Litificación es el proceso por el cual los sedimentos recientemente depositado pasa a ser una roca consolidada (parcial o completamente).
La diagénesis se refiere a las reacciones que tienen lugar dentro del sedimento entre los minerales y los fluidos intersticiales; dichas reacciones ocurren a temperaturas y presiones relativamente bajas. A temperaturas y presiones mayores se les considera metamorfismo.
Las redistribuciones y reemplazamientos químicos que ocurren cuando el sedimento esta en contacto con el agua del mar se les conoce por el termino de halmirólisis ;y cuando deja de estar en contacto con el agua a estos procesos se les conoce como metarmosis.
La diagénesis incluye la halmirólisis y la metarmosis, y por grados pasa al metamorfismo.
Los principales procesos diagenéticos son la cementación, la reorganización diagenética (autigénesis), la diferenciación diagenética, la segregación diafenética, el metasomatismo diagenético, disolución intraestratal y la compactación.
1) CEMENTACIÓN Y DECEMENTACIÓN
Cemento es el material químicamente precipitado que consolida o adhiere a los sedimentos.
La cementación es el último paso en la formación de la roca sedimentaria.
1.1) Clases de minerales cementantes
Dentro de los minerales cementantes tenemos:
-Sílice (es el más común, y generalmente es cuarzo)
-Minerales de carbonato (principalmente calcita, seguida por la dolomita y siderita)
-Óxido de hierro ( En parte derivado de la siderita, y raramente del sulfuro de hierro)
-Baritina y anhidrita de menor importancia por su influencia local
1.2) Texturas de los cementos
La relación entre el cuerpo detrítico y el cemento de la roca es importante.En el caso que la composición cemento es la misma que la de los granos detríticos, este cemento se deposita en continuidad cristalográfica sobre los detrítos generando un agregado cristalino que se entrelaza.
En el caso que el cemento es desemejante al detrito, podrá presentar varias relaciones texturales.
1.3) Paragénesis de los minerales cementantes
Generalmente, el orden de precipitación de un conjunto de minerales cementantes se determina según el cual los minerales que precipitan primeros estarán mejor cristalizados (más euhedrales) y se presentarán adheridos a las paredes de los intersticios. Los minerales posteriores deben ocupar el espacio restante y amoldarse alrededor de los cristales ya formados.
Pero este orden no es del todo cierto porque pueden darse casos de reemplazamiento de un mineral previamente existente.
1.4) Origen del cemento
El origen del cemento generan aún dudas. Se plantearon hipótesis para el cemento silíceo como:
-Circulación de aguas meteóricas
-Proveniente de las aguas singénicas (agua de mar que queda confinada)
-Derivado de la disolución intraestratal a lo largo de vetas estilolíticas
Este mismo problema ocurre con el cemento carbonatado (pueden ser introducidos o intraestratales); por ejemplo, el carbonato puede resultar de la disolución de conchas calcáreas.
La mayoría de los autores se han conformado con establecer la edad relativa de los minerales cementantes, sin explicar el porqué (¿Por qué hay dos minerales cementantes?, ¿Por qué se han depositado en determinado orden?).
1.5) Decementación
Si los granos sólidos y fluidos que rellenan los vacíos de una arenisca no constituyen un sistema cerrado, es decir, si los fluidos salen además de afluir o si los iones pueden salir y entrar por difusión, los materiales precipitados en los vacíos pueden ser disueltos (decementación).
2) AUTIGÉNESIS O REORGANIZACIÓN DIAGENÉTICA
Son reacciones entre los varios componentes de un sedimento, tanto de origen detrítico como químico que dan origen a minerales nuevos o el agrandamiento o la excrecencia de otros ya existentes.
Los procesos autigenéticos en gran parte tienden a establecer un conjunto de facies en equilibrio mediante la eliminación de especies inestables, el crecimiento de especies estables y la formación de especies nuevas.
Algunos de estos procesos son la reducción (especialmente del hierro), la deshidratación (yeso – anhidrita), hidratación, reemplazamiento secundario, reacciones entre fases sólidas y líquidas.
Agrandamiento secundario: Se da cuando un mineral estable (está en equilibrio con el medio) sirve como núcleo y crece en tamaño.
Cualquier mineral nuevo o regenerado es un mineral autígeno.
3) MINERALES AUTÍGENOS
Cuarzo y calcedonia autígena
El cuarzo se presenta como bordes secundarios en granos detríticos y como cristales pequeños euhedrales en calizas.
La silice autígena es más comúnmente calcedónica que cuarzosa.
Feldespato autígeno
Se presentan en areniscas (excrecencias sobre feldespato detrítico), lutitas (pocas veces mencionado) y calizas (cristales euhedrales pequeños).
La distinción entre el núcleo detrítico y el borde secundario en areniscas se observa fácilmente por los bordes redondeados y alterados del núcleo a su vez se ve un contraste acentuado si el núcleo está revestido con una película de oxido de hierro. Además de la diferencia en su maclamiento e indice de refracción.
Carbonatos autígenos
La calcita parece ser el derivado autígeno del aragonito (componente principal de algunas conchas de invertebrados y esqueletos), ya que el aragonito es metaestable y se convierte a calcita, siendo esta la forma más estable. La calcita también puede presentarse como sobrecrecimiento en la calcita detrítica.
La dolomita es principalmente autígena, sobre todo en las rocas carbonatadas, como cristales rómbicos euhedrales que cortan y reemplazan estructuras anteiores, como fósiles y oolitas.
La siderita se presenta como esferulitas y como cristales rombicos euhedrales.
Mica y clorita autígena
La montmorillonita y en menor proporción la caolinita, se transforman en la mica arcillosa (illita o bravasita), cuya reacción ocurre entre aguas portadoras de potasio (agua de mar) con el mineral arcilloso.
La clorita, como mica arcillosa, es al parecer autígena; formado por la adicción de magnesio sobre una base de caolinita o montmorrillonita.
Glauconita, chamoisita y minerales afines
Óxidos de titanio autígenos
Sulfatos autígenos
Se sabe que tanto el yeso como la anhidrita son autígenos. El yeso comúnmente se presenta como cristales euhedrales grandes en una anhidrita de grano fino, posiblemente formado por la difratación de la anhidrita.
Comúnmente la anhidrita se presenta como mineral cementante secundario de muchas areniscas.
Sulfuros autígenos
El sulfuro de hierro negro, parece estar presente en algunos fangos modernos. Posiblemente al ser sepultado se producen segregaciones que cristalizan como cubos dispersos de pirita, en parte reemplazando al material de la matriz (Fig.1), como agregados cristalinos de marcasita y pirita, como esferulitas pequeñas y como remplazo de conchas y madera fosilizada.
Fig.1 Pirita reemplazando la matriz a su vez sufre leve proceso de oxidación en su borde superior
Turmalina autígena
Circón autígeno
Excrecencias escasas asumen forma de engranajes adheridos a las caras de los prismas (pequeñas pirámides).
4) DIFERENCIACIÓN DIAGENÉTICA
Los materiales que se encuentran difusos en toda la roca pueden disolverse y diseminarse hacia centros de reprecipitación. Según Ramberg, la energía libre es menor si los materiales están juntos.
Estas segregaciones asumen formas como cristales grandes o agregados de cristales simétricos (esferulitas,rosetas,etc). Algunos casos los materiales segregados remplazan a la matriz de la roca que incluye como estructuras de ftanita (Fig. 2).En otros casos el material segregado se deposita en espacios abiertos como poros, fracturas y geodas.
Fig.2 Segregación de ftanita
5) METASOMATISMO DIAGENÉTICO
Involucra la introducción de materiales externos, conduciendo al remplazo sin cambios de volumen en el estrato correspondiente.
La dolomitización, puede avanzar hasta ser completa, pasando de una caliza a una dolomita, esto por el reemplazo del Ca+2 por Mg+2.
Los cristales seudomorfos son indicadores del metasomatismo diagenético, pero si tenemos un reemplazamiento completo no podemos sostener que se evidencia este proceso. Muchas ftanitas, dolomías, sideritas y rocas fosfáticas son evidentemente calizas reemplazadas, aunque las relaciones estratigráficas, las texturas y la composición de otras las tornan casi seguras en precipitados químicos primarios.
6) DISOLUCIÓN INTRAESTRATAL
Tiene lugar dentro del estrato después de la deposición y conduce a la formación de estructuras como estilolitas y microestilolítas, puede estar acompañada o no por precipitación simultanea a disolución. Cuando hay disolución y reprecipitación concurrente de la sustancia diluida puede conducir a la cementación completa de la roca.
6.1) Elementos de juicio para la disolución intraestratal
En rocas químicamente homogéneas la solución concentra a lo largo de planos normales a la presión de la roca, dando lugar a superficies estilolíticas cuyos dos lados se penetran mutuamente. En otras rocas la solución puede concentrarse en los puntos de contacto de los elementos clásticos generando penetración microestilolítica mutua entre estos, o el elemento menos soluble queda embutido en el más soluble.
Algunos elementos de juicio:
-Aumento en el promedio de contactos por grano. Una cifra de 2.0 ó más en granos de arena (siendo lo normal entre 0.65 a 1.60) es casi seguramente iniciativa de condensación, probablemente resultado de una disolución intraestratal.
-Moldes, geodas y otras oquedades de disolución
En algunos casos se puede comprobar que el rasgo sierra o cresta de gallo (posterior a la deposión e in situ) es debido a la disolución intraestratal.
-Granos despulidos de cuarzo comunes en algunas calizas, dolomías y los de las areniscas calcareas (el carbonato de estas rocas parece grabar o corroer al cuarzo embutido).
Una prueba convincente de la eficacia de la disolución intraestratal es el contraste en el carácter del conjunto de minerales pesados dentro de las concreciones y la matriz en que se encuentra. Expulsando en mayor proporción los minerales pesados más complejos como es la horblenda, mientras los menos complejos como es el circón y el granate permanecen casi completamente en su matriz.
6.2) Magnitud de la disolución intraestral
En las estilolitas se puede suponer que la columna estilolítica más larga era una medida del espesor perdido por la formación de la veta en cuestión.
Las venas oblicuos, anteriores a la formación de las estilolítas, muestran un desplazamiento aparente, por la estilolita. Esto puede usarse, a través de unas medidas geométricas, como medida del espesor rocoso retirado.
La disolución intraestratal puede ser promovida por las presiones y temperaturas más altas de las zonas relativamente más profundas (Taylor, 1950).
7) COMPACTACIÓN
La perdida de porosidad es una medida del grado de compactación, eliminando espacios huecos por un empaque más estrecho, trituración, deformación de los granos y por mayor o menor recristalización.
Se ha demostrado teóricamente y experimentalmente que los valores de porosidad tienden a aumentar con la profundidad, teniendo como factores a considerar al grado de inclinación y el tamaño de grano. Las muestras de grano fino acusaban mayor compactación (menor porosidad) que las de granos más grandes.
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