Um pouco mais sobre rochas sedimentares

Rochas Sedimentares

Os sedimentos e as rochas sedimentares formadas são produzidos durante os estágios de superfície do ciclo rochas. Essas se formam depois que as rochas formadas no interior da crosta terrestre ficam expostas na superfície devido à tectônica e antes de retornarem a níveis mais profundos, devido ao soterramento.

 Intemperismo e o Ciclo Sedimentar

Intemperismo: é um conjunto de modificações de ordem física (desagregação) e química (decomposição) que as rochas sofrem ao aflorarem na superfície da Terra. O intemperismo físico desagrega as rochas, enquanto o intemperismo químico transforma minerais e rochas em sólidos alterados, soluções e precipitados.

Erosão: A erosão mobiliza as partículas produzidas pelo intemperismo, remoção de detritos. Tipos de erosão: pluvial, fluvial, marinha, eólica, glacial.

Transporte: Carreamento ou remoção dos produtos do intemperismo e da erosão. Movimentos de massa (fluxos gravitacionais), ação da água (chuva e rios), ação do vento, geleiras, ondas, marés, correntes marítimas.

Deposição: Quando as as partículas sedimentares depositam-se, essas partículas formam camadas de sedimentos nos continentes ou no leito marinho. No oceano ou nos ambientes aquáticos continentais, formam-se precipitados químicos que depositam, e conchas de organismos mortos são quebradas e depositadas.

Diagênese: Refere-se às mudanças físicas e químicas incluindo pressão, calor e reações químicas – pelas quais os sedimentos soterrados são litificados e adquirem uma nova identidade como rochas sedimentares.

Origem e Natureza das Rochas Sedimentares

Rochas  clásticas, siliciclásticas

As rochas clásticas são formadas a partir de partículas de fragmentos de rochas fisicamente transportados e produzido pelo intemperismo de rochas preexistentes. Os sedimentos clásticos são acumulações de partículas clásticas. Essas partículas variam em tamanho e forma. A ruptura ao longo de juntas, planos de acamamento e outras fraturas na rocha-matriz determina a forma desde matacão e seixo até areia, silte e argila derivada da rocha matriz.

Os sedimentos clásticos são também chamados de siliciclásticos porque são produzidos pelo intemperismo de rochas compostas predominantemente por silicatos. A mistura de minerais nos sedimentos clásticos varia. Minerais como o quartzo são resistentes ao intemperismo e, assim, são encontrados inalterados nos sedimentos clásticos. Podem existir fragmentos parcialmente alterados de minerais, como o feldspato, que são menos resistentes ao intemperismo e, portanto, menos estáveis.

Além disso, outros minerais dos sedimentos clásticos podem ser neoformados, como os argilominerais. Onde o intemperismo é pouco intenso, muitos minerais que são instáveis em condições superficiais sobrevivem como partículas elásticas.

Figura 01: Esquema Ciclo sedimentar

Rochas químicas / bioquímicas

Os produtos dissolvidos pelo intemperismo são íons ou moléculas em solução nas águas dos solos, rios, lagos e oceanos. Essas substâncias dissolvidas são precipitadas como reações químicas e bioquímicas. Os sedimentos químicos formam-se no ou próximo ao local de deposição, geralmente na água do mar. Os sedimentos bioquímicos constituem-se de minerais não-dissolvidos de restos de organismos, bem como de minerais precipitados pelos processos biológicos.

Figura 02: Formação das Rochas Bioquímicas.

Tipos de Transporte 

Fluxo de baixa viscosidade

Mecanismo de transporte em função da granulometria, densidade e morfometria. Em um fluxo de baixa viscosidade, os grãos pesados tendem a ser transportados mais devagar que os leves. Dividem-se:

A suspensão é o carreamento ou sustentação do grão acima da interface sedimento/fluido (superfície deposicional).

A saltação é a manutenção temporária do grão em suspensão, em trajetória aproximadamente elíptica, entre seu desprendimento inicial e o impacto na interface fluido/sedimento ou entre dois impactos sucessivos.

O arrasto é o deslocamento do grão subparalelo e rente à interface sedimento/fluido, em contato duradouro ou tangencial com esta interface.

O rolamento é a rotação do grão em torno de um eixo, por sobre outros grãos da interface.

Figura 03: Fluxo de baixa viscosidade

Fluxo denso / alta viscosidade

Grande concentração de sedimentos, com maior coesão e atrito. A matéria-prima do transporte gravitacional é uma mistura de fluido (liquido ou gás) e sólido, cujo comportamento não é próprio de nenhum deles. Dividem-se em:

Escorregamento e deslizamento constituem os tipos mais comuns de fluxo gravitacional rúptil, em encostas ou bacias submersas.

Fluxo de lamas e detritos, a interação intergranular que garante o comportamento de fluxo gravitacional é dada pela matriz pelítica. Fluxo laminar devido à alta viscosidade e matriz pelítica sustenta os clastos grosseiros.

Corrente de Turbidez constituem misturas de água com sedimentos que se movem junto ao fundo sedimentar, claramente distintas do corpo de água circundante.

Figura 04: Fluxo de alta viscosidade

Classificação das Rochas Sedimentares

Textura

Textura refere-se ao aspecto físico e ao arranjo dos componentes das rochas sedimentares, no que diz respeito ao tamanho, à forma, à disposição dos grãos ou partículas, tratando-se do aspecto físico da rocha.

Granulometria

O tamanho da partícula é um importante parâmetro da textura das rochas detríticas, porque fornece informações das condições de transporte, seleção e deposição do sedimento. Utiliza-se a escala granulométrica de Wentworth (1922) para sedimentos terrígenos. No caso de calcários, dolomitos e evaporitos, mede-se o tamanho dos cristais. A granulometria reflete a energia hidráulica do ambiente.

Figura 05: Classificação dos sedimentos segundo  de Wentworth (1922), com as denominações das classes dimensionais dos sedimentos clásticos

Seleção 

Significa a redução do tamanho dos grãos ao longo do transporte e uma conseqüente homogeneização granulométrica, formando um sedimento com poucas classes granulométricas.

Maturidade Textural

O grau de seleção, arredondamento e conteúdo de matriz indicam a maturidade textural. Exemplos:

• Arenito imaturo – pobremente selecionado, grãos angulares, alguma matriz.
• Arenito maturo – bem selecionado, grãos arredondados, poucas classes granulométricas, não possui matriz.

A maturidade de um sedimento detrítico é uma medida do quanto o sedimento foi intemperizado, transportado e retrabalhado, até atingir o produto final. Para um arenito, o produto final ideal é a areia quartzosa pura.

Exemplos: Relevo íngreme e próximo com erosão rápida = sedimento imaturo

Relevo moderado e plano = sedimento maturo

Figura 06: Estágio de maturidade textural.

Forma, arredondamento e esfericidade das partículas

Forma, arredondamento e esfericidade são feições importantes na compreensão de processos de transporte das partículas clásticas e de suas seleções com suas áreas-fontes. Um fragmento originalmente anguloso pode ter suas arestas suavizadas pela abrasão durante o transporte.

Forma – razões entre os eixos longos, intermediário e curto.

Esfericidade – relação entre a forma do grão e uma esfera.

Arredondamento – Curvatura das arestas do grão. Reflete o tempo/distância do transporte.

Figura 07: Grau de arredondamento e esfericidade dos grãos.

Componentes Deposicionais

Arcabouço, matriz e cimento

O arcabouço corresponde à fração clástica principal (que dá nome a rocha ou deposito) e às frações mais grossas que esta. A matriz corresponde ao material clástico mais fino. Cimento é o  material precipitado (ortoquímico) formado em estagio diagenético (pós-deposicional).

Figura 08: Componentes deposicionais de uma rocha sedimentar.

Porosidade e Permeabilidade

Porosidade é a porcentagem de espaços vazios da rocha, quando comparada com seu volume total. Importante na prospecção de petróleo, gás e água subterrânea.

Porosidade Primária é a origem deposicional e pode ocorrer mais comumente entre as partículas (intergranular).

Fatores que influem na porosidade primária:

• Porosidade aumenta com a diminuição da granulometria;
• Porosidade aumenta com o grau de seleção;
• Porosidade diminui quando aumenta o grau de arredondamento e esfericidade;
• Porosidade diminui quanto maior a compactação e cimentação;

Porosidade Secundária é o conjunto de espaços que se formamdentro da rocha após a sua consolidação ou litificação.

Permeabilidade de uma rocha é sua capacidade de transmitir fluidos.

Fatores que favorecem a permeabilidade:

• Permeabilidade aumenta com o aumento da granulometria e grau de seleção;
• Esfericidade e empacotamento dos grãos.

Classificação  de Rochas Sedimentares

Os processos intempéricos atuam nas rochas gerando vários produtos detríticos ou em solução, os quais, quando transportados e depositados, formam depósitos de lama, areia, cascalho, dentre outros, além de depósitos químicos. Esses sedimentos, ao serem litificados durante a diagênese, darão origem às rochas sedimentares. Se dividem em 4 grupos principais:

1- Rochas terrígenas (clásticas/siliciclásticas) ou detríticas.

São definidas como aqueles em que as partículas clásticas ou detríticas  – fragmentos de rochas e minerais – são originarias de rochas silicicosas preexistentes, formando mais de 50% do sedimento ou da rocha. São também designados como terrígenos, no sentido de terem sua origem na parte terrestre ou continental da crosta.

São constituídas por grãos detríticos (quartzo, feldspatos, argilo-minerais e fragmentos de rocha) que incluem ruditos (psefitos), arenitos (psamitos) e lutitos (pelitos).

Ruditos

São rochas cuja maioria dos seus fragmentos apresentam dimensões acima de 2mm e diferem entre si pelo grau de arredondamento de seus detritos ou clastos. Dividem-se: Conglomerados que são formados por clastos predominantemente arredondados, e Brechas que apresentam clastos angulosos.

Conglomerados e brechas podem, ainda, ser subdivididos em duas categorias texturais do arcabouço, que contudo, mostram conotações genéticas: ortoconglomerados/ortobrechas e paraconglomerados/parabrechas.

Ortoconglomerados e ortobrechas mostram um arcabouço suportado por clastos, ou seja, os fragmentos maiores se tocam. Exibem menos de 15% de matriz, material composto por detritos arenosos que ocupam os interstícios entre os fragmentos maiores, podendo ser ainda cimentado por um agente químico.

Paraconglomerados e parabrechas o arcabouço é sustentado pela matriz, são também chamados de diamictitos e apresentam um arcabouço onde podem coexistir materiais com dimensões acima de areia grossa, com materiais detríticos inferiores, formando 15% ou, às vezes, até 70 a 80% em volume da rocha.

Arredondamento dos seixos é um bom índice do grau de maturidade do conglomerado.

Seixos de abrasão eólica = ventifactos

Faces estriadas = glacial

Tipos de conglomerados

Figura 09: Figura: Paraconglomerado Polimítico, onde o arcabouço é sustentado pela matriz.

Figura 10: Parabrecha, onde o arcabouço é sustentado pela matriz.

Arenitos ou Psamitos

Arenitos siliciclásticos contêm mais de 50% de fragmentos de rochas siliciclásticas com dimensões entre 2mm e 1/15 mm.

Arenitos mostram uma grande variedade de constituintes detríticos, o que se reflete em variações mineralógicas, litológicas e geoquímicas, heranças advindas de suas áreas-fontes ou áreas de proveniências. À parte a influencia do clima e do tipo de transporte, áreas áreas-fontes diversificadas em termos litológicos produzem arenitos poliminerálicos, áreas-fontes, com proveniência de rochas como quartzo-arenitos induzem à formação de novos quartzo-arenitos, reciclando os grãos, principalmente os de quartzo, em vários ciclos de transporte e sedimentação.

Petrologia de arenitos:

• Mineralogia: minerais detríticos e químicos (cimento).
• Textura: arredondamento, granulometria, seleção.
• Estruturas sedimentares: indicam processos deposicionais
• Estruturas de correntes (hidrodinâmicas).

-Estratificação cruzada

-Marca ondulada

-Marca de sola

-Estratificação gradacional

• Estruturas deformacionais

Sobrecarga, escape de fluidos, etc.

• Estruturas biogênicas

Pistas, pegadas e tubos atividade orgânica, icnofósseis

•  Estruturas químicas

Concreções

Descrição de arenitos mais freqüentes

1. A) Arenito ortoquartzítico (Qzo-arenitos)

＞95% grãos de quartzo

Alto grau de arredondamento, excelente seleção granulométrica

Maturidade textural e mineralógica

Geralmente marinhos – origem multicíclica.

Figura 11: Quartzo-Arenito

1. B) Arenitos feldspáticos (arcoseanos)

＞25%  grãos de feldspatos e placas micas detríticas

Seleção pobre; arredondamento variável

Coloração rósea

Deposição rápida próximo da fonte granítica.

1. C) Arenito lítico

＞25% grãos de fragmentos de rochas (sedimentares/metamórficas/vulcânicas)

Pouca ou nenhuma matriz

1. D) Wackes (grauvacas)

Arenitos de cor cinza, ricos em matriz argilosa (＞10%)

Mal selecionada

Arcabouço: quartzo, feldspatos, fragmentos líticos.

Grãos angulosos com pouca seleção.

Figura 12: Grauvaca

Figura 13: A Mineralogia dos quatros principais grupos de Arenito. Fonte: Para Entender a Terra

Lutitos (Pelitos)

Lutitos ou pelitos, também designados de lamitos,são rochas formadas por misturas de são rochas formadas por misturas de silte (fragmentos entre 1/256 mm e 1/16 mm) e argila (fragmentos menores que 1/256mm).

Tipos 

Argilito – rocha maciça, argila litificada

Folhelho – rocha argilosa com fissilidade

Lamito – silte, argila e areia fina

Siltito – silte litificado

Ritmito – rocha laminada, com alternância silte/argila

Mineralogia: quartzo (silte), argilo-minerais (caolinita, montmorilonita, ilita, clorita), carbonatos, matéria orgânica, óxidos de ferro, pirita, etc.

Figura 14: Amostra de Folhelho.

Figura 15: Amostra de Siltito Verde.

Tipos de pelitos mais comuns:

1. A) Folhelho: quartzoso, micáceo, clorítico, caoliníco
2. B) Folhelho carbonoso (folhelho negro): 3 a 15% mat. carbonosa formado em condições anaeróbicas (pirita)
3. C) Folhelho silicoso
4. D) Folhelho calcítico / carbonático

Rochas Carbonáticas

Sedimentos carbónaticos são constituídos predominantemente por carbonato de cálcio na forma de calcita e aragonita; podem apresentar impurezas como argilas, fragmentos de rochas, quartzo, feldaspato etc.

A aragonita é abundante em sedimentos carbonáticos marinhos recentes, podendo ainda compor esqueletos de animais marinhos.

Calcários e dolomitos, assim como os membros intermediários, os calcários dolomíticos e dolimíticos calcíticos, constituem a maior parte das rochas sedimentares não terrígenas, sendo constituídos pelos minerais calcita e dolomita.

Mineralogia

Calcita / Aragonita (CaCO3)

→ precipitação direta

Aragonita → Calcita

Transformações diagenéticas

Mudança sistema cristalino – neomorfismo

Dolomita – CaMg(CO3)2

Gerada por substituição diagenética: entrada de fluidos Mg+2

Dolomito com presença de pseudofóssil

Siderita (FeCO3) e anquerita Ca(Mg,Fe)(CO3)2

→carbonatos em sedimentos ferríferos.

Magnesita (MgCO3)

Sílica → calcedônia (quartzo microcristalino)

→ quartzo, feldspatos autigênicos

→  argilo-minerais: ilita, glauconita

Sulfatos → gipsita e anidrita (CaSO4)

Fosfatos → colofano: fragmentos fosfáticos

Sulfetos → pirita, blenda (Zn), galena (Pb)

Óxidos → hematita

Classificação químico-mineralógica

Figura 16: Diagrama triangular para classificação composicional de rochas carbonáticas cálcio-magnesianas. Fonte: Texeira et. al , 2003. Decifrando a Terra.

Componentes principais das rochas carbonáticas

Aloquímicos

Oólitos (2 mm), com estrutura interna

Bioclastos (fósseis) – materiais esqueletais, algas, foraminíferos, corais, braquiópodes, etc.

Intraclastos – fragmentos de sedimentos carbonáticos

Pellets – partículas pequenas (até 0,1mm), ovóides, sem estrutura interna

Ortoquímicos

Micrito – calcita microcristalina típica de calcários afaníticos (calcilutitos)

Águas tranqüilas – vasa / lama calcária matriz deposicional ou singenética

Calcita espática – calcita cristalina grosseira (0,02 a 0,1 mm), com limites entre cristais. Ocorre como cimento, que preenche espaços porosos e interstícios entre oólitos, fósseis, intraclastos e pellets.

Estrutura dos carbonatos

Calcários clásticos

Estratificações e laminações cruzadas, marcas onduladas

Estruturas de crescimento

Biohermas → edifícios preservados com estruturas de crescimento. Ex: estromatólitos

Edifícios bioconstruídos →   organismos (corais e algas vermelhas) formadores que deixaram carapaças. Recife

Edifícios bioinduzidos →  construções calcárias (fosfáticas) formadas pelo metabolismo fotossintetizante de cianobactérias

Estruturas químicas (pós-deposicionais)

Nódulos, estilólitos, cone em cone.

Classificação das rochas carbonáticas

Calcários aloquímicos espáticos  →  (intraclastos, oólitos, fósseis, pellets) + calcita espática. Rocha bem selecionada

Calcários aloquímicos microcristalinos →  componentes aloquímicos com matriz de lama calcária (micrito).

Calcários microcristalinos →  consistem apenas de vasa microcristalina (micrito).

Texturas e nomenclatura de calcários

Componentes aloquímicos

Oólitos (< 2mm) e pisólitos (>2mm): fragmentos esferoidais, com estrutura concêntrica e núcleo.

Bioclastos (fósseis): restos orgânicos fragmentados (algas, foraminíferos, esponjas, corais, etc.).

Intraclastos: fragmentos líticos calcários. Pellets: partículas pequenas (até 0,1mm), ovóides, calcíticas, sem estrutura interna.

Componentes ortoquímicos

calcita microcristalina < 0,050mm

Calcita espática (0,02 a 0,1mm)

Figura 17: Quadro de classificação de rochas calcárias, baseado no tipo de grão e de carbonato intersticial.

Evaporitos (Rochas Evaporíticas)

Conceito: são rochas formadas pela evaporação de uma massa de água ou da água contida nos sedimentos.

Sais contidos na água do mar (média)

Cl- 19.400 ppm            Ca++ 410 ppm

Na+ 10.500 ppm           K+ 390 ppm

SO4 — 2.600 ppm         SiO2 2 ppm

Mg+1 1.300 ppm

 Princípios fundamentais

1 – As fácies obedecem uma ordem de precipitação: os menos solúveis primeiro

CARBONATOS → SULFATOS → CLORETOS

Anidrita                Halita, Silvita,

Gipsita                 Carnalita, Taquidrita

2 – Uma bacia evaporítica sempre sofre refluxo, controlado pelo abaixamento e levantamento do nível do mar.

3 – Fatores complicadores da seqüência ideal:

Grande número de elementos traços no resíduo de água do mar → mineralogia complexa.

Reações pós-deposicionais entre os sais precipitados e águas conatas trapeadas.

Influxo e refluxo (retorno de salmouras para o mar aberto e não precipitando a seqüência de topo).

OBS – Evaporitos constituem importante fonte mineral para a indústria química. São desconhecidos no Pré-Cambriano, provavelmente devido a fragilidade e dificuldade de preservação.

Evaporitos constituem fonte de: sal (Na,Cl) gipsita, anidrita; enxofre nativo; K, Mg, Br, I, Rb, Sr. Gipsita deposita diretamente da água do mar (CaSO4.2H2O), mas a anidrita é o mais comum mineral em sedimentos evaporíticos.

Assim, acredita-se que gipsita é primário e anidrita (secundário → desidratação pós deposicional).

Anidrita CaSO4; Halita NaCl; Carnalita KMgCl3.6H2O; Silvita KCl; Taquidrita Ca0,5MgCl3.6H2O

Rochas sedimentares ricas em ferro

jaspilitos e formação ferrífera bandada (bif)

Minerais (Fe) – principais minerais com ferro e ocorrência

Magnetita (Fe3O4) – rochas ígneas, metamórficas

Hematita (Fe2O3) – rochas sedimentares (itabiritos)

Goethita (FeO.OH) – produto do intemperismo (lateritas)

Siderita (FeCO3) – formações ferríferas

Pirita (FeS2) – ocorrência variada

Chamosita (Mg,Fe)3 Fe3 (AlSi3) O10 (OH)6 – formação ferrífera, ironstone

Jaspilito

 Classificação dos depósitos de ferro

1 – Magmáticos (Kiruna – Suécia)

2 – Pirometassomáticos (Iron Springs – E.U.A.)

3 – Depósitos sedimentares (2 tipos principais):

Formações ferríferas (BIF) com itabiritos + hematita

Ex: Lago Superior (EUA) Hamersley (Austrália) Labrador (Canadá) Transvaal (África do Sul) Krivoi Rog (URSS) Q. Ferrífero, Serra dos Carajás (Brasil).

Ironstone: oólitos de limonita, hematita ou chamosita em matriz ferruginosa. Idade: Fanerozóico.

Ciclo sedimentar do ferro: Fonte, transporte e deposição.

Fonte: erosão continental

Atividade vulcânica (exalações submarinas)

Transporte:

Como atividade hidrotermal: Cl-, SO4 –, CO3–

Em solução: lixiviação do FeII nos minerais e transporte em solução por águas subterrâneas neutras a ácidas (pH

Em suspensão: transporte mecânico como finas partículas adsorvido em argilominerais.

Deposição: depende do Eh, pH, do ambiente de sedimentação e de possíveis alterações diagenéticas.

Tipos de depósitos de ferro sedimentar

Formação ferrífera (BIF) sedimento químico, bandado ou laminado, contendo no mínimo 15% de ferro de origem sedimentar, com camadas de chert.

Tipos 

ALGOMA → associado a rochas vulcânicas, em “greenstone belts”

SUPERIOR → associado a rochas sedimentares (Prot. Inf.)

Itabirito é a fácies óxido de uma formação ferrífera bandada metamorfizada.

Jaspilito é o sedimento original, não metamórfico.

Gênese controvertida:

1. A) Fonte do ferro

Erosão do continente

Vulcanismo submarino

“Up-welling” de águas do mar

1. B) Fonte da sílica vulcanismo ácido

Erosão do continente = clima diferente

Vulcanismo ácido

Atividade biológica c/ sílica de origem vulcânica

1. C) Estrutura bandada

Precipitação conjunta de hidróxido de ferro e sílica da água do mar (bandamento é diagenético).

Precipitação alternada de sílica e ferro a partir de emanações vulcânicas.

Variação sazonal de sílica e ferro.

Substituição diagenética de calcários.

Ironstones→ minério de ferro oolítico.

Camadas intercaladas em folhelhos, arenitos e calcários, com hematita – chamosita – siderita e textura oolítica.

TIPOS:

Clinton (Siluriano – EUA)

Minete (Mesozóico – Europa, principalmente na Inglaterra)

Sedimentos Silicosos

Existem três principais:

Diatomitos

Porcelanitos

Silexitos / chert

Diatomitos → Acumulação de carapaças de diatomáceas (algas).

Organismos planctônicos de mares de águas frias / lagos de água doce. Idade: Mesozóico → Recente.

Porcelanitos → Mistura de argila com sílica (opala) cor cinza/ preto, com matéria orgânica. Rocha porosa, leve, com textura de porcelana vitrificada. Formada por acumulação de vasas de radiolários /diatomáceas e intercalada com folhelhos e margas.

Silexito (chert) → quartzo micro a criptocristalino com rara impureza de argilominerais,

calcita, hematita, que não ultrapassam 10%.

Ocorrência: concreções em calcários / arenitos; interestratificada com folhelhos e margas.

Origem do sílex / chert

1) Precipitação química [1] origem singenética / química sílica coloidal precipita em pH ácido;

2) Bioquímica → origem singenética bioquímica, com acumulação de carapaças silicosas de diatomáceas e radiolários;

3) Silicificação diagenética (pós – deposicional) → migração de fluidos silicosos diagenéticos.

Ex: dissolução do quartzo detrítico em pH alcalino; sílica dissolvida no fluido diagenético; precipitação na forma de sílica coloidal em pH ácido.

Referências 

GIANNINI, P.C.F. & RICCOMINI, C. Sedimentos e processos sedimentares. In: TEIXEIRA, W.; FAIRCHILD, T.R.; TOLEDO, M.C.; TAIOLI, F. ed. Decifrando a Terra (capítulo 9). São Paulo, Oficina de Textos. 2000.

PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. Para entender a Terra. 4. ed. Bookman. Porto Alegre: , 2006. SGARBI, G.N.C,  Rochas Sedimentares. In: Petrografia macroscópica das rochas Ìgneas, sedimentares e metamórficas. Sgarbi, G.N.C (Organizador). Editora da UFMG,pg. 273-446.2007.

UHLEIN. A. et. al. Apostila de Sedimentologia e Petrologia Sedimentar. UFMG

Sedimentary Rocks

Rochas formadas por estratificação

eyecrave/Getty Images

Science

• Geology

Table of Contents

• How to Tell Sedimentary Rocks
• Clastic Sedimentary Rocks
• Organic Sedimentary Rocks
• Chemical Sedimentary Rocks
• Diagenesis: Underground Changes
• Sedimentary Rocks Are Stories

by Andrew Alden

 

Updated April 15, 2018 

 

As rochas sedimentares são a segunda grande classe de rock. Enquanto as rochas ígneas nascem quentes, as rochas sedimentares nascem frescas na superfície da Terra, principalmente debaixo d'água. Eles geralmente consistem em camadas ou estratos; por isso eles também são chamados de rochas estratificadas. Dependendo do que eles são feitos, rochas sedimentares caem em um dos três tipos.

How to Tell Sedimentary Rocks

The main thing about sedimentary rocks is that they were once sediment — mud and sand and gravel and clay — and were not greatly changed as they turned into rock. The following traits are all related to that.

• They're generally arranged in layers of sandy or clayey material (strata) like those you'll see in excavations or a hole dug in a sand dune.
• They're usually the color of sediment, that is, light brown to light gray.
• They may preserve signs of life and surface activity, like fossils, tracks, ripple marks and so on.

Clastic Sedimentary Rocks

The most common set of sedimentary rocks consists of the granular materials that occur in sediment. Sediment mostly consists of surface minerals — quartz and clays — that are made by the physical breakdown and chemical alteration of rocks. These are carried away by water or the wind and laid down in a different place. Sediment may also include pieces of stones and shells and other objects, not just grains of pure minerals. Geologists use the word clasts to denote particles of all these kinds, and rocks made of clasts are called clastic rocks.

Look around you at where the world's clastic sediment goes: sand and mud are carried down rivers to the sea, mostly. Sand is made of quartz, and mud is made of clay minerals. As these sediments are steadily buried over geologic time, they get packed together under pressure and low heat, not much more than 100 C. In these conditions the sediment is cemented into rock: sand becomes sandstone and clay become shale. If gravel or pebbles are part of the sediment, the rock that forms is conglomerate. If the rock is broken and recemented together, it is called breccia.

It's worth noting that some rocks commonly lumped in the igneous category are actually sedimentary. Tuff is consolidated ash that has fallen from the air in volcanic eruptions, making it just as sedimentary as a marine claystone. There is some movement in the profession to recognize this truth.

Organic Sedimentary Rocks

Another type of sediment actually arises in the sea as microscopic organisms — plankton — build shells out of dissolved calcium carbonate or silica. Dead plankton steadily shower their dust-sized shells onto the seafloor, where they accumulate in thick layers. That material turns to two more rock types, limestone (carbonate) and chert (silica). These are called organic sedimentary rocks, although they're not made of organic material as a chemist would define it.

Another type of sediment forms where dead plant material builds up into thick layers. With a small degree of compaction, this becomes peat; after much longer and deeper burial, it becomes coal. Coal and peat are organic in both the geological and the chemical sense.

Although peat is forming in parts of the world today, the great beds of coal that we mine formed during past ages in enormous swamps. There are no coal swamps around today because conditions do not favor them. The sea needs to be much higher. Most of the time, geologically speaking, the sea is hundreds of meters higher than today, and most of the continents are shallow seas. That's why we have sandstone, limestone, shale and coal over most of the central United States and elsewhere on the world's continents. (Sedimentary rocks also become exposed when the land rises. This is common around the edges of the Earth's lithospheric plates.

Chemical Sedimentary Rocks

Esses mesmos antigos mares rasos às vezes permitiam que grandes áreas ficassem isoladas e começassem a secar. Nesse cenário, à medida que a água do mar se torna mais concentrada, os minerais começam a sair da solução (precipitado), começando pela calcita, depois pelo gesso e pela halita. As rochas resultantes são certos calcários, rocha de gesso e sal-gema, respectivamente. Essas rochas, chamadas de sequência evaporítica, também fazem parte do clã sedimentar. Em alguns casos, o chert também pode se formar por precipitação. Isso geralmente acontece abaixo da superfície do sedimento, onde diferentes fluidos podem circular e interagir quimicamente.

Diagenesis: Underground Changes

Todos os tipos de rochas sedimentares estão sujeitas a mudanças adicionais durante a permanência no subsolo. Os fluidos podem penetrá-los e mudar sua química; baixas temperaturas e pressões moderadas podem alterar alguns dos minerais em outros minerais. Esses processos, que são suaves e não deformam as rochas, são chamados de diagênese em oposição ao metamorfismo (embora não haja um limite bem definido entre os dois). Os tipos mais importantes de diagênese envolvem a formação de mineralização de dolomita em calcários, a formação de petróleo e de graus mais altos de carvão, e a formação de muitos tipos de corpos de minério. Os importantes minerais zeólitos também se formam por processos diagenéticos.

Sedimentary Rocks Are Stories

You can see that each type of sedimentary rock has a story behind it. The beauty of sedimentary rocks is that their strata are full of clues to what the past world was like. Those clues might be fossils or sedimentary structures such as marks left by water currents, mud cracks or more subtle features seen under the microscope or in the lab.

From these clues we know that most sedimentary rocks are of marine origin, usually forming in shallow seas. But some sedimentary rocks formed on land: clastic rocks made on the bottoms of large freshwater lakes or as accumulations of desert sand, organic rocks in peat bogs or lake beds, and evaporites in playas. These are called continental or terrigenous (land-formed) sedimentary rocks.

Sedimentary rocks are rich in geologic history of a special kind. While igneous and metamorphic rocks also have stories, they involve the deep Earth and require intensive work to decipher. But in sedimentary rocks, you can recognize, in very direct ways, what the world was like in the geologic past.

Tafonomia

Por Marcus Cabral

Tafonomia (do grego: tafos = soterramento; nomos = leis) refere-se ao estudo dos processos de preservação e como eles afetam a informação no registro fossilífero, compreendendo duas amplas subdivisões:

a) Bioestratinomia: engloba a história sedimentar dos restos esqueléticos até o soterramento, incluindo causa de morte de um determinado organismo, sua decomposição, transporte e soterramento;

b) Diagênese dos fósseis: reúne processos químicos e físicos que alteram os restos esqueléticos após o soterramento.

Nesta seção, vamos analisar os processos de morte, necrólise e desarticulação, transporte, intemperismo, soterramento e a fossildiagênese. Essa análise nos dará pistas do que ocorreu com o animal desde o momento da sua morte até ser encontrado como um fóssil.

TIPOS DE MORTE

Basicamente são conhecidos dois tipos básicos de morte na natureza: a seletiva e a não-seletiva (catastrófica). A morte seletiva afeta determinadas faixas de idade da população e é causada por fatores como envelhecimento, doença e predação. Já a morte não-seletiva ou catastrófica ocorre quando um evento de grande magnitude (enchentes descomunais, tempestades, secas, marés vermelhas, erupções vulcônicas) atinge grande parte da população indistintamente.
As principais causas de morte do indivíduo podem ser: doença (observar patologias nos ossos), predação (observar marcas de dentes) e acidentes (quedas em fendas, em poços de piche ou outras armadilhas naturais, além de enchentes gigantescas e secas prolongadas).

fonte: http://www.ufrgs.br/paleodigital/images/tafonomia1_1.gif

NECRÓLISE E DESARTICULAÇÃO
Assim que o organismo morre, dá-se início ao processo de necrólise onde os tecidos moles do corpo do animal são decompostos. Existe algumas exceções, como em casos dos restos serem soterrados em locais muito frios e  corpo preserva-se por inteiro  (ex: mamutes encontrados nas geleiras)

Congelamento fossil

<http://www.cbpf.br/~eduhq/html/tirinhas/tirinhas_assunto/paleontologia/paleontologia.php?pageNum_Recordset1Paleontologia=12&totalRows_Recordset1Paleontologia=22&gt;
Ou quando são encontrados em ambientes muito quentes e secos, onde os restos acabam se transformando em múmias. O tipo de morte influencia na história tafonômica de um resto orgânico, por isso é importante conhecer as alterações pós-morte que ocorrem nos primeiros dias ou semanas após a morte do indivíduo. A desarticulação da carcaça ocorre de forma fácil, pois o tempo entre a morte e soterramento do animal é suficiente para que o tecido mole seja perdido. Por isso é difícil encontrar fóssil de organismos articulados.

fonte: http://www.ufrgs.br/paleodigital/images/tafonomia2_1.jpg

A relação entre a necrólise e a desarticulação tem a ver com o fato de que os ossos só se mantem articulados pela existência dos tecidos moles (músculos, tendões e cartilagem) que os unem. Quando os tecidos moles são decompostos, os ossos ficam soltos e a partir daí o processo de desarticulação, que consiste na separação dos elementos de um esqueleto, entra em ação. A anatomia básica do organismo que irá determinar a desarticulação, com também outros fatores externos como transporte, pisoteio e/ou a necrofagia. De uma perspectiva tafonômica, o estudo da desarticulação é bastante importante porque fornece subsídios para o entendimento dos eventos ocorridos no período pós-morte/pré-soterramento, já que os elementos que, em vida, estavam articulados, desarticulam-se e podem ser espacialmente dissociados ou ainda espalhados. A sequência de desarticulação vai depender da anatomia corporal, do clima (pode ocorrer mumificação) e do tempo decorrido entre a morte e o soterramento.
A sequência de desarticulação é um fator importante na análise da história tafonômica de um vertebrado e esta é determinada pelo tipo de articulação do elemento ósseo no esqueleto. Em vertebrados, a sequência normal de desarticulação, segundo Toots (1965) é a seguinte:

1) desconexão do crânio;
2) desencaixe da mandíbula;
3) desconexão das cinturas pélvica e escapular;
4) desconexão dos membros em ossos isolados;
5) desencaixe das costelas;
6) desarticulação da coluna vertebral.

TRANSPORTE
Nem sempre o local onde o fóssil foi encontrado reflete o verdadeiro lugar de origem daquele organismo, daí a importânica de estudar o transporte dos fósseis. Em 1969, um paleontólogo chamado Voorhies estudou a transportabilidade dos ossos fósseis. Com sua pesquisa, ele chegou em alguns resultados e criou três grupos. Grupo I – reúne todos os elementos quase que imediatamente removidos da carcaça por uma corrente aquosa (tarsaia, carpais, falanges, etc.), formando acúmulos altamente selecionados; Grupo II – engloba os elementos removidos gradualmente por rolamento e saltação; e o Grupo III – inclui os elementos pesados e pouco transportados, como crânio e mandíbula.

Restos esqueletais de um cinodonte, parente dos mamíferos, que viveu no período Triássico (245 a 208 Ma). (A) dentes (A), vértebras (B), fêmur (C) e crânio (D) encontrados juntos, indicando que não houve seleção por transporte hidráulico (Grupos de Voorhies).
fonte: http://www.ufrgs.br/paleodigital/images/tafonomia3_1.jpg

INTEMPERISMO

O intemperismo é o conjunto de processos físico-químicos pelos quais os ossos expostos passam quando estão na superfície. Existem poucos trabalhos referentes ao intemperismo nos ossos. Behrensmeyer (1978) apresenta um trabalho clássico no qual propôs algusn estágios do intemperismo:

estágio 0:

A superfície do osso não apresenta sinais de rachaduras nem de lascas. Geralmente os ossos estão frescos, com restos de tecidos moles nas cavidades e pele ou restos de ligamentos e músculos recobrindo a superfície do osso;

estágio 1:

Ossos começam a apresentar rachaduras. Gordura, pele e outros tecidos podem não estar presentes;

estágio 2:

As camadas mais superficiais dos ossos começam a soltar lascas, associadas a rachaduras; pequenas lascas de ossos podem se soltar. Lascas mais profundas começam a se formar até a parte mais superficial dos ossos estar toda rachada. Pequenos pedaços remanescentes de ligamentos, cartilagem e pele podem estar presentes;

estágio 3:

A superfície óssea é caracterizada por pedaços ásperos de osso compacto, resultando numa superfície fibrosa; nestes fragmentos todas as camadas externas e concêntricas de osso foram removidas e, gradualmente, toda a superfície do osso assume esta característica. O intemperismo não ultrapassa os primeiros 1-1,5 mm da superfície do osso e as fibras ósseas ainda se encontram firmemente ligadas umas as outras. Tecidos moles são raros neste estágio.

estágio 4:

A superfície do osso se apresenta com uma textura fibrosa, ocorrem grandes e pequenas lascas que podem se soltar quando o osso é movido e até as cavidades mais internas já se encontram intemperizadas.

estágio 5:

O osso está se desintegrando no lugar, com grandes lascas se soltando e sendo facilmente quebrado quando movido. A forma original do osso pode ser difícil de identificar.
Segundo Behrensmeyer (1978), o intemperismo tende a atuar na parte mais exposta do osso do que na parte que se encontra em contato com o solo.

DIAGÊNESE

A fossildiagênese (ou diagênese fóssil) estuda o conjunto de alterações químicas e físicas (incluindo as ações mecânicas de deformação) sofridas pelos restos dos organismos desde o momento em que são enterrados até ao momento da sua recolha, como fósseis. Após o enterramento, o acúmulo gradual e contínuo de sedimentos desencadeia todo um conjunto de ações (perda da porosidade primária e expulsão de fluídos intersticiais) que levam à sua progressiva consolidação numa rocha sedimentar. Os restos orgânicos associados ao sedimento irão sofrer estas mesmas ações. Esses processos, genericamente chamados de fossilização, podem ser agrupados em três categorias básicas:

Preservação total: todo o organismo é preservado, inclusiva os tecidos moles. Os mamutes congelados encontrados na Sibéria são exemplos de vertebrados com preservação total. Outro exemplo de preservação total é a preservação em âmbar.

Preservação em ambar

http://www.cbpf.br/~eduhq/html/tirinhas/tirinhas_assunto/paleontologia/paleontologia.php?pageNum_Recordset1Paleontologia=3&totalRows_Recordset1Paleontologia=22

Preservação sem alteração do resto esquelético: Não modifica a estrutura original do resto orgânico. Temos como exemplos a incrustação (crosta de algum minério ao redor de um osso) ou a permineralização (preenchimento dos poros dos ossos por algum tipo de mineral).

Preservação com alteração do resto esquelético: Ocorre quando há adição, substituição ou ainda dissolução do material original, gerando moldes do osso original.

Esses processos diagênicos ocorrem logo depois do soterramento. O acúmulo de sedimentos irá desencadear um conjunto de ações que levarão a sua consolidação numa rocha sedimentar. Os restos orgânicos que se encontram associados a estes sedimentos irão sofrer estas mesmas ações e se transformarão em fósseis.

Fontes:
CARVALHO, I. S. Paleontologia. 2. ed. Rio de Janeiro: Interciências, 2004. Volumes 1 e 2
http://www.ufrgs.br/paleodigital/Tafonomia.html

Metamorfismo de combustão

 

O Metamorfismo é o processo que envolve mudanças no conteúdo/ composição mineral e/ou na microestrutura de uma rocha, predominantemente no estado sólido. Esse processo ocorre principalmente devido à adaptação da rocha a condições físicas diferentes daquelas em que se formou e que também diferem das condições físicas que ocorrem normalmente na superfície da Terra e na zona da diagênese.

O processo pode coexistir com fusão parcial e também envolver alterações na composição química da rocha. A principal classificação de metamorfismo do ponto de vista da extensão, das características geológicas e da causa é mostrada abaixo:

Principais tipos de metamorfismo. Essa gráfico não inclui todos os termos conhecidos da literatura. Fonte: “Rochas Metamórficas: classificação e glossário” Ed. Oficina de Textos 2014

O uso de alguns nomes em petrologia metamórfica evoluiu de forma distinta em diferentes países e uma gama especializada de termos de rochas tem sido aplicada regionalmente.

A Subcomissão de Sistematização das Rochas Metamórficas (SSRM) da IUGS tem como objetivo prover uma sistematização das definições e da nomenclatura de rochas metamórficas, para ser amplamente adequada e aceita internacionalmente.  Os resultados finais deste trabalho foram consolidados  no livro Metamorphic Rocks: A Classification and Glossary of Terms, que agora chega ao Brasil pela Editora Oficina de Textos com o título Rochas Metamórficas: classificação e glossário.

Metamorfismo de combustão

Segundo a SSRM a definição de metamorfismo de combustão é: um tipo de metamorfismo de âmbito local produzido pela combustão espontânea de substâncias naturais, como rochas betuminosas, carvão ou óleo. Na literatura, o processo tem sido considerado há muito tempo um tipo distinto de metamorfismo.

A SSRM prefere o termo metamorfismo de combustão para o processo de combustão (queima) de rochas, como um nome coletivo para os diversos tipos de rochas (porcelanitos, buchitos, paralavas), formadas próximas a leitos incinerados de carvão, petróleo, fontes de gás ou folhelhos betuminosos. Auréolas de metamorfismo produzidas por combustão geralmente não ultrapassam alguns metros de espessura, a título excepcional, podem chegar a algumas dezenas de metros. Em alguns casos, o metamorfismo de combustão tem sido descrito impropriamente como pirometamorfismo.

Tudo a ver

 

Retirado do livro “Rochas Metamórficas: classificação e glossário” organizado por Douglas Fattes e Jacqueline Desmnos e traduzido pelo grande geólogo José Manoel dos Reis.

Finalmente trazido para o Brasil, esta importante obra apresenta o fluxograma sobre “como denominar uma rocha metamórfica”, permitindo a qualquer profissional da área atribuir nome a uma rocha metamórfica utilizando essa nomenclatura, além do mais apresenta uma nomenclatura abrangente e padronizada, incluindo mais de 1.100 termos.

Doze capítulos definem como determinar os nomes corretos para rochas e processos metamórficos, além de discutir a lógica para a definição de terminologias importantes, incluindo anfibolitos, granulitos, rochas de alta pressão e temperatura, terminologia estrutural, migmatitos, metassomatismo, metamorfismo de contato, rochas metacarbonáticas e impactitos, além de uma lista de abreviaturas de minerais.

Uma obra de referência a professores e pesquisadores, e indispensável nas bibliotecas.

ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DA FORMAÇÃO TATUÍ NO ESTADO DE SÃO PAULO

NARA LUCIA BARBOSA GIMENEZ

Orientador: Profa.Dra. Maria Rita Caetano Chang

Data de defesa : 13/12/96   

      

Através do estudo petrológico de arenitos da Formação Tatuí, buscou-se o entendimento de sua proveniência e da evolução diagenética a que foram submetidos. As amostras estudadas provém, em sua maioria, de testemunhos de sondagem de poços perfurados no Estado de São Paulo, além de amostras de superfície.
Os arenitos da unidade foram depositados principalmente em ambiente costeiro, em barras litorâneas e plataformas, em sistemas flúvio-deltaicos, e em cunhas clásticas do tipo fan deltas. 

São classificados predominantemente como subascóseos e, subordinadamente, como sublitarenitos, quartzoarenitos e arcóseos. A maturidade textural varia de imatura a matura, refletindo a variedade de condições deposicionais e de transporte, enquanto os estágios submaturo e maturo de maturidade mineralógica são reflexos, não só das condições deposicionais e de transporte, mas também da natureza das rochas-matrizes, intemperismo na área-fonte e diagênese.

A composição desses arenitos não está condicionada somente à natureza da rocha-matriz, mas também à tectônica e, secundariamente, ao clima e relevo da área-fonte, bem como ao transporte, ambiente deposicional e à diagênese.

A composição detrítica, analisada segundo os diagramas QFL e QmFLt (DICKINSON 7 SUCZEK, 1979), revelou que os arenitos da Formação Tatuí apresentam proveniência a partir de cráton estável, com reativações locais por reciclagem orogênica, na categoria de soerguimento pericratônico, motivado por evento tectônico na borda da bacia.

As características mineralógicas desses arenitos evidenciam fonte principalmente a partir de rochas de baixo a médio grau, subordinadamente de alto grau e granitóides, pertencentes ao embasamento cristalino, situado nas porções norte e nordeste da bacia, e sedimentares, decorrentes de coberturas preexistentes.
A contribuição sedimentar é variável, sendo maior nos arenitos provenientes de reciclagem orogênica.
O clima e relevo da área-fonte, da mesma forma que o transporte e ambiente deposicional, tiveram parcelas de atuação variáveis na composição final do arcabouço dos arenitos da formação, contribuindo para que houvesse perda de informações sobre proveniência. 

O clima e relevo da área-fonte foram agentes mais efetivos nos arenitos derivados de cráton estável e menos efetivos nos provenientes de reciclagem orogênica, sendo a composição deste último controlada principalmente pela rocha-fonte. Da mesma forma, o transporte e ambiente deposicional foram mais atuantes nos ambientes de maior energia, ou seja, em barras litorâneas, em porções do sistema flúvio-deltaico sob domínio de ondas, bem como nas porções medianas de fan deltas. A diagênese constituiu-se, também, em importante variável modificadora da composição original desses arenitos.

A história diagenética dos arenitos da unidade foi desenvolvida nos regimes eodiagenético, mesodiagenético e telodiagenético. O regime eodiagenético foi marcado por substituição de bioclastos, dissolução de minerais instáveis e precipitação de cimentos de calcita microcristalina, pirita e feldsspato potássio e ferruginoso. Durante a mesodiagênese, o soterramento e a compactação mecânica tornaram-se mais efetivos, desencadeando várias fases diagenéticas, representadas por crescimentos secundários de quazrtzo e plagioclásios, cimentação por calcita poiquilotópica e em mosaicos, cimentação por dolomita (pura, ferrosa e anquerita), dissolução de calcita e feldspato, precipitação de caulinita e calcita tardia, albitização de feldspatos, precipitação de zeólitas, cimentações por anidrita, anatásio e sílica. Os arenitos submetidos ao ambiente telogenético apresentam quantidades razoáveis de cimento ferruginoso e caulinita, feições de dissolução em feldspatos e ausência de cimento carbonático.

Curso de Pós-Graduação em Geociências
Área de Concentração em Geologia Regional
nível: Mestrado - páginas: 174