Diagénesis de la arenisca
La compactación de sedimentos arenosos puede ocurrir antes, durante y después de la cementación. La fuerza de compactación proviene principalmente de la presión de carga generada por la deposición continua de sedimentos posteriores. Antes de la cementación, el efecto de compactación es principalmente mecánico, manifestándose principalmente como deslizamiento entre partículas, reordenamiento de partículas, fractura de partículas rígidas individuales y deformación de partículas plásticas. A medida que aumenta la presión de carga, cuando la presión se concentra cada vez más en el contacto entre las partículas, la compactación química se convierte en el principal método de compactación. Este proceso ocurre principalmente durante el proceso de cementación de arenisca estacional. Cuando se cementan sedimentos arenosos, una vez que la presión de carga excede la resistencia a la fractura de la arenisca, se pueden formar microfisuras a través de varias partículas líticas.
1. Identificación de marcas de compactación
(1) Relación de contacto entre partículas rígidas: Contacto entre partículas rígidas durante el proceso de compactación de sedimentos arenosos.
La relación pasará gradualmente de contacto puntual y lineal a contacto cóncavo y convexo y contacto de costura (Figura 13-1).
Figura 13-1 Relación de contacto entre partículas de fragmentos rígidos
(2) Morfología de las partículas plásticas: durante el proceso de compactación, algunas partículas plásticas (como recortes de lutita, arena limosa, recortes de lutita, recortes de lutita, recortes de filita, etc.) siempre aparecen en las manifestaciones complejas de la deformación plástica. Cuando la deformación es intensa, se puede formar una matriz pseudoheterogénea, que aparece como haces, estructuras de flujo pseudoplásticas, distribución desigual y, en ocasiones, se pueden observar fragmentos de roca borrosos (Figura 13-2).
Figura 13-2 Características de las bases pseudoheterogéneas (Dickinson, 1970)
(3) Características de los minerales escamosos: Durante el proceso de compactación, los minerales escamosos (como las nubes blancas) Madre) A menudo aparece doblado y roto.
(4) Otras texturas: En ocasiones, debido a la estructura superficial desigual de las partículas, se puede producir descamación durante el proceso de compactación. Por ejemplo, ocasionalmente se observan en secciones delgadas bordes en forma de peine de feldespato detrítico (minerales arcillosos autigénicos).
2. Identificación de signos de transición de la compactación mecánica a la compactación química.
En los sedimentos sueltos, las partículas se disponen estrechamente mediante un reordenamiento deslizante y, cuando se forma un punto de contacto, la presión de carga se transmite a través del contacto entre las partículas (Figura 13-3a). El aumento gradual de la presión de carga provoca la acumulación de tensión en los puntos de contacto entre partículas. La red cristalina de estos puntos de contacto se deforma, provocando cambios en el potencial químico de las áreas adyacentes al contacto, formando líneas de contacto (Figura 13-3b). Si la tensión continúa aumentando, provocará la disolución de la zona de contacto, pasando así de la compactación mecánica a la compactación química. Cuando continúa la compactación química, se desarrolla desde el contacto lineal hasta el contacto cóncavo-convexo y el contacto de costura (Figura 13-3c, D, E).
Figura 13-3 Diagrama esquemático de la transformación de compactación mecánica a compactación química (Harwood, 1985)
Durante el proceso de compactación química (disolución bajo presión), se forma una capa en la superficie de las partículas. Una película de agua, especialmente cuando hay una película de arcilla entre las partículas, puede promover la disolución y difusión preferencial de las sustancias disueltas en la superficie. Aunque la película de agua sobre la superficie de las partículas estacionales es muy delgada (solo unas pocas moléculas de espesor), debido a la atracción de la película de agua sobre la superficie de las partículas estacionales, el agua tiene cierta rigidez, por lo que no será dañado por la compactación. En el punto de concentración de presión, debido a la participación del agua, la superficie de las partículas se disuelve primero. La disolución produce moléculas de H4SiO4, que migran a los poros circundantes. A veces, la expansión secundaria del cemento precipita donde hay poca o ninguna tensión.
Muchas partículas de sedimento arenoso tienen una matriz arcillosa entre ellas. La illita es el componente más común de la arcilla, y su función principal es aumentar la velocidad de difusión del SiO2 soluble a presión. Una película de arcilla está formada por muchas escamas de arcilla y una película de agua. Si las escamas de arcilla y la película de agua tienen un espesor de 20 nm, una película de arcilla de 10 μm de espesor entre dos partículas de arcilla contendrá 500 películas de agua, en comparación con el caso en el que solo hay una pequeña cantidad de película de agua entre las partículas de arcilla sin arcilla. mejorará en gran medida la disolución de la presión y la velocidad de difusión de SiO2_2. A veces, la fina película entre las partículas no es necesariamente arcilla. Cualquier sustancia que sea más pequeña que las partículas que se disuelven a presión, porosa, fácilmente saturada con agua y difícil de disolver a presión se puede utilizar como medio para disolver a presión.
En términos generales, el grado de presión de la solución aumenta con el aumento de la profundidad del entierro. La disolución presurizada puede proporcionar grandes cantidades de sílice disuelta para la precipitación del cemento de sílice.
3. Método de estimación de la intensidad de compactación
La estimación cuantitativa de la intensidad de compactación es muy importante en la investigación de diagénesis. Generalmente se basa en la fuerza de contacto entre partículas rígidas, porosidad y poros de cementación. Para estimar.
(1) Fuerza de contacto de partículas rígidas
La fuerza de contacto entre partículas rígidas se puede calcular según la siguiente fórmula:
Fuerza de contacto = (1a+ 2b+ 3c+4d)/(a+b+c+d) donde: A, B, C y D representan el número de partículas en contacto puntual, contacto lineal, contacto cóncavo-convexo y contacto de costura, respectivamente. En términos generales, la fuerza de contacto de las partículas rígidas aumenta con la profundidad de enterramiento.
(2) Porosidad
La porosidad es uno de los parámetros útiles para evaluar el grado de compactación de los sedimentos arenosos. En los sedimentos recién depositados, la arena bien seleccionada con una distribución uniforme de partículas esféricas tiene una porosidad del 40% (engelhardt, 1977). A medida que aumenta la profundidad de enterramiento, la porosidad disminuye rápidamente, es decir, el grado de compactación es inversamente proporcional a la porosidad.
(3) Porosidad de la cementación.
La porosidad cementada se refiere a la porosidad obtenida después de retirar todo el cemento (Rosenfeld, 1949). En realidad se refiere a la porosidad existente en la arenisca más la porosidad ocupada por la cementación. Dado que la deposición inicial de sedimento arenoso es aproximadamente del 40%, la diferencia entre la porosidad inicial del sedimento arenoso y la porosidad eliminada por el cemento representa aproximadamente la porosidad del sedimento arenoso reducido por compactación, es decir: p>
Petrología
Cuando es pequeña significa que los sedimentos fueron cementados con poca o ligera compactación. Este fenómeno es común en las primeras areniscas cementadas con calcita. Cuando φc es negativo, significa que la arenisca puede haber sufrido un fuerte metasomatismo. Durante el proceso de metasomatismo, el cemento metasomatiza o digiere algunas partículas de escombros. Por ejemplo, en algunas areniscas cementadas con calcita, la porosidad cementada a veces excede su porosidad inicial.
En segundo lugar, la cementación
Aunque la compactación puede reducir la porosidad y aumentar la densidad de los sedimentos clásticos, en términos generales, la compactación no puede depositar grava y la arena se solidifica en la roca. En este caso, la solidificación en roca se produce únicamente mediante la cementación de minerales químicos o bioquímicos depositados en los poros de las partículas. Por tanto, la cementación es uno de los principales efectos en la transformación de sedimentos clásticos en rocas sedimentarias. Los cementos comúnmente utilizados se muestran en la Tabla 13-1.
Tabla 13-1 Tipos comunes de minerales autigénicos en arenisca
1. Minerales carbonatados
Los cementos carbonatados incluyen calcita, dolomita, dolomita de hierro, aragonita, magnesita, siderita y dawsonita, de las cuales la calcita es la más común. La aragonita sólo se encuentra en sedimentos modernos, pero se ha convertido en calcita en areniscas antiguas. Las areniscas complejas más antiguas y la mayoría de las areniscas del Paleozoico y del Cámbrico contienen poco o ningún cemento de carbonato, pero las areniscas del complejo Mesozoico-Cenozoico contienen cantidades sustanciales de cemento de carbonato.
El cemento de calcita tiene generalmente formas irregulares, con estructuras granulares y en mosaico. En términos generales, la calcita con poca profundidad es calcita sin hierro y la calcita con mucha profundidad es calcita férrica.
La Dolomita presenta generalmente una estructura romboidal y granular. Cuando la dolomita tiene una forma anormal, es difícil distinguirla de la calcita bajo un microscopio polarizador. También existen dos tipos de dolomita: dolomita sin hierro y ankerita. Luego, la hoja descubierta se puede teñir con una mezcla de tinte de ferricianuro y rojo de alizarina-S. Cuando se tiñe con este tinte, la dolomita es incolora, mientras que la calcita sin hierro aparece en un color de rosa muy pálido a rojo. A medida que aumenta el contenido de hierro, la ferrocalcita cambia de rojo púrpura a púrpura o incluso azul, y la ankerita cambia de azul claro a azul verdoso oscuro (Dickson, 1966).
El cemento de carbonato en arena recién depositada se origina principalmente a partir de fragmentos de hueso carbonatado en el ambiente de depósito y de la precipitación directa en el ambiente de depósito de carbonato, incluida la estratificación del calcio en ambientes áridos.
El carbonato en la cementación diagenética temprana proviene principalmente de la disolución de la calcita de magnesio y la aragonita; la disolución de los fósiles de carbonato inferior hace que el agua de los poros de advección migre hacia arriba la deposición de aragonita en Sabha y la salmuera evaporada; Las capas de agua de poros advectivos que previamente fluían a través de rocas volcánicas máficas provocan un aumento del pH y, por tanto, de la precipitación. El CO2 formado por la degradación oxidativa de la materia orgánica actúa sobre el carbonato para disolverlo y luego precipitar en un lugar adecuado.
En condiciones de entierro profundo, el carbonato se deriva principalmente del agua de los poros de advección que fluye a través de rocas volcánicas máficas, lo que resulta en un aumento en el valor del pH. Efectos de oxidación y degradación de la materia orgánica; disolución por presión de partículas detríticas y carbonatos autigénicos, a altas temperaturas, la solubilidad de los carbonatos disminuye y finalmente precipita en forma de cemento. El Ca2+, Fe2+ y Mg2+ liberados por la transformación de montmorillonita-illita y la disolución de la plagioclasa calcárea se recombinan para formar dolomita y ankerita.
En condiciones elevadas cerca de la superficie, la infiltración de agua ácida en el suelo puede disolver carbonatos y sedimentos nuevamente en lugares adecuados.
2. Aumento secundario del tiempo
El cemento secundario cementa la arenisca en forma de bordes de expansión secundarios clásticos. El borde de expansión secundario y el núcleo de escombros son completamente consistentes bajo la luz y hay una línea de polvo entre el borde de expansión secundario y el núcleo de escombros. Las líneas de polvo son minerales arcillosos o hematita presentes en la superficie de las partículas antes de la amplificación secundaria. Cuando no hay una línea gris, generalmente se puede identificar basándose en la característica de que no hay inclusiones o hay inclusiones escasas en el borde de aumento secundario. A veces se necesita un microscopio de catodoluminiscencia para determinar si hay un agrandamiento del borde secundario; Bajo microscopía de catodoluminiscencia, las especies generadas espontáneamente no emiten luz, mientras que las de fragmentos sí lo hacen.
El ensanchamiento secundario se desarrolla principalmente en areniscas y también existe en otro tipo de areniscas. Sin embargo, el ensanchamiento secundario es más abundante en areniscas que contienen más feldespatos y restos líticos. Los minerales arcillosos u otros minerales encerrados en granos de ceniza e hidrocarburos atrapados pueden retrasar o prevenir la precipitación secundaria de cenizas porque estos materiales aíslan el contacto entre los minerales detríticos y el agua que puede precipitar las cenizas. Estos minerales incluyen clorita, illita, pedernal, carbonatos y hematita. Las investigaciones actuales muestran que, a excepción de la capa de silicio, la mayoría de los cementos secundarios sensibles al tiempo comienzan a formarse cuando la profundidad del entierro es de 1 a 2 km y la temperatura es superior a 50°C.
Otros cementos silíceos incluyen Opal-A y Opal-CT, calcedonia (microcristalina fibrosa) y pedernal (microcristalina granular).
En los sedimentos marinos recién depositados, la sílice en el agua de los poros proviene principalmente de la disolución de esqueletos silíceos y silíceos amorfos como diatomeas, radiolarios y esponjas silíceas. Estas porciones biosilíceas comienzan a disolverse después de la deposición.
Esta disolución continuará mientras el agua de los poros no esté saturada con sílice amorfa.
Cuando se entierra a poca profundidad, las principales fuentes de material silíceo son: ① disolución del esqueleto de ópalo-A y cemento de ópalo más inestable y reprecipitación oportuna ② de ópalo-A a ópalo-CT Recristalización a su debido tiempo (; 3) Silicio liberado por una fuerte erosión de silicatos inestables en suelos en ambientes continentales; ④ Silicio proporcionado por la disolución de feldespato y desechos volcánicos.
Cuando se entierran profundamente, las fuentes de materiales silíceos incluyen: ① Desde ópalo-A hasta ópalo-CT hasta la recristalización de la temporada (2) Silicio liberado de la conversión de montmorillonita en illita; por la disolución de feldespato y escombros volcánicos; (4) La solubilidad de la estación aumenta a temperaturas más altas, y luego se difunde por convección hacia arriba y precipita en areniscas menos profundas y más frías ⑤ Silicio proporcionado por disolución a presión y reprecipitación;
Cuando la capa sedimentaria asciende, la fuente de silicio son principalmente silicatos inestables o arcilla erosionada en arenisca, y el producto es una costra dura silícea.
3. Agrandamiento secundario de feldespato
Agrandamiento secundario de feldespato angular también es un cemento, pero el contenido es generalmente muy pequeño. El agrandamiento secundario del feldespato se produce principalmente en areniscas de feldespato y areniscas volcánicas, pero también en areniscas estacionales y grauvacas. En general, es común el agrandamiento secundario del feldespato potásico. A diferencia del borde expandido en el tiempo, la orientación óptica del borde subexpandido del feldespato es ligeramente diferente de la del feldespato detrítico debido a diferentes composiciones químicas y formas estructurales, lo que indica que los ángulos de extinción de los dos son diferentes (generalmente alrededor de 15 ). El borde agrandado secundario generalmente no tiene gemelos, tiene un límite claro con el feldespato detrítico y tiene una gran diferencia en la composición óptica y química.
Las condiciones químicas para el crecimiento secundario del feldespato son que debe haber suficiente silicio disuelto y suficientes proporciones de Na+, H+ y Na+/H+ en la solución. En términos generales, la disolución de minerales de silicato inestables, como escombros volcánicos y plagioclasa, puede aumentar las concentraciones de Al, Si y K en el agua de los poros.
4. Minerales arcillosos autigénicos
La arenisca contiene más o menos algo de arcilla, que es el componente principal de la matriz arenisca. Aunque no es cemento, puede desempeñar cierto papel cementante en algunos casos. En el pasado, se creía que la arcilla de las areniscas era causada por clastos, por lo que se especuló que el tipo de minerales arcillosos en las areniscas podrían reflejar el clima antiguo e incluso el entorno de depósito. Sin embargo, a medida que se profundizó la investigación, se descubrió que una parte considerable de los minerales arcillosos de la arenisca se formaron durante la diagénesis. Por tanto, la arcilla en arenisca se puede dividir en tipos autigénicos y alogénicos según su origen.
Las arcillas exóticas se forman antes de la deposición y rellenan los poros durante o después de la deposición. Las arcillas auténticas se forman después del entierro e incluyen arcillas recién formadas y modificadas. Las arcillas formadas en o cerca de interfaces sedimentarias también son arcillas autigénicas. Las arcillas autigénicas pueden precipitar directamente del agua de los poros (nueva generación) o formarse a partir de la reacción de minerales precursores con el agua de los poros (transformación).
(1) Tipos y presencia de minerales arcillosos autigénicos
Los minerales arcillosos autigénicos en arenisca incluyen caolinita, montmorillonita, illita, clorita e illita-montmorillonita. La estructura de la capa mixta de despedregamiento es. Se divide principalmente en cuatro tipos: revestimiento de poros, relleno de poros, fantasma metasomático y relleno de grietas (Figura 13-4): ① El revestimiento de poros también se denomina película de arcilla o revestimiento de partículas. Se caracteriza por el crecimiento de cristales en forma de agujas de un solo mineral arcilloso perpendicular o paralelo a la superficie de los granos clásticos. ②El relleno de poros se refiere al relleno aleatorio de minerales autigénicos en los poros. (3) Las arcillas metasomáticas se refieren a aquellas arcillas que metasomatizan parcial o completamente las partículas clásticas, o aquellas arcillas llenas de poros formados por la disolución parcial de partículas clásticas. A veces, la forma original de las partículas clásticas se puede ver vagamente. Los granos clásticos más comunes metasomatizados por arcillas son vidrios volcánicos, piroclásticos mésicos, piroxeno, anfíbol, anortita, anortita y clastos de carbonato o clastos fósiles. ④ Rellenar grietas o agujeros se refiere al relleno de arcilla en las grietas o agujeros de partículas de escombros.
Figura 13-4 La estructura de los minerales arcillosos autigénicos en arenisca (Wilson et al., 1978).
Dado que las partículas de los minerales arcillosos son muy pequeñas, los microscopios polarizadores y la luz polarizada Los microscopios se utilizan generalmente para identificar sus tipos: difracción de rayos X, microscopía electrónica de barrido y otros métodos. Las observaciones de microscopía de luz polarizada pueden proporcionar una descripción general del tipo, contenido y distribución de minerales arcillosos. El análisis de difracción de rayos X puede determinar con precisión el tipo y el contenido relativo de minerales arcillosos. La microscopía electrónica de barrido puede proporcionar las características morfológicas de los minerales arcillosos y la relación entre los minerales arcillosos y los minerales arcillosos y las partículas detríticas. Las principales características de los minerales arcillosos autigénicos comunes en la arenisca se muestran en la Tabla 13-2.
Tabla 13-2 Características de identificación de minerales arcillosos autigénicos en arenisca
(2) Origen de los minerales arcillosos autigénicos
Los minerales arcillosos en arenisca se pueden obtener directamente de La precipitación en solución también puede formarse por la alteración de minerales precursores no arcillosos y la transformación de minerales arcillosos (Tabla 13-3).
Tabla 13-3 Reacciones diagenéticas de minerales arcillosos durante la diagénesis de areniscas
Continúa
Caolinita: Los minerales precursores pueden ser feldespato y mica, entre los que se encuentran las condiciones de formación. son baja concentración de iones y bajo pH. La caolinita se distribuye generalmente en ríos, áreas costeras y masas de arena relacionadas con discordancias, lo que indica que la caolinita se forma en el agua de los poros atmosféricos (Birlykke, 1984, 1986; Hurst y Owen, 1982). La caolinita se formó bajo la erosión del agua atmosférica (Longstaffe, 1984, 1986).
Los estudios isotópicos de cementos de carbonato formados simultáneamente con o posteriormente a la caolinita en los embalses del Mar del Norte y Haltenbanen también indican que la caolinita se formó en la erosión por agua atmosférica a temperaturas inferiores a 60°C (Saigala y Birlykke, 1987). La caolinita formada por la alteración del feldespato potásico y la mica bajo condiciones de enterramiento profundo obviamente no está relacionada con la influencia del agua atmosférica. La formación de esta caolinita tardía puede estar relacionada con las dos vías siguientes: ① Aluminio liberado de la precipitación de plagioclasa con albita en forma de caolinita (Garbarini y Carperter, 1978; Bolles, 1982). ② La disolución del carbonato hace que aumente el valor del pH del agua ácida de los poros que transporta aluminio (producida en lodo rico en materia orgánica), lo que resulta en una precipitación sobresaturada de caolinita (Curtis, 1983).
◎Esmectita: Se encuentra principalmente en areniscas ricas en restos volcánicos, relativamente menos en areniscas feldespáticas. Esto se debe a que la montmorillonita puede precipitar sólo cuando el contenido de SiO2_2 en el agua de los poros alcanza la sobresaturación (Aagaard y Helgeson, 1982). Por lo tanto, la montmorillonita es más común en areniscas que contienen vidrios volcánicos, sílice biogénica o minerales de silicato altamente inestables.
◎Clorita: Se encuentra principalmente en areniscas que contienen material volcánico hierro-máfico. La illita se puede formar en ambientes salinos evaporativos de baja temperatura (Suigal, 1985).
Además, algunos minerales arcillosos autigénicos también se pueden formar durante la transformación diagenética de los minerales arcillosos. Por ejemplo, la montmorillonita se puede convertir en illita dentro de un determinado rango de temperatura y profundidad.
En tercer lugar, el papel de la responsabilidad
El intercambio se produce en una película de solución extremadamente delgada entre las interfaces de contacto de las dos partículas. El espesor de la película generalmente está dentro de 0,1 nm. , a veces sólo unas pocas micras. Las sustancias disueltas se transportan a través de la membrana de la solución y las sustancias metasomáticas entran a través de la membrana desde el agua de los poros cercanos y se depositan en lugar de las sustancias disueltas.
1. Tejido metasomático
(1) Metasomatismo parcial: los minerales metasomáticos ocupan la posición de los minerales metasomáticos a lo largo de la escisión, grietas o bordes de los minerales metasomáticos, y la estructura y composición de los minerales metasomáticos. minerales todavía claramente visibles, como la calcita metasomática al feldespato y la calcita metasomática al tiempo.
(2) Ilusión metasomática: los minerales metasomáticos tienen la ilusión de minerales metasomáticos. Algunos de los minerales originales han sido metasomáticos, pero sus hábitos de cristalización están bien conservados. Los minerales disueltos y formados no tienen la misma composición química. Por ejemplo, la calcita hereda la forma cristalina de la estación y el agregado de caolinita hereda la forma cristalina de feldespato (Figura 13-5).
(3) Residuo metasomático: Los minerales metasomáticos están fragmentados y envueltos por minerales metasomáticos, pero su grado de extinción es el mismo. Debido a que la parte no contabilizada aún conserva la composición y estructura originales, se denomina estructura residual contabilizada.
Figura 13-5 El agregado de Kao hereda la forma cristalina del feldespato.
2. Metasomatismo ordinario
(1) Metasomatismo con calcita y su metasomatismo mutuo: El metasomatismo puede ocurrir con calcita en temporada, y los principales factores de control son el valor del pH y la temperatura.
Cuando pH < 9, la calcita se disuelve y precipita con el tiempo, es decir, se produce el fenómeno de sustitución oportuna de la calcita-silicificación. Según Siever (1957), las condiciones de equilibrio de SiO2 y CaCO3 son pH=9,8 y T=25°C. Cuando el pH es > 9,8, las sales se disuelven, la calcita precipita y las sales son reemplazadas por calcita.
La solubilidad del agua aumenta rápidamente con el aumento de la temperatura, pero el aumento de la temperatura descompondrá el carbonato en CO2 y H2O (y HCO-3 y Cl-) y promoverá la pérdida de gas CO2, lo que dará como resultado una disminución de la solubilidad del CaCO3 y la precipitación de calcita. La Figura 13-6 muestra el proceso específico de metasomatismo de la calcita estacional a través de la película de solución. Cuando el agua de los poros no está saturada pero sí con calcita, la superficie se disuelve primero y el SiO2 disuelto se hidrata en moléculas de H4SiO4, lo que aumenta la concentración de H4SiO4 en la solución de la membrana. Deben migrar hacia la membrana, lo que eventualmente conduce a. la precipitación de CaCO3, la fórmula de reacción es la siguiente:
Petrología
Según la fórmula de reacción anterior, el tiempo correspondiente continuará disolviéndose y la calcita continuará precipitando, completando así la reposición de calcita correspondiente al tiempo.
(2) La calcita reemplaza los minerales arcillosos: la condición media para que la calcita reemplace los minerales arcillosos es pH=8 y la concentración de Ca2+ en la solución es alta. En tales condiciones, algunos minerales arcillosos se vuelven inestables y son desplazados.
(3) Metasomatismo de sílice de minerales arcillosos (también llamado silicificación): La silicificación se manifiesta como pequeñas partículas de calcedonia o criptofilo dispersas en la matriz arcillosa, que pueden ser microorganismos entre los minerales arcillosos. Está formada por SiO2_2. precipitación en los poros.
(4) Los minerales arcillosos ocupan tiempo: En las areniscas ricas en matriz arcillosa, los minerales arcillosos, especialmente la ilita, generalmente se encuentran disueltos y ocupan partículas de tiempo o partículas de feldespato.
Según la explicación de Tham Son (1957), bajo la acción del agua rica en SiO2_2, se puede liberar K_K2CO3_3 de la película de arcilla entre las partículas clásticas. Este álcali fuerte puede disolver feldespato o partículas de feldespato cerca de la película de arcilla. El SiO2_2 disuelto precipitará nuevamente en el agua de poro ácida circundante, formando un borde de expansión secundario oportuno.
Figura 13-6 Diagrama esquemático del proceso metasomático de la calcita (Pettijohn, 1972).
Cuatro.
Alteración diagenética
La alteración diagenética en areniscas incluye principalmente caolinización, albita, cloritización y alteración volcánica de feldespato, mineralización arcillosa de biotita y hematita.
1. Caolinización del feldespato
Es bien sabido que durante el proceso de meteorización, la disolución del feldespato va acompañada de una caolinización. Durante la diagénesis, el feldespato también puede transformarse en caolinita mediante una disolución inconsistente (Engelhardt, 1977). La caolinita recién formada llena los poros en forma de agregados en forma de láminas o gusanos, u ocupa los poros de feldespato disueltos, formando artefactos de alteración (Figura 13-4). La caolinización del feldespato se puede llevar a cabo mediante la siguiente fórmula:
Petrología
El proceso anterior conduce a la precipitación de sílice, K+ y H+ y la formación de caolinita. Debido a la disolución y caolinización del feldespato, el SiO2_2 debe precipitar y el flujo de agua singenética debe proporcionar H+ y OH- y migrar el K+. En todas las areniscas que contienen caolinita autigénica, también se encuentran bordes agrandados secundarios recién formados en los clastos. En cuanto al destino del K+, no hay evidencia directa, pero se puede suponer que el K+ es adsorbido en la capa de arcilla o fijado en moscovita previamente degradada (engelhardt, 1977).
Bajo la acción del agua subterránea ácida, el feldespato también sufrirá caolinización. La fórmula de reacción es la siguiente:
Petrología
La formación de agua ácida en las profundidades del subsuelo. Está relacionado con la materia orgánica contenida en el sedimento y el CO2 producido por la descarboxilación durante la evolución térmica. Estos CO2 se disuelven en el agua de formación, volviéndola ácida, proporcionando así condiciones geoquímicas para la caolinización y alteración del feldespato.
2. Albitización del feldespato
El feldespato potásico y la plagioclasa pueden ser albitizados en condiciones adecuadas. La albitización de la plagioclasa se produce por la sustitución de Ca2+ por K+ en la estructura del feldespato. El ion albita del feldespato potásico se puede sustituir directamente o mediante un paso intermedio.
(1) Albitización de la plagioclasa: durante el proceso de albitización de la plagioclasa, el reemplazo primero se produce a lo largo de los planos de escisión y las microfisuras de la plagioclasa, y finalmente las partículas de plagioclasa están ocupadas, formando la ilusión de la plagioclasa. La albita recién formada no tiene gemelos, pero desarrolla vacuolas que desaparecen en parches. En términos generales, las partículas de albita plagioclasa contienen números variables de poros disueltos (Figura 13-7).
La albita recién formada es transparente y no emite luz bajo un microscopio de catodoluminiscencia, mientras que la albita detrítica y la plagioclasa suelen emitir un color azul o verde pardusco. Bajo el microscopio electrónico de barrido, la albita plagioclasa desarrolla una gran cantidad de prismas de albita dispuestos en paralelo. El análisis con sonda electrónica muestra que la albita formada durante la diagénesis es un miembro terminal de albita pura (AB > 99).
Figura 13-7 Características de albitización de la plagioclasa (Millican, 1988)
(2) Albitización del feldespato potásico: Albitización del feldespato potásico Esto se puede realizar mediante transferencia directa o pasos de transferencia intermedios . En el caso más simple, el feldespato potásico absorbe Na+ de la solución y libera K+ en la solución, formando albita. La fórmula de la reacción es la siguiente (Land & Milliken, 1981):
Petrología
La composición química de las partículas de albita formadas de esta manera es muy pura y la morfología generalmente tiene un patrón de tablero de ajedrez. gemelos y feldespato potásico primario La ilusión de partículas.
Walker (1984) discutió una vez un proceso de albiteización a través de pasos intermedios. La albitización comienza cuando los granos de feldespato potásico son reemplazados casi por completo por anhidrita, calcita o dolomita, y estos minerales de reemplazo son a su vez reemplazados por albita. La disposición de los cristales de albita recién formados indica que la nucleación se produjo en cristales residuales de feldespato potásico sin metasomatismo inicial.
La mayoría de los investigadores creen que el Na+ necesario en el proceso de formación de la albita proviene de la solución. Sin embargo, Boles (1982) notó en su estudio que la parte de albita plagioclasa en la zona de albita en el área de Frio coexiste con la plagioclasa con poros secundarios, por lo que la aparición de estos poros secundarios debe estar relacionada con el proceso de albitización. La evidencia más clara es que la plagioclasa a menudo carece de microporos tan pronunciados en mayores profundidades debajo de la zona de albita.
La investigación muestra que la temperatura de transformación de albita de la plagioclasa es de 100 ~ 150 ℃.
3. Alteración de rocas piroclásticas y formación de zeolitas.
Los minerales autigénicos en las areniscas piroclásticas incluyen feldespato, zeolita, minerales arcillosos, ópalo y zeolitas. Los materiales necesarios para la formación de estos minerales provienen principalmente de la desvitrificación de vidrios volcánicos y de la alteración de plagioclasas y minerales ferromagnéticos en rocas extruidas. Estos procesos proporcionan agua de poro de diversas composiciones suficientes para el crecimiento mineral autigénico (Pettijohn, 1982).
4. Otras alteraciones diagenéticas
Otros cambios diagenéticos incluyen mineralización arcillosa y hematita de biotita (Morad y Al Dahan, 1986) y feldespato de clorita.
Verbo (abreviatura del verbo) disolver
1. Método de disolución
Las partículas clásticas, la matriz y el cemento en arenisca se disolverán en un determinado ambiente diagenético. en diversos grados. La disolución de componentes en arenisca incluye dos métodos: disolución uniforme y disolución desigual. ① Disolución uniforme significa que los ingredientes se disuelven directamente, como NaCl puro, SiO2 _ 2, CaCO3 _ 3, y los ingredientes sólidos de fideos frescos no disueltos no cambian; ② La disolución inconsistente también se llama disolución;
El proceso de disolución es selectivo y los componentes no disueltos que quedan en el mineral cambian para formar nuevos minerales con composiciones químicas similares a los minerales disueltos, como la caolinización del feldespato durante el proceso de disolución.
2. Poros secundarios
La disolución dará lugar a la formación de poros secundarios en la arenisca. Los poros secundarios son poros formados por la disolución de componentes minerales en las rocas y la ruptura o contracción de los componentes de las rocas. Debido a las diferencias en la composición del material y las propiedades del agua de los poros de la arenisca, durante el proceso de disolución, las partículas de cemento o recortes se disuelven y los grados de disolución de los distintos componentes son diferentes. Una vez formados los poros secundarios, también sufrirán cambios. Por ejemplo, los poros secundarios formados en la etapa inicial se pueden rellenar con cemento más adelante. Ya sean partículas de escombros o cemento, la disolución puede ocurrir nuevamente si las propiedades del agua de los poros cambian. De este modo, la estructura de los poros de la arenisca puede cambiar mucho.
Los resultados de la investigación sobre yacimientos de petróleo y gas demuestran plenamente que los poros secundarios son espacios de almacenamiento importantes para muchos yacimientos de petróleo y gas en el mundo.
Lu Zhengmou (1983) estudió los poros secundarios de la arenisca del Paleógeno en Dongying Sag del campo petrolífero de Shengli y propuso 10 indicadores petrológicos para identificar los poros secundarios de tipo disolución (Figura 13-8).
Figura 13-8 Diagrama esquemático de los signos de identificación de los poros secundarios de tipo disolución de arenisca.
(1) Disolución parcial: Las partículas de cemento o escombros se disuelven parcialmente, dando sus bordes forma de puerto, o se cortan en pequeños trozos y se despuntan al mismo tiempo.
(2) Exceso de partículas disueltas y poros: Los bordes de las partículas clásticas se corroen fuertemente, aumentando mucho el contenido de poros entre partículas, llegando incluso a superar el 40%. Esto puede ser el resultado de que el cemento primero se desplace a lo largo de los bordes de los granos clásticos y luego se disuelva.
(3) Restos disueltos: después de que las partículas se corroen fuertemente, solo queda una pequeña cantidad de desechos, y los desechos de feldespato son comunes.
(4) Poros de moho: poros que contienen clastos terrígenos, clastos internos, bioclastos o minerales autigénicos, pero que aún conservan el aspecto original de partículas clásticas.
(5) Poros pegajosos: se refiere a los poros que aparecen adyacentes a minerales autigénicos y granos de arena en areniscas cementadas por minerales autigénicos y suelen estar distribuidos alrededor de las partículas en forma de hojas, lentes o cuentas. Se forma durante el proceso diagenético cuando el agua de los poros fluye a lo largo de los microporos entre los granos de arena y el cemento y disuelve el cemento cerca de los granos.
(6) Cemento residual (matriz): La mayor parte del cemento que une las partículas de arena se disuelve, quedando sólo una parte. En general, los cristales residuales se encuentran dispersos en los poros intergranulares; otra situación es que los minerales autigénicos residuales se distribuyen en parches en la roca, y hay rastros de disolución en los bordes de los parches.
(7) Poros alargados: se encuentran en arenisca con cemento mineral autigénico, los poros son largos y rotos, dendríticos y con forma de gusano, y abarcan múltiples rangos de partículas.
(8) Relleno desigual: en la misma hoja, la disposición de las partículas es extremadamente desigual, algunas partículas están muy dispuestas, las partes adyacentes están sueltas e incluso aparecen partículas flotantes. Este fenómeno es la distribución desigual de los minerales autigénicos. La parte no cementada se compacta a medida que aumenta la profundidad del entierro. La parte cementada no se compacta debido al soporte del cemento, y luego el cemento se disuelve, provocando un relleno desigual.
(9) Macroporos supergranulares: los poros son significativamente más grandes que las partículas más grandes que los rodean. Dichos poros solo pueden formarse después de que los sedimentos se hayan consolidado y disuelto. En la parte central se pueden ver algunos poros de gran tamaño.
(10) Matriz (o cemento) sumergida en aceite: La matriz de carbonato en los poros de las partículas se recristaliza durante el proceso diagenético, y los poros intergranulares se hacen más grandes, con capacidades de almacenamiento y permeabilidad. Los microporos parecen estar sumergidos en aceite. Generalmente, el tamaño de los poros no se puede ver al microscopio y sólo se puede distinguir claramente con un microscopio electrónico.
Sexto, la recristalización
La recristalización en arenisca se desarrolla principalmente en la matriz y el cemento. Por ejemplo, al comienzo de la diagénesis, la aragonita en la matriz de estuco recristalizó en calcita microcristalina. En las últimas etapas de la diagénesis, puede transformarse aún más de grano fino a grano grueso, e incluso formar estructuras de cementación incrustadas (continuas). El cemento de ópalo amorfo en el cemento silíceo se recristaliza para formar calcedonia fibrosa o microcristalina, que se recristaliza aún más en cristales autigénicos y se convierte en bordes secundarios agrandados de partículas estacionales o cristales finos individuales de autita. La matriz de arcilla se puede recristalizar para formar moscovita o autita (con bordes expandidos secundarios o granos individuales), y la caolinita criptocristalina se puede recristalizar en caolinita con forma de gusano o escamosa.
7. Diagenético * * * Análisis de secuencia
La arenisca a menudo contiene más de dos tipos de cementos o minerales autigénicos, a veces hasta una docena. La precipitación de cementos o minerales autigénicos se acompaña de disolución y metasomatismo. Por lo tanto, juzgar la secuencia de los tipos de diagénesis también es un aspecto importante de la investigación de la diagénesis.
En general, el cemento formado primero suele restringir el desarrollo del cemento formado después. Por ejemplo, cuando los cantos rodados secundarios están adyacentes entre sí, los cantos rodados secundarios parecen estar cortados por los cantos rodados secundarios. De hecho, los cantos rodados secundarios precipitaron antes que los cantos rodados secundarios (Figura 13-9a). Además, el cemento formado primero tiende a sedimentarse en las paredes exteriores de los poros, es decir, la superficie de las partículas es la matriz de crecimiento. Por ejemplo, en el caso de la figura 13-9b, primero se produce un agrandamiento secundario y luego se forma anhidrita para llenar los poros restantes.
Figura 13-9 * *Secuencia de formación del cemento (Fauchbauer, 1967)
El análisis de secuencia de la diagénesis generalmente se basa en una determinada unidad de tiempo, suponiendo que la diagénesis en esta unidad de tiempo El fenómeno pertenece a diferentes generaciones de una misma familia. Por ello, en la investigación muchas veces es necesario establecer una secuencia diagenética en función de la unidad de tiempo en estudio.
Hay muchas formas de expresar secuencias diagenéticas y la figura 13-10 es una de las más típicas.
Figura 13-10 Expresión del cemento * * * (Emeryetal).
, 1999).