4- Sự thành đá (diagenesis)
4.3.1Các đá carbonat:
Sự thành đá của các đá carbonat đã được nghiên cứu khá chi tiết. Các đá carbonat gồm có sparit ( calcit hoặc aragonit trong suốt trong thành phần xi-măng của đá vôi) và hai kiểu vật liệu vụn chính là bùn carbonat và allochem. Các bùn carbonat chủ yếu là calcit, calcit Mg, aragonit và đôi khi là protodolomit hoặc dolomit. Các bùn này được tạo ra bởi sự kết tủa vô cơ và cả bởi sự kết tủa hữu cơ, chủ yếu là tảo ( algae). Các allochem ( vụn hóa tha sinh hay ngoại lai ) bao gồm rất nhiều loại vật liệu kết tủa sinh hóa học và vô cơ đá bị di chuyển, cải biến và tích đọng giữa bồn trầm tích.
Sự thành đá của các đá carbonat lôi cuốn tất cả các quá trình thành đá. Các quá trình khác nhau vận hành trong các đới thành đá khác nhau, cả ở trên và dưới mực nước ngầm và ở dưới mặt phân cách giữa trầm tích và nước. Kết quả là các thành phần chất lưu đi xuyên qua trầm tích hoặc đá sẽ thay đổi từ nước khí quyển đến nước ngọt và nước biển trộn lẫn, trở nên mặn và bị cầm giữ trong quá trình trầm tích và biến đổi thành đá.
Sự quan trọng tương đối của các quá trình riêng biệt thay đổi trong sự thành đá carbonat. Vai trò của sự nén chặt còn được bàn cãi, mặc dù một số nghiên cứu thực nghiệm cho thấy sự nén chặt là đáng kể (đến 30% hoặc hơn nữa) có thể xảy ra trong các vật liệu carbonat.
Sự khuấy trộn do sinh vật khá phổ biến và phản ánh sự phong phú sinh vật ở các môi trường biển nông. Các quá trình khác như hòa tan, tái kết tinh, xi mang hóa, tại sinh và thay thế, xuất hiện trong khi khởi sinh và trung sinh, ở trong hoặc ở dưới các bối cảnh dưới triều (subtidal) và trên triều (supratidal).
Sự hòa tan khá quan trọng ở đôi nơi. Ở các mực nông trong đại dương calcit là một pha ổn định. Tuy nhiên, ở dưới sâu thì độ hòa tan giảm vì phụ thuộc vào nhiệt độ và áp suất, và ở độ sâu gọi là độ sâu bù carbonat (carbonat compensation, depth-CCD) thì calcit trở nên không bền vững và sẽ hòa tan. CCD thay đổi về độ sâu nhưng hiếm khi xuất hiện dưới 4500m. Các trầm tích carbonat trải qua sự khởi sinh dưới CCD sẽ bị hòa tan. Tương tự trong quá trình trung sinh các nước ngầm chu chuyển sẽ hòa tan các khoáng vật carbonat nếu có áp
suất CO2 cục bộ đáng kể. Các nước khí quyển cũng có thể làm dễ dàng sự hòa tan, đặc biệt
trong khi hậu sinh. Bởi vì độ hòa tan của calcit cao Mg, calcit, aragonit và dolomit khác nhau, nêu đá carbonat điển hình gồm có các hỗn hợp của hai hoặc nhiều hơn các khoáng vật này sẽ trải qua sự hòa tan phân dị, trong đó pha dễ tan nhất bị hòa tran trước các pha ít dễ hòa tan hơn. Aragonit và calcit cao Mg là đặc biệt dễ bị hòa tan trong nhiều điều kiện thành đá. Pha nào là dễ hòa tan hơn phụ thuộc vào một vài nhân tố kiểm soát trong môi trường đó, cũng như vào các chi tiết vì kiến trúc của các bề mặt hạt. Tốc độ hòa tan cũng sẽ phụ thuộc vào một số nhân tố, bao gồm thành phần khoáng vật, kích thước hạt, các ứng suất lệch (deviatoric stresses), nhiệt độ xung quanh (ambient temperature), áp suất, pH, Eh, tốc độ chảy của chất
lưu, thể tích và hóa học của chất lưu, và áp suất cục bộ của CO2 trong chất lưu đó.
Sự hòa tan áp lực (pressure solution) trong các đá carbonat xuất hiện cả dọc theo các bề
mặt và cả trên các ranh giới hạt. Sản phẩm của sự hòa tan áp lực dọc theo bề mặt là stylolit. Sản phẩm của sự hòa tan áp lực dọc theo các ranh giới hạt thường là xi măng.
Nói chung, sự hòa tan xuất hiện ở nơi mà nước chuyển động qua các đá carbonat, hòa tan các khoáng vật carbonat khi nước đi qua. Khi đó nước trở nên bão hòa với các pha carbonat khác nhau. Điều đó đặc biệt đúng, nếu (1)- nước bị thay đổi thành phần hóa học,
(2)-nước đi vào đá khác nhau, hoặc (3)-các biến số kiểm soát độ hòa tan (ví dụ: P,T, Eh,
PCO2) bị thay đổi. Các loại và các lượng vật chất hữu cơ và silica sinh học (biogenic silica)
cũng ảnh hưởng đến sự hòa tan và kết tủa.
Bất cứ thứ nào trong bốn pha carbonat chính (calcit, calcit Mg, aragonit, dolomit đều có thể trở thành xi măng. Calcit Mg, aragonit thường phát triển trong các giai đoạn đầu của khởi sinh và trung sinh. Có xu hướng qua suốt thời gian đối với calcit và dolomit để trở thành các pha bền vững trong các đá carbonat, mặc dù aragonit cũng gặp trong xi măng ở đôi nơi.
Về mặt kiến trúc và cấu tạo, các xi măng carbonat xuất hiện dưới dạng thớ (fiber), phiến (blade) và các hạt đều nhau, tạo thành vật liệu giữ các hạt, chất lấp đầy chỗ trống phân lớp và các vỏ trên bề mặt ở từng chỗ hoặc lan tràn. Các xi măng calcit phân đới khá phổ biến chứng tỏ thành phần hóa học thay dổi của xi măng qua thời gian. Sự tăng trưởng các pha mới tạo ra xi măng trong các lỗ hổng của đá là một quá trình tại sinh (authigenesis) thực chất, cũng như là một quá trình xi măng hóa.
Sự tái kết tinh nói chung làm thô kích thước hạt trong xi măng và các hạt khung. Ví dụ: vi tinh calcit (calcitic micrite) và vi spat (micropar) kết tinh tương ứng thành vi spat và spat qua thời gian. Tương tự, dolomit có thể trở nên thô hơn qua tái kết tinh.
Trong phần lớn các đá carbonat, các thay đổi về kiến trúc đi kèm với sự tạo thành các khoáng vật mới. Bởi vì tính bền vững của các pha carbonat riêng biệt là khác nhau, nên khi các điều kiện thay đổi thì tính đồng nhất (identity) của pha đó vốn bền vững sẽ thay đổi. Do đó, sự tại sinh và thay thế nói chung quan trọng hơn so với sự tái kết tinh. Aragonit được thay bằng calcit, calcit Mg được thày bằng calcit và calcit được thay bằng dolomit trong quá trình thành đá của nhiều đá carbonat. Tương tự, thạch anh (như quartzin và chalcedon trong chert) thay thế calcit và dolomit, cũng như anhydrit, thạch cao hoặc halit cộng sinh. Calcit cũng bị thay thế bằng hematit và apatit. Sự thay thế tạo hình mới (neomorphic replacement) của calcit Mg bởi calcit là một quá trình phổ biến. Trái lại, tần số thay thế tạo hình mới của aragonit bởi calcit là điều còn tranh cãi. Cục bộ, calcit thay thế dolomit trong quá trình gọi là khử dolomit (dedolimitization).
Các trầm tích carbonat trầm đọng cả ở nước nông lẫn nước sâu đều trải qua sự thành đá. Tuy nhiên, phần lớn các đá carbonat trong dữ liệu địa chất là các kiểu nước nông. Do đó, một mô hình tổng quát cho sự thành đá tiến triển phát triển cho các kiểu này có thể được áp dụng cho nhiều biểu hiện. Một chuỗi các sự kiện lí tưởng hóa như thế bắt đầu với sự khởi sinh, tiếp sau sự trầm đọng trầm tích. Trong môi trường biển nông và bao gồm các giai đoạn sau đây:
1- Vi tinh hóa (micritization-sự phát triển các hạt nhỏ) và xi măng hóa hổng hốc trong
điều kiện bão hòa nước biển.
2- Xi măng hóa giữa các hạt trong các điều kiện bão hòa nước biển.
3- Kết tủa xi măng calcit spat khi nước biển được thay bằng nước ngọt.
4- Rửa lũa (leaching) aragonit và calcit Mg và chuyển hóa calcit Mg thành calcit trong
đới bão hòa nước ngọt.
5- Lấp đầy các vết lõm trên bề mặt trầm tích (molds) bằng calcit spat, chuyển hoá các
pha không bền thành calcit, và tái kết tinh vi tinh thành microsulfat hoặc spat.
6- Hòa tan để tạo độ rỗng hổng hốc (vuggy porosity),rồi tái kết tinh tiếp tục vi tinh thành
microspat hoặc spat.
Các giai đoạn này sau đó có thể được tiếp nối bởi các sự kiện bổ sung nếu sự trung sinh được khởi đầu bởi sự vùi sâu hơn. Các sự kiện tiếp theo có thể bao gồm:
8- Nén chặt và trục xuất các chất lưu.
9- Thay đổi vật chất hữu cơ khi nhiệt độ tăng.
10-Tạo thành các stylolit bởi dung dịch áp suất.
11-Tạo thành dolomit và chert (dolomit hóa và silic hóa).
12-Xi măng hóa bởi calcit.
13-Nứt nẻ, theo sau bởi dolomit hóa vá silic hóa bổ sung.
14- Hòa tan để tạo ra các hổng hốc và các stylolit hóa thứ sinh.
Các lỗ rỗng thứ sinh về sau có thể được lấp đầy bởi calcit. Nếu sự hậu sinh tiếp theo sau trung sinh, thì các mối quan hệ thay thế bổ sung, sự dâm kết hóa, sự phát triển các dấu vết
đào bới do sinh vật (biogenic borings) và sự tạo thành các thể bồi đắp (infillings) và thể vỏ
(crusts) sẻ làm rối lịch sử thành đá về sau.
Nguồn gốc của đá dolomit (dolostone). Nguồn gốc của đá dolomit thường gây tranh cãi, đặc biệt vì đá dolomit rất phổ biến trong dữ liệu địa chất, nhưng không tạo thành trong môi trường trầm tích biển hiện thời điển hình. Phần lớn đá dolomit là sản phẩm của quá trình thành đá gọi là dolomit hóa. Tuy nhiên, trầm tích dolomit cũng được tạo thành hiếm hoi như là sự kết tủa nguyên sinh trong các hồ, và có thể tạo thành trong các điều kiện biển sâu. Bằng chứng dolomit trong các môi trường này là nguyên sinh bao gồm các dữ liệu về kiến trúc, cấu tạo và thời gian (các tuổi trầm tích thay đổi từ vài trăm đến vài ngàn năm).
Tại sao dolomit không kết tủa từ nước biển vẫn còn là điều bí ẩn. Nước biển quá bão hòa đối với dolomit và do đó lẽ ra phải kết tủa dolomit. Nó không kết tủa, chắc là vì các nhân tố liên quan đến sự tạo nhân và tăng trưởng cấu tạo dolomit là cấu trúc nguyên tử có trật tự cao.
Các quá trình dolomit hóa là các quá trình chủ yếu cả sự thay thế.Các quá trình này thay thế một cách hiệu quả các cấu tạo trầm tích đầu tiên, duy trì các cấu tạo chi tiết, bao gồm các cấu tạo hóa thạch,các allochem và các phiến thanh mảnh. Dolomit hóa xuất hiện ở nơi có khối lượng lớn chất lưu chứa Mg đi qua trầm tích có trước hoặc đá carbonat, các pha carbonat nguyên thủy bị hòa tan và thay thế bởi dolomit và chất lưu lấy đi calcit hòa tan.
Các đá dolomit hình như tạo thành bằng nhiều cách khác nhau. Nên chú ý rằng dolomit là khoáng vật phụ trong một số trầm tích biển và có thể xuất hiện với số lượng từ nhỏ đến đáng kể trong một số trầm tích hồ.