 |
|
 |  |
|
|
| |
 | Biologie | Chimie | Didactica | Fizica | Geografie | Informatica |
| Istorie | Literatura | Matematica | Psihologie |
In capitolul introductiv am aratat ca diageneza cuprinde mai multe etape succesive, incepand din momentul depunerii sedimentelor si terminand cu alterarea supergena.
Factorii care determina diagenizarea siliciclastitelor sunt foarte diversi. O parte din acestia sunt legati chiar de istoria prediagenetica a sedimentului, cum ar fi: compozitia si textura acestuia, caracteristicile climatice ale ariei sursa si ale mediului depozitional, particularitatile procesului depozitional, toate acestea influentand posibilitatea de migrare a fluidelor prin sediment si rata de crestere a adancimii de ingropare. O alta parte este legata de evolutia bazinului de sedimentare in ansamblu: cadrul tectonic, regimul termic, oscilatiile climatice globale.
Diageneza sedimentelor siliciclastice incepe imediat dupa acumulare prin doua procese majore care sunt dependente de adancimea de ingropare: compactarea si dizolvarea sub presiune. Nu sunt insa excluse nici procesele chimice de cimentare sau dizolvarea selectiva a particulelor instabile. Pana la adancimi de ingropare situate in jur de 100m, fluidele interstitiale ale unui sediment au caracteristici chimice dependente de mediul depozitional (fluide marine sau dulcicole), daca nu apar procese suplimentare de descompunere a substantei organice care modifica substantial calitatea fluidelor interstitiale. La adancimi mai mari, fluidele incep sa interactioneze masiv cu sedimentele (reactii favorizate si de cresterea temperaturii si a presiunii) rezultand o crestere a salinitatii si alcalinitatii acestora, fapt ce conduce la noi procese diagenetice: aparitia de noi minerale autigene, inlocuiri metasomatice, dizolvari sub presiune. Tot la adancimi mari au loc si primele procese de transformare diagenetica in stare solida neomorfica: recristalizarea fazelor minerale instabile.
Compactarea este un proces
postdepozitional de reducere a grosimii sedimentelor prin micsorarea
porozitatii si astfel cresterea gradului de consolidare.
Cauza principala a compactarii este presiunea. Aceasta este
compusa din componenta verticala (litostatica) indusa de
ingroparea progresiva sub stive noi de sedimente si din componenta laterala
(un stress aditional) generata de forte tectonice.
Compactarea sedimentelor are loc prin doua procese majore: mecanice si chimice. Efectele compactarii mecanice asupra sedimentelor sunt: rearanjari ale particulelor prin schimbarea tipului de impachetare (de la cubic la romboedric), schimbarea tipului de contacte (de la libere la liniare sau concav-convexe, Fig. 3‑20), spargeri ale particulelor casante si deformari ale celor plastice (ex. filosilicati, plasticlaste). Efectele compactarii chimice sunt dizolvarile sub presiune (in special afectand granulele de cuart si feldspati) si aparitia de contacte concav-convexe si suturale intre granule sau a stilolitelor si a interfetelor de dizolvare la scara mai mare. Toate acestea duc la:
- micsorarea porozitatii si deci a volumului total al sedimentelor si respectiv la cresterea densitatii acestora si a starii de consolidare;
- eliminarea apei interstitiale si migrarea acesteia ascendent sau lateral.
In general gradul de compactare este dependent de adancimea de ingropare. Aceasta interdependenta nu este simpla, ci este influentata si de o serie de factori chimici functie de tipul de sediment (instabilitati chimice ale mineralelor componente la conditiile de presiune si temperatura, precipitari sau dizolvari timpurii sau tarzii). Pe langa adancimea de ingropare, gradul de compactare mecanica al unui sediment clastic mai este dependent si de porozitatea initiala, de gradul de impachetare al sedimentului si de continutul in fluide interstitiale.
Porozitatea este definita ca sistemul de goluri din masa unui sediment sau a unei roci. Aceasta poate fi porozitate primara (rezultata prin procese depozitionale si dependenta de granulatia sedimentului si de gradul de impachetare al acestuia) si secundara (rezultata prin procesele postdepozitionale de dizolvare/alterare). In cazul sedimentelor siliciclastice, porozitatea initiala a unui arenit cuartos bine sortat granulometric si cu impachetare de tip cubic, va avea o porozitate intiala de aproximativ 50%, in timp ce un sediment siltic poate ajunge pana la 70%. In timpul ingroparii aceasta porozitate intiala se micsoreaza semnificativ: arenitele vor pierde rapid 30% din porozitatea initiala, dupa care rata de micsorare a porozitatii prin compactare mecanica devine foarte mica; un sediment fin (siltic-argilos) va pierde constant si lent din porozitate pana la zero (Fig. 3‑21). Un alt factor important in gradul de reducere a porozitatii este compozitia mineralogica a sedimentului (claste cu comportament ductil sau rigid). De exemplu un arenit cuartos va avea un comportament rigid si va mentine chiar si la presiuni efective mari o porozitate remanenta (10-15%), pe cand un arenit bogat in fractie litica (mice) va avea un comportament ductil, iar reducerea de porozitate va fi mult mai mare (0-5%).
In sedimentele clastice slab sortate, fractia fina constitue liantul pentru fractia grosiera, acest liant este o matrice = protomatrice. In functie de raportul intre claste si matrice putem defini orto-roci (de exemplu: ortoconglomerat) atunci cand roca este dominata de fractia grosiera (engl. grain-supported) sau para-roci (de exemplu parabrecie) atunci cand roca este dominata de fractia fina, respectiv de matrice (engl. matrix-supported). Daca matricea este rezultata prin alterarea secundara a unor claste instabile (feldspati) aceasta reprezinta o epimatrice; iar daca este rezultatul unei recristalizari va reprezenta o pseudomatrice.
Consolidarea sedimentelor se pot exprima in termeni ca porozitate (n), densitate (γ) sau continut in fluide. Evolutia acestor parametri in conditiile cresterii adancimii de ingropare determina atingerea unei stari de consolidare:
starea de consolidare normala se realizeaza atunci cand presiunea fluidului interstitial este egala cu presiunea litostatica, sedimentul fiind in permanent echilibru cu cresterea presiunii corespunzatoare adancimii de ingropare (Z). Aceasta stare este posibila doar in cazul sedimentelor cu porozitate si permeabilitate buna, capabile sa expulzeze constant fluidul interstitial, iar rata de sedimentare a noilor depozite acoperitoare este moderata astfel incat rata de crestere a presiunii litostatice este lenta (Fig. 3‑22a).
starea de subconsolidare este atinsa atunci cand presiunea fluidului interstitial este mai mare decat presiunea hidrostatica (Ph), sedimentul fiind in dezechilibru in raport cu presiunea corespunzatoare adancimii de ingropare (Fig. 3‑22b). Aceasta stare este foarte frecventa in cazul alternantelor intre sedimente fin granulare (argile) si sedimente mai grosiere (nisipuri) datorita porozitatii si permeabilitatii scazute a argilelor care limiteaza expulzarea fluidelor interstitiale si astfel favorizeaza mentinerea unei plasticitati ridicate ale sedimentelor.
starea de supraconsolidare se realizeaza atunci cand presiunea
fluidului interstitial este mult mai mica decat presiunea
litostatica corespunzatoare 
adancimii de ingropare (Fig. 3‑22c). Aceasta este posibila
daca inaintea procesului de compactare a avut loc o cimentare timpurie sau
daca sedimentul a fost anterior consolidat dupa care a urmat o
erodare partiala a sedimentelor acoperitoare si apoi o noua
ingropare.
Starea
de consolidare a sedimentelor in timpul ingroparii si raspunsul
acestora la cresterea presiunii litostatice este dependenta si
de rata de sedimentare. Astfel, la rate scazute de sedimentare,
sedimentele se afla in permanent echilibru cu presiunea litostatica
de la diferite adancimi, datorita faptului ca presiunea fluidelor
interstitiale are timp suficient sa se echilibreze cu presiunea hidrostatica
de la adancimea respectiva - cazul starii de consolidare
normala. La o crestere brusca a ratei de sedimentare,
echilibrarea presiunii se poate face doar prin expulzarea instantanee a
fluidelor interstitiale. Daca permeabilitatea sedimentelor adiacente
este buna, se va obtine rapid starea de consolidare normala, dar
daca permeabilitatea este mica, fluidele nu pot fi expulzate si
sedimentele vor ramane intr-o stare neconsolidata (sau
subconsolidata) si in dezechilibru cu presiunea hidrostatica de la
adancimea respectiva.
In starea subconsolidata, sedimentele vor avea un caracter plastic favorabil alunecarilor gravitationale sau deformarilor intrastratale, iar cand presiunea fluidelor interstitiale depaseate componenta orizontala minima a stresului principal se pot produce chiar fracturari intrabazinale (falii sinsedimentare) sau dizolvari sub presiune la scara mare.
Sedimentele coezive (cimentate) se vor afla in timpul ingroparii in stare de supraconsolidare in raport cu adancimea la care se afla. Tot in stare de supraconsolidare se afla si sedimentele ajunse la interfata sediment/apa prin erodarea coloanei acoperitoare de sediment. Aceste sedimente nu vor fi afectate de cresterea adancimii de ingropare decat din clipa in care presiunea litostatica va depasi limita de rezistenta a sedimentelor supra-consolidate.
La
scara bazinului efectul compactarii este dificil de observat in sedimente
omogene, dar este foarte evident in secventele litologice cu rate diferite
de compactare sau in bazinele cu topografie neregulata sau inclinata
a fundului. Compactarea diferentiata poate duce astfel la accentuarea
si modificarea formei unor canale colmatate cu sediment grosier, sau chiar
la generarea de falii in cazul unui relief bazinal neregulat (in trepte) sau cu
panta continua (Fig.
3‑23a,b). La scara
mica, compactarea diferentiata este cauza pentru aparitia
structurilor de deformare hidroplastica (pseudonoduli), intruziuni
clastice (dyke-uri si sill-uri neptuniene). La o scara mai mica
(scara esantionului - Fig.
3‑23c) in anumite
conditii favorabile se pot detecta si chiar cuantifica efectele
compactarii diferentiate. Conditii favorabile ar reprezenta
prezenta unor bioclaste sau a unor canale de bioturbatie (situate in
planul stratificatiei) cu geometrie initiala cunoscuta dar
care au fost vizibil deformate prin compactare. Diferenta intre
inaltimea initiala si cea finala a obiectului
deformat constituind estimarea ratei de compactare. Tot situatie
favorabila poate fi si prezenta unor claste rigide sau a unor
concretiuni in masa unui sediment fin granular ce prezinta
laminatie. Sedimentul fin va fi compactat ca efect al cresterii
adancimii de ingropare, iar laminatia va mula particulele rigide.
Diferenta de grosime intre laminele tangente la particule si laminele
corespunzatoare din zona compactata va reprezenta estimarea
compactarii.
In timpul compactarii, sunt expulzate cantitati enorme de fluide din spatiul interstitial, fluide care pot genera cimentari sau dizolvari selective in masa sedimentelor pe care le traverseaza functie de compozitia fluidelor si a sedimentelor. De aceea, aprecierea adancimii de ingropare a sedimentelor dintr-un bazin pe baza porozitatii remanente poate conduce la interpretari eronate. De-a lungul timpului au fost propuse diverse moduri de cuantificare a dependentei intre porozitate si adancimea de ingropare prin compactare, insa majoritatea privesc compactarea ca un proces pur mecanic desfasurat in sedimente omogene fara variatii de granulatie, compozitie sau permeabilitate:
Athy, 1930 
n=porozitatea absoluta, β=coeficient al sedimentului, z=adancimea, n= Vp/(Vs+Vp)
Terzaghi, 1925 
Po=presiunea efectiva intiala, Cc=coeficient de compresibilitate al sedimentului, e=porozitatea efectiva = Vpl/Vs
Maillart, 1989 
α,β=coeficientii sedimentului (+reactivitatea chimica), nr=porozitate reziduala la adancime mare
Dizolvarea sub presiune poate fi privit ca un proces de tranzitie intre diageneza pur mecanica si cea chimica. El apare in cazul cresterii presiunii efective (la limita dintre granule) peste valoarea presiunii fluidelor interstitiale (Fig. 3‑24), situatie in care gradul de solubilitate al mineralelor creste. Cu cat suprafata de contact intre granule este mai mica cu atat presiunea efectiva la contact este mai mare.
Daca particulele adiacente au compozitie mineralogica diferita rezulta contacte concav-convexe intre ele, datorita dizolvarii prefentiale a celor mai solubile, iar daca particulele au aceeasi compozitie mineralogica se vor forma contacte suturale sau stilolite. Pe masura ce procesul de dizolvare sub presiune continua, si apar contacte concav-convexe sau suturale, suprafata de contact intre granule se mareste si astfel procesul va fi incetinit.
De-a lungul timpului au fost propuse diferite modele pentru a explica procesul de dizolvare sub presiune la contactul dintre granulele de cuart. In prezent doua modele sunt acceptate si experimentate in laborator: modelul deformarilor elastice a particulelor (Tada & Siever, 1986; Bathurst, 1975, 1991) si modelul filmului de fluid (de Boer, 1977; Rutter, 1983; Guzzetta, 1984).
In primul model se presupune ca in general retelele cristaline sunt deformate elastic in vecinatatea fetelor de contact. Deformarea poate fi accentuata de acumularea stresului de supraincarcare, fapt care duce la cresterea solubilitatii mineralelor. Daca in aceste conditii apare un film de apa, atunci are loc dizolvarea cristalului deformat iar prin difuzie iar ionii dizolvati sunt indepartati. Pe masura ce dizolvarea avanseaza, apare si un proces de colaps (fracturare mecanica) care duce la realizarea unui echilibru provizoriu, dupa care procesul se reia atata timp cat exista porozitate si fluide libere, ca un proces de autointretinere (Merino, 1992).
Al
doilea model, explica procesul dizolvarii sub presiune prin prezenta
unui film subtire de fluid capturat la interfata dintre granule.
Presiunea acumulata in acest fluid cu mobilitate restrictiva in
raport cu restul fluidului interstitial, devine mult mai mare. Cum
solubilitatea mineralelor creste cu presiunea, la aceste interfete
apare dizolvarea particulelor si difuzia ionilor din solutie pentru a
se atinge omogenitatea starii de saturare cu cea a fluidelor
interstitiale.
Indiferent
de mecanismul de dizolvare, materialul dizolvat este de regula transportat
prin difuzie cu viteze mici si pe distante scurte (milimetri,
centimetri) pana la cele mai apropiate zone poroase in care energia
libera a particulelor invecinate este minima unde are loc
precipitarea, formand fie un ciment de supracrestere fie unul de pori
(vezi ). Procesul de dizolvare sub presiune a unui sediment
clastic bogat in granule de cuart se petrece in general la adancimi de
ingropare de 1,5-
 |
Cimentarea sedimentelor este un proces chimic de umplere a spatiului interstitial (poros) cu minerale autigene datorita precipitarii acestora din solutiile ce penetreaza sedimentele in timpul diagenezei, contribuind astfel la litificarea si cresterea gradului de consolidare al sedimentelor respective. Tipurile de ciment care se formeaza depind de concentratia solutiilor si realizarea conditiilor de precipitare dar si de configuratia spatiului interstitial si particularitatile mediului diagenetic.
Din punct de vedere morfometric, agregatele de cristale din cimentul gresiilor pot fi de tip mozaic si druzic, mai rar de tip fibros. Dupa relatiile structurale ale cimentului cu clastele din gresii, sunt mai frecvente cimenturile de tip menisc, poros, pelicular, supracrestere si poikilotopic (Fig. 3‑25). Cele mai frecvente tipuri mineralogice de ciment in gresii sunt: cuart, calcit, dolomit, minerale argiloase, hematit dar si alte minerale precum pirita, gips, ankerit sau baritina pot forma cimentul gresiilor in anumite conditii geologice.
Calcitul este cel mai frecvent tip de ciment al gresiilor, in special in cazul celor fara matrice. In functie de caracteristicile mediilor diagenetice el poate avea diferite compozitii in elemente minore si distributii spatiale. In mediile oxigenate (Eh>0), calcitul va avea continuturi minime in Fe si Mn deoarece aceste elemente formeaza oxizi si hidroxizi stabili sau sunt adsorbiti la suprafata mineralelor argiloase, ionii fiind astfel indisponibili pentru a participa la structura cristalina a calcitului. In mediile reducatoare (Eh<0) insa, ionii de Fe si Mn vor fi liberi si adesea capturati ca elemente minore in reteaua calcitului inlocuind ioni de Ca. Sursa carbonatilor in sedimentele siliciclastice este foarte diversa: rectiile de reducere a sulfatilor sub influenta activitatilor bacteriene (la adancimi mici de ingropare), rectiile de fermentatie microbiana (metanogeneza, la adancimi mici de ingropare), reactiile de cracare termica a substantei organice (la adancimi mari de ingropare), sau din dizolvarea particulelor carbonatice (bioclaste) mai solubile. Dupa cum se poate observa, prezenta cimenturilor carbonatice in gresii este strans legata de descompunerea substantei organice si evolutia diagenetica a sedimentelor. Mult mai rar apare cimentul calcitic ca rezultat direct al precipitarii chimice timpurii in porii sedimentelor siliciclastice din solutii marine. Aceasta situatie este posibila doar daca sedimentarea a avut loc in mari tropicale la adancime mica unde solutiile interstitiale sunt suprasaturate in carbonati sau unde solutiile meteorice si cele marine se amesteca.
Cimentul calcitic este prezent in diferite moduri: ciment de pori druzic sau mozaic, ciment poikilotopic, sau ciment bazal. Desi cimentul bazal este privit uneori ca ciment primar rezultat prin deplasari sau chiar spargeri ale clastelor datorita fortei de cristalizare a calcitului (Braithwaite, 1989) el este mai frecvent rezultatul unor procese de recristalizare tarzie a unei matrici carbonatice microgranulare. Pe langa calcit si alte minerale carbonatice sunt frecvent intalnite ca ciment al rocilor siliclastice: dolomitul si sideritul. Acestea insa formeaza adesea cristale sau grupuri de cristale idiomorfe izolate in masa rocii, uneori microcristaline alteori larg cristalizate cu caracter poikilitic. Dolomitul are de regula o compozitie ferifera indicand precipitarea sa in conditii reducatoare la fel ca a sideritului.
Cimentul feruginos este si el foarte frecvent in gresii, insa prezenta acestuia indica medii diagenetice foarte specifice. Se stie ca fierul are doua stari de oxidare: Fe+2= ion feros si Fe+3= ion feric. Starea de oxidare a fierului in mineralele rocilor magmatice si metamorfice este Fe+2 datorita lipsei oxigenului liber in interiorul scoartei. Cand aceste minerale ajung la suprafata scoartei unde este o mare abundenta de oxigen liber, au loc procese de oxidare si eliberarea de ioni Fe+3 (usor solubili in apa). Precipitarea Fe+3 din astfel de fluide duce la formarea hematitului (Fe2O3) fin cristalizat ca ciment pelicular in jurul clastelor. Gresiile astfel cimentate vor avea o culoare roscata (engl. redbeds). Hematitul este insolubil in apa atata timp cat mediul ramane oxidant, de aceea prezenta cimentului feruginos-hematitic indica medii oxidante in timpul diagenezei.
Un alt ciment foarte frecvent este cel silicios (cuartos) in special in gresiile cuartoase foarte pure. Astfel de nisipuri cuartoase sunt acumulate in medii agitate unde curentii, valurile sau vanturile recicleaza intens sedimentele: plaje, dune, bare fluviatile. Sursa silicei pentru cimentul acestor sedimente poate fi chiar in sediment prin dizolvarea partiala a clastelor de cuart (dizolvare sub presiune), alterarea feldspatilor (vezi ) sau recristalizarea mineralelor argiloase (vezi Error! Reference source not found.). Precipitarea silicei are loc adesea ca ciment de supracrestere epitaxiala (continuitate cristalografica si optica) in jurul clastelor de cuart dar si ca ciment de pori microcristalin sau criptocristalin (calcedonie).
In corpurile de gresii permeabile ajunse la adancimi mari de ingropare si supuse unor procese de cutare tectonica, circulatia convectiva a fluidelor (circulatie controlata de diferentele de temperatura) poate duce la remobilizarea cimenturilor silicioase precipitate intr-o faza anterioara de diageneza. Acest proces are loc datorita faptului ca silicea are solubilitate progradanta, adica solubilitatea creste cu crestere temperaturii. Astfel, silicea va fi dizolvata din zonele mai adanci (sinclinale) si va fi precipitata in zonele mai ridicate (apexul anticlinalelor). Comportament exact opus il vor avea cimenturile carbonatice. Aceast proces de remobilizare a silicei si carbonatilor in secventele siliclastice este importanta pentru acumularile de hidrocarburi. Inlaturarea cimentului carbonatic lasa loc pentru precipitarea cimentului silicios. in apexul cutelor. Se stie ca in intervalul de temperaturi 60-150°C, solubilitatea hidrocarburilor in apa este similara solubilitatii silicei, incat ambele fluide vor putea migra si se vor acumula impreuna, zonele anticlinale fiind totodata bune capcane pentru hidrocarburi. In astfel de cazuri, chiar daca hidrocarburile au migrat ulterior in alte pozitii, urma prezentei lor poate fi pastrata sub forma de mici incluziuni fluide cu hidrocarburi in cimentul cuartos.
In gresiile fine sunt adesea prezente mineralele argiloase dispuse pelicular sau colmatand porii inter-granulari. Illitul si caolinitul sunt cele mai frecvente minerale argiloase care pot precipita in spatiile poroase ale gresiilor. Observatiile petrografice efectuate cu microscopul optic nu sunt suficiente pentru a decide daca aceste minerale argiloase reprezinta o matrice sindepozitionala sau un ciment digenetic. Un criteriu pentru originea diagenetica ar putea fi absenta lor in zona de contact intre claste. Privit la microscopul electronic, cimentul illitic are morfologii fibroase, distributii perpendiculare fata de granul si tendinta dea a obtura porii foarte fini. Cimentul caolinitic se recunoaste dupa textura "in file de carte": cristale foioase pseudo-hexagonale dispuse in coloane intre granulele clastice. Prezenta acestor cimenturi in gresii au consecinte deosebite asupra calitatii de rezervor pentru hidrocarburi a gresiilor in care apar. Caolinitul reduce porozitatea gresiilor dar nu si permeabilitatea, in schimb illitul nu influenteaza semnificativ porozitatea dar diminueaza permeabilitatea.
Alte minerale care pot constitui cimentul siliclastitelor sunt: gipsul, sarea, celestina, baritina, pirita, toate acestea fiind fomate in conditii foarte specifice si destul de rar conservate la scara timpului geologic datorita gradului ridicat de instabilitate.
Recristalizarea este un proces neomorfic in care conditiile fizico-chimice din timpul ingroparii induc reorganizari ale structurii cristaline ale mineralelor (texturale, structurale) ca raspuns la noile conditii de presiune, temperatura si fluide interstitiale din timpul ingroparii progresive. In general neomorfismul este un proces izochimic ce se petrece in stare solida, dar care poate fi uneori mediat de cantitati mici de fluide.
Recristalizarea produce modificarea texturii initiale a agregatelor cristaline, in general are loc cresterea gradului de cristalizare cu cresterea adancimii de ingropare = recristalizare agradanta. Procesul invers, denumit recristalizare degradanta este mult mai putin frecvent si se pare ca factorii care-l controleaza sunt mult mai complecsi. Prezenta impuritatilor sau a substantei organice actioneaza ca inhibatori ai recristalizarii, dar transformarile polimorfe datorate instabilitatii (termodinamice) a unor minerale (Ex. aragonit) sau stari cristaline (Ex. starea amorfa sau criptocristalina) determina accelerarea procesului de recristalizare.
Pentru
rocile siliciclastice, procesul de recristalizare este important in special in
cazul rocilor cu matrice argiloasa. Mineralele argiloase din matrice tind
sa recristalizeze in timpul ingroparii (vezi Error! Reference source not
found.), determinand cresterea
gradului de litificare a rocii dar si accentuarea suprafetelor de
stratificatie sau laminatie datorita reorientarii
mineralelor argiloase recristalizate paralel cu aceste suprafete.
Astfel, mineralele argiloase precum caolinitele, smectitele intai vor pierde
gruparile OH prin deshidratare in timpul ingroparii pana la
adancimi de 2-
Metasomatismul diagenetic este un proces de substitutie (inlocuire) diagenetica a unor faze minerale (paleosom) prin intermediul unor fluide cu compozitii diferite, aflate in dezechilibru chimic cu paleosomul. Substitutia este un proces in lant: dizolvare, dezechilibru in compozitia solutiei nou formate si precipitarea noii faze minerale (neosom). Substitutia poate fi totala sau partiala si este initiata pe zonele de discontinuitati (fisuri, clivaje, contacte), ea poate fi realizata lent in situ (molecula cu molecula) caz in care se conserva forma particulei initiale sau alteori materialul dizolvat poate suferi un transport, caz in care mineralul de neoformatie (autigenetic) precipita in alte spatii libere.
Cele mai afectate particule minerale sunt cele instabile din punct de vedere chimic: feldspatii si silicatii feromagnezieni sau cele cu solubilitate ridicata in anumite conditii chimice sau termodinamice. in continuare sunt discutate pe rand cele mai frecvente situatii de metasomatoza si autigeneza diagenetica in rocile siliciclastice.
Feldspatii care au supravietuit proceselor de alterare supergena si au ajuns sub forma de granoclaste sau litoclaste in sedimente siliclastite sunt adesea inlocuite in timpul diagenezei cu minerale argiloase, feldspati autigeni sau calcit. Argilizarea feldspatilor (caolinitizare, sericitizare) este rareori pseudomorfica, cel mai adesea datorita compresibilitatii mai mari a mineralelor argiloase, acestea vor fi deformate intre granulele mai rigide. Procesul de argilizare este favorizat de prezenta unor fluide slab acide, cu drenaj rapid al cationilor rezultati. Daca fluidele transporta ioni de Ca iar aciditatea provine din descompunerea unor substante organice, atunci mai frecvent are loc calcitizarea pseudomorfica a feldspatilor. In felul acesta raportul initial intre particule si matrice, sau intre fractiile clastice majore - QFL este modificat astfel incat nu se mai pot aplica principiile maturitatii texturale si compozitionale pentru caracterizarea sedimentului (vezi Error! Reference source not found. si Error! Reference source not found.). In cazul gresiilor, scaderea raportului F/Q sau L/Q cu cresterea adancimii de ingropare este un fenoment adesea citat in literatura sedimentologica.
Pe langa calcitizare si argilizare, feldspatii mai pot fi inlocuiti si cu albit autigen. In special feldspatii potasici sau chiar albitul detritic pot fi albitizati, pentru aceasta fluidele interstitiale trebuie sa fie cu caracter alcalin si sa contina ioni de Na, restul ionilor (Al, Si) provin din interactiunea fluidelor cu felsdpatii detritici (hidroliza) sau din transformarea smectitelor in illit la adancimi mari de ingropare.
Tot ca autigeneza metasomatica pote fi privit si procesul de formare a mineralelor argiloase fero-magneziene in sedimentele siliciclastice: clorit, glauconit. Pentru autigeneza glauconitului in masa unui nisip sunt suficiente indeplinirea catorva conditii: prezenta micelor si a silicatilor feromagnezieni, interactiune indelungata intre fluidele marine si sediment (rata scazuta de sedimentare) si prezenta unui mediu neutru sau slab reducator. Coincidenta acestor conditii duce la inlocuirea particulelor instabile cu glauconit sau chiar umplerea unor cavitati (ale bioclastelor, pori) si inlocuirea eventualelor pelete fecale.
Diferentierea diagenetica are loc in sistemele petrografice heterogene si consta in migrarea (difuzia) in stare ionica sau moleculara a componentilor subordonati cantitativ. In acest mod are loc redistribuirea diversilor ioni intre doua locatii ale unui sediment. Studiul difuziei diverselor elemente prin sediment este foarte complicat. O simplificare a fluxului de difuzie (Ji) al unei faze disperse (i) printr-o suprafata (A) poate fi exprimata prin relatia:
[g/m2a]
unde q=cantitatea de material transportat (exprimata in grame), t=timpul cat opereaza procesul de difuzie (exprimat in ani=a), n=porozitatea sedimentului, D=coeficientul de difuzie in sediment pentru ionii respectivi, C=concentratia ionica in solutia apoasa (in locatia initiala si finala), d=distanta de transport prin difuzie (exprimata in m). Cresterea gradientului de concentratie (C2-C1) duce la intensificarea procesului de difuzie, la fel si cresterea locala a porozitatii generata de prezenta unor bioturbatii sau dizolvari selective, care vor actiona ca niste capcane pentru elementele transportate prin difuzie. Astfel, local se vor forma concretiuni in masa sedimentului.
Compozitia concretiunilor indica compozitia fazei minerale disperse si conditiile mediului diagenetic (pH, Eh, prezenta substantei organice), iar structura si textura concretiunilor (masiva sau concentrica, micro- sau macrocristalina) vor reflecta conditiile de precipitare in spatiul sedimentului (porozitate, permeabilitate, presiunea hidrostatica, temperatura). Cele mai frecvente concretiuni in sedimentele siliciclastice sunt trovantii in depozitele arenitice, papusile de loess in cele siltice si sferosideritele in cele lutitice. Adesea, locatia concretiunilor este controlata si de alti factori decat difuzia ionica sau moleculara si anume prezenta substantei organice. Descompunerea substantei organice (radacini, organisme animale) in masa sedimentului genereaza CO2 care determina schimbari locale ale mediului diagenetic, favorizand precipitarea in special a carbonatilor: calcit, siderit.
Fig. Error! No text of
specified style in document. Medii diagenetice specifice siliciclastitelor
Mediile diagenetice
Copyright © 2024 - Toate drepturile rezervate
