferenciar: Micritización Compactación Cementación Disolución Recristalización Dolomitización-dedolomitización
Antes de describir los procesos diagenéticos es necesario tener en cuenta una serie de sustituciones que involucran a las rocas carbonatadas. El magnesio es uno de los elementos más comunes en las aguas marinas y es una de las sustituciones más frecuentes del Ca +2 en la calcita. Calcita con más de 5 mol % de MgCO3 : calcita alta en magnesio (HMC) Calcita con menos de 5 mol % de MgCO3: calcita baja en magnesio (LMC) La cantidad de Mg+2 presente en las calcitas magnesianas dependen de la razón Mg+2/Ca+2 en la solución y de la T°. A temperaturas decrecientes el contenido de Mg+2 disminuye. En un ambiente marino de condiciones normales con razón Mg+2/Ca+2 constante, la T° será el factor principal en la precipitación de calcita con alto o bajo contenido en Mg, es decir, a altas latitudes o aguas profundas con temperaturas bajas se favorecerá la precipitación de calcita con bajo contenido de Mg, y a bajas latitudes o aguas superficiales se favorecerá la precipitación de calcita con alto contenido de Mg. En un ambiente donde la razón Mg+2/Ca+2 es muy alta, la temperatura no jugará un rol determinante, sino es la razón mencionada la que determinará si precipita calcita alta en Mg, dolomita o incluso magnesita. Un ambiente continental dominado por aguas sobresaturadas en carbonato, pero con una proporción Mg+2/Ca+2 muy baja o nula favorecerá la precipitación de calcita sin contenido de Mg. Las calcitas con alto contenido en Mg son metaestables y tienen tendencia rápida a transformarse en calcita, liberando iones de Mg. La presencia de estos iones de Mg en la solución tiene un efecto inhibidor en la cristalización de calcita, ya que al ser liberados forman una especie de protección alrededor de los cristales de calcita impidiendo el crecimiento de estos a tamaños mayores de 3 micras. En un ambiente marino normal favorable a la formación de sedimentos carbonatados, el principal producto de la precipitación directa de carbonato será aragonita y/o calcita magnesiana de hábito generalmente microcristalino (micrita). En un ambiente continental donde no está presente el Mg, los cristales de calcita pueden desarrollarse mejor constituyendo microesparita y esparita. Micritización Es un proceso que tiene lugar por la acción conjunta de la erosión biológica (factor más importante) y la abrasión mecánica, dando lugar a unas envueltas micríticas que van destruyendo la textura interna de las partículas (total o parcialmente). La erosión biológica la llevan a cabo microorganismos que perforan la estructura de la partícula, rellenándose posteriormente por barro calcáreo. Este proceso se considera típicamente como de diagénesis temprana.
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Compactación Este proceso implica una reorganización de las partículas en respuesta a las nuevas condiciones de presión por sobrecarga, es decir, reducción de porosidad por perdida de volumen. El aspecto más importante de la compactación, desde el punto de vista de su estudio en cortes transparentes, es el desarrollo de texturas características como son: - contactos suturados - nodulosidad - estilolitos
Micritización, la textura oolitica se pierde en algunos granos.
Compactación en ostracodos (foraminiferos)
Cementación Es el crecimiento de cristales en espacios preexistentes a partir de la precipitación desde soluciones saturadas. Estos espacios pueden ser tanto interpartículas como intrapartícula. Uno de los resultados finales más importantes de la cementación es la litificación del sedimento y pérdida de porosidad. Tipos de cementos según su textura: - Drusy: cristales fibrosos alrededor de la partícula. - Mosaico: cristales constituyendo un mozaico. - Sintaxial: cristal en continuidad óptica con la partícula. Muy característico de las placas de equinodermos. - Poiquilotópico: grandes cristales englobando las partículas (sin continuidad óptica con estas). - Menisco: cristales que precipitan entre partículas próximas desarrollando morfologías en menisco. - Gravitacional: cemento cuya morfología global está condicionada por la gravedad. Es un buen criterio de polaridad de la roca.
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Los procesos de cementación van a estar condicionados por factores fisicoquímicos que a su vez están interrelacionados con ambientes geográficos. Esto hace que se puedan establecer una serie de ambientes de cementación caracterizables, cada uno de ellos, por la morfolgía y mineralogía de sus cementos. - Zona vadosa: Paso de las aguas meteóricas, por lo tanto está subsaturada en agua dulce. Los tipo más característicos de cementos van a ser los meniscos y los gravitacionales, o simplemente cristales aislados de calcita . (LMC) - Zona freática continental: zona saturada en agua de origen continental (bajo contenido en Mg). Los cementos que se generan son básicamente en mosaico y sintaxial de c alcita (LMC). - Zona freática marina: zona saturada en agua de origen marino (alto contenido en magnesio). Los cementos que se generan son básicamente del tipo drusy de HMC o aragonito. - Zona intermareal: esta zona, situada entre la subida y la bajada de marea, queda bajo la acción alternante de aguas marinas y ambiente vadoso, desarrollándose unos cementos característicos que se denominan beach-rocks; están constituidos por cementos drusy y menisco de aragonito.
Disolución La disolución es el resultado de la interacción de dos factores: la composición del agua de poros y la mineralogía de las partículas. Cuando estos dos factores se encuentran en desequilibrio, a consecuencia de los cambios que tienen lugar en el enterramiento, se produce la disolución. El resultado final de los procesos de disolución va a ser la creación de diferentes tipos de poros (porosidad secundaria). 13
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Es importante tener en cuenta la evolución de la porosidad: - Sedimento primario (bioclástico y/o barro) porosidad primaria (inter e intrapartícula) → - Procesos diagenéticos aumentan o disminuyen la porosidad → - Porosidad visible porosidad secundaria. → - Selectividad de fábrica: poros delimitados por los elementos de fábrica (constituyentes sólidos: partículas primarias, cristales, granos de cuarzo, etc.). Según esto se clasifican en:
Recristalización La recristalización es el paso de micrita (menor de 4 micras) a microesparita (entre 4 y 10 micras) y posteriormente a pseudoesparita (mayor a 10 micras, de tal forma que el producto final son cristales de gran tamaño (pseudoesparita) que se pueden confundir con los cristales de cementación (esparita). La distinción entre unos y otros resulta fundamental dada la absoluta diferencia entre ambos procesos. Reconocimiento de textura de recristalización - Calizas con textura de mosaico cristalino con cristales de tamaños diferentes. - Mosaico de cristales con fantasmas de partículas o barro micrítico. - Calizas sin recristalización completa (contactos difusos). - Masas micríticas con manchas (parches) de cristales. El principal problema en cuanto a su distinción surge cuando nos encontramos con mosaicos de cristales entre las partículas. En estos casos hay que aplicar los criterios siguientes: -
Cemento. cristales sobre bordes de granos polaridad de tamaños uniones triples enfaciales (180°) contactos rectos Pseudoesparita. bordes de granos difusos no polariadad de tamaño no uniones triples enfaciales contactos suturados
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Dolomitización El proceso de dolomitización se refiere al reemplazo de calcita a dolomita. El análisis de textura de dolomitización puede hacerse considerando dos casos reemplazamiento parcial o reemplazamiento total. 1. Reemplazamiento total: podemos encontrarnos diferentes situaciones: a) Conservación de la textura deposicional b) Conservación parcial de la textura deposicional (fantasmas) c) Sin conservación de la textura deposicional 2. Reemplazamiento parcial: 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. Al igual que existe una transformación calcita-dolomita (dolomitización) tambien existe el reemplazamiento dolomita por calcita conocido como dedolomitización o calcitización de dolomita. Este proceso tiene lugar tipicamente en condiciones superficiales por la acción de las aguas meteóricas. Al contrario que la dolomitización, la dedolomitización no suele destruir la textura previa, de tal forma que es fácil reconocer, ante una situación de una roca de composición calcítica, si se trata de una calcita primaria o fruto de un proceso de dolomitización y posterior dedolomitización. Los criterios a la hora de establecer si se trata de un caso u otro giran siempre alrededor de la existencia de relictos (composicionalmente o morfológicamente), o de rombos, que es la morfología característica de los cristales de dolomita.
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