Rochas revelam a variação da altura do mar na costa brasileira

Como parte de um fenômeno cíclico, atualmente intensificado pelas mudanças climáticas, as águas do Atlântico estavam a 3 metros acima da altura atual há 4,7 mil anos na região do Recife

Falésia Ponta dos Três Irmãos, em São Bento do Norte (RN), com até 8 metros de altura: os arenitos (como no detalhe) indicam onde o mar chegava há 120 mil anos

Helenice Vital / UFRN

Os geólogos sabem há tempos que o mar estava mais ou menos a 125 metros (m) abaixo do atual limite entre as praias e as ondas na cidade do Recife, em Pernambuco, há 20 mil anos. Naquele período, uma floresta ocupava a região que viria a ser a praia de Boa Viagem, uma das mais conhecidas da capital pernambucana. Talvez houvesse até mesmo rios com cachoeiras caindo das elevações que hoje formam a plataforma continental, limite entre os trechos mais rasos e mais profundos do mar.

Depois o mar subiu e, de acordo com análises do geógrafo Antonio Vicente Ferreira Junior, da Universidade Federal de Pernambuco (UFPE), entre 4,7 mil e 4,1 mil anos atrás, o nível médio na região do Recife e dos municípios costeiros mais próximos ao norte e ao sul pode ter atingido 3 m acima do nível médio atual. Seria o bastante para as ondas cobrirem a foz do rio Capibaribe, as avenidas à beira-mar e o antigo centro das cidades litorâneas da região metropolitana.

Estudos como este, publicado em abril na Ocean and Coastal Research, completam, detalham e eventualmente corrigem as informações obtidas por técnicas menos precisas que as atuais. Servem também para indicar as áreas mais vulneráveis à elevação do nível do mar, que deve ser intensificada nas próximas décadas pelas mudanças climáticas. O aumento da temperatura média anual do planeta aquece o oceano e faz seu volume expandir-se; pela mesma razão, as geleiras em terra firme derretem, o que também contribui para o aumento do volume dos mares.

Praia de Enxu Queimado, em São Miguel do Gostoso (RN), com arenitos expostos, que mostram a variação do nível médio do mar nos últimos 10 mil anosHelenice Vital / UFRN

“Nos anos 1980, não tínhamos GPS geodésico, com o qual hoje medimos a altitude de um ponto com grande precisão”, comenta o geólogo José Maria Landim Domingues, da Universidade Federal da Bahia (UFBA). Ele estava no doutorado quando participou da equipe coordenada pelos geólogos Kenitiro Suguio (1937-2021), da Universidade de São Paulo (USP), e Louis Martin, do Escritório de Pesquisa Científica e Técnica no Exterior (Orstom), hoje Instituto de Pesquisa para o Desenvolvimento (IRD), da França.

Os três e outros geólogos coletaram e analisaram cerca de 700 amostras de rochas e restos de organismos marinhos ao longo de metade do litoral, do norte de Alagoas ao sul de Santa Catarina. Esse estudo, publicado em 1985 na Revista Brasileira de Geociências, mostrou variações locais e regionais do nível médio do mar – no Nordeste, pode ter chegado a 5 m acima do atual há cerca de 5,7 mil anos, enquanto no Sul não teria passado de 3 m.

Aos poucos, um conceito se assentou: “Há alguns anos se falava em uma variação global uniforme do nível do mar, mas hoje sabemos que cada região tem suas peculiaridades, por causa da geologia e do relevo”, comenta a geóloga Helenice Vital, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). Com sua equipe, ela acompanha há 20 anos a oscilação do mar no litoral potiguar (ver infográfico abaixo), publicando suas descobertas desde 2006 em revistas especializadas como a Marine Geology.

Definido como a altitude média da superfície dos oceanos, o nível do mar foi registrado pela primeira vez no Brasil pelo astrônomo português Bento Sanches Dorta (1739-1794) em 1781 na baía de Guanabara, e com regularidade a partir de 1831, também no Rio de Janeiro. O sobe e desce do mar reflete as forças gravitacionais da Lua e do Sol sobre a Terra, as deformações na superfície dos oceanos, o derretimento ou a formação de geleiras e a mudança do eixo da Terra, que faz o mar balançar como se estivesse em um prato suspenso no ar.

Rochas e conchas
Retratada em paredes de rochas à beira-mar, a oscilação da altura média do mar pode ser medida de várias formas. Os grupos de Vital e de Ferreira examinaram as variações nos últimos 10 mil anos, o período geológico conhecido como Holoceno, por meio de rochas chamadas arenitos de praia (ou beachrocks), que indicam os antigos limites do mar. Elas se formam somente na linha de costa, a fronteira entre a terra e o mar, quando a água dos rios encontra a do mar e faz o carbonato de cálcio (CaCO3) de organismos marinhos se dissolver e cimentar os sedimentos. Segundo Landim, essa cimentação foi registrada pela primeira vez pelo empresário e historiador português Gabriel Soares de Sousa (1540-1591) no Tratado descritivo do Brasil, de 1587, ainda que atribuindo a formação do que chamou de seixinhos de praia ao congelamento da areia em contato “com a frialdade da água do mar”. A análise microscópica e a datação do carbono de uma das formas de CaCO3 de conchas incrustadas nas rochas indicam quando as camadas das rochas se formaram e, a partir daí, a variação do nível do mar em um lugar específico.

No início de junho, o geólogo Rodolfo José Angulo, com sua equipe da Universidade Federal do Paraná (UFPR) e colegas do exterior, percorreu as praias de Laguna, em Santa Catarina, em busca de outro indicador da variação do nível do mar: os caracóis marinhos conhecidos como vermitídeos. A determinação da idade de uma das formas de carbono da couraça desses moluscos indica quando esses organismos se fixaram em rochas que estavam próximas à linha de maré baixa.

“Às vezes, encontramos vermitídeos em morros, indicando que naquele lugar o nível do mar já esteve mais alto”, comenta. Seu plano é descobrir como o mar subiu e desceu no litoral catarinense em um período mais recente, os últimos 300 anos, somando as informações das cascas dos moluscos com as dos dois tipos de aparelhos que acompanham a oscilação do mar, os marégrafos (o Brasil tem uma rede de cerca de 330 aparelhos ao longo do litoral) e satélites artificiais, como o Copernicus Sentinel-6, da Agência Espacial Europeia (ESA).

Arenitos, vermitídeos e corais já serviram para o grupo da UFPR mostrar que o nível do mar, entre 6 mil e 5 mil anos atrás, deveria estar a quase 3 m acima do atual no arquipélago de Abrolhos e a 4,5 m acima no atol das Rocas, ambos na costa brasileira. Os resultados foram detalhados em artigos publicados em maio e agosto de 2022 na Marine Geology.

Praia de Muro Alto, em Ipojuca (PE), com uma faixa de arenitos superficiais que se estende por 4,7 kmAntonio Vicente Ferreira Junior / UFPE

Em conjunto, esses estudos revelam as transformações do litoral brasileiro. “Há 120 mil anos, a plataforma continental de Pernambuco era parte do continente”, comenta Ferreira. Landim ajuda a enriquecer a paisagem milenar: “Há 20 mil anos, não existiam as baías de Todos os Santos [BA] e da Guanabara [RJ] nem a lagoa dos Patos [RS]. Estava tudo coberto por vegetação, até o mar subir e inundar tudo”.

Depois de recuar, subir e estabilizar-se, o nível do mar apresenta uma clara tendência de novamente se avolumar, em todo o mundo. “É inquestionável que o mar está subindo nas últimas décadas”, afirma Angulo.

De acordo com a Nasa, a agência espacial norte-americana, o nível médio global do mar aumentou cerca de 9,4 centímetros (cm) desde 1993; entre 2022 e 2023, o aumento foi de 0,7 cm, em razão do aquecimento global e do El Niño intenso. “Em teoria, deveríamos estar entrando em um período geológico de resfriamento, com recuo da linha da costa”, diz Vital. “Mas não é o que estamos vendo.”

No site Sea Level, a Nasa projeta uma elevação do mar de 10 cm em 2030 para Belém, Recife, Rio de Janeiro e Cananéia, no litoral paulista. Um grupo da Universidade Federal do Rio de Janeiro (UFRJ) também prevê uma elevação de 70 cm até 2100 na ilha Fiscal, no limite do centro histórico da capital fluminense, como argumentado em um artigo de março na Natural Hazards. Seria o bastante para causar a perda das áreas remanescentes de manguezais, aumentar as inundações marinhas e prejudicar lugares turísticos da cidade do Rio. A perspectiva de danos intensos tem feito municípios costeiros do Brasil planejarem medidas de prevenção contra a subida do mar (ver Pesquisa FAPESP nº 238).

“Para definirmos as áreas mais vulneráveis à elevação do nível do mar, precisamos fazer mapeamentos com precisão, na escala de centímetros”, diz Landim. Usando uma tecnologia de sensoriamento remoto que usa feixes de laser chamada Lidar (Light Detection and Ranging), ele verificou que, no município de Belmonte, no sul da Bahia, as áreas mais sensíveis são pouco ocupadas pelos moradores. “Praias urbanas estreitas, comprimidas entre as avenidas e o mar, tendem a desaparecer, a não ser que ganhem areia, um processo caro” (ver Pesquisa FAPESP no 338).

O avanço do mar sobre ilhas e continente está longe de ser uma possibilidade remota. Em junho, por causa da elevação do nível do mar, o governo do Panamá, na América Central, solicitou a cerca de mil moradores da ilha Gardi Sugdub, uma das 50 ocupadas pelos indígenas Guna, que se mudassem para uma cidade recém-construída no continente, com casas pré-fabricadas. De acordo com uma reportagem da CNN, as casas ainda não tinham acesso à água nem a serviços de saúde. A mudança, no entanto, é necessária. “Dentro de 40 a 80 anos – dependendo da altura das ilhas e da taxa de aumento do nível do mar –, a maioria, se não todas as ilhas habitadas da região, estará submersa”, alertou para a CNN Steven Paton, diretor do programa de monitoramento físico do Smithsonian Institution no Panamá.

A reportagem acima foi publicada com o título “As marcas das antigas marés” na edição impressa nº 342, de agosto de 2024.

Artigos científicos
ANGULO, R. J. et al. Mid-to Late Holocene sealevel changes at Abrolhos archipelago and Bank, southwestern Atlantic, Brazil. Marine Geology. v. 450, 106841. ago. 2022.
ANGULO, R. J. et al. Paleo-sea levels, Late-Holocene evolution, and a new interpretation of the boulders at the Rocas Atoll, southwestern Equatorial Atlantic. Marine Geology. v. 447, 106780. mai. 2022.
CALDAS, L. H. de O. et al. Holocene sea level history: Evidence from coastal sediments of the northern Rio Grande do Norte coast, NE Brazil. Marine Geology. v. 228, n. 1-4, p. 39-53. 30 abr. 2006.
FERREIRA JÚNIOR, A. V. et al. Beachrocks of the northeast of Brazil: Local effects of sea level fluctuations in a far-field during in Holocene. Ocean and Coastal Research. 2024, v. 72, e24022. 12 abr. 2024.
SUGUIO, K. et al. Flutuações do nível relativo do mar durante o quaternário superior ao longo do litoral brasileiro e suas implicações na sedimentação costeira. Revista Brasileira de Geociências. v. 15, n. 4, p. 273-86. ago. 1985.
TOSTE, R. et al. Dynamically downscaled coastal flooding in Brazil’s Guanabara Bay under a future climate change scenario. Natural Hazards. On-line. 26 mar. 2024.

Intemperismo e Solos

Publicado por Michele Santos Nenhum comentário em Intemperismo e Solos Geologia, Meio Ambiente

Intemperismo e Solos

 Intemperismo – A Quebra de Rochas

Na superfície da Terra, as rochas são expostas aos efeitos do clima: a alteração química e a decomposição mecânica da rocha, quando expostas ao ar, à umidade e à matéria orgânica.  O intemperismo é parte integrante do ciclo das rochas que converte esta em regolito.

Resistência física

As rochas quebram em pontos fracos quando são torcidas, espremidas ou esticadas por forças tectônicas. Tais forças formam juntas.  As rochas se ajustam à remoção das rochas sobrepostas, expandindo-as para cima.  A remoção do peso das rochas sobrepostas libera tensão na rocha enterrada e faz com que as juntas se abram ligeiramente, permitindo assim a entrada de água, ar e vida microscópica.

Crescimento de Cristal

A água que se move lentamente através de rochas fraturadas contém íons, que podem precipitar da solução para formar sais.  A força exercida pelo crescimento de cristais de sal pode ser muito grande e resultar em ruptura ou desagregação de rochas.

Sempre que as temperaturas oscilam em torno do ponto de congelamento, a água no solo congela e derrete periodicamente. À medida que a água congela para formar gelo, seu volume aumenta em cerca de 9%. Esse processo leva a um tipo muito eficaz de intemperismo físico, conhecido como cobertura de gelo. – A cunhagem de geada provavelmente é a mais eficaz em temperaturas de -5° a -15°C.

Figura 01: Bloco de gnaisse sofre ação do gelo.

Aquecimento e Arrefecimento Diários

Temperaturas de superfície de até 80°C foram medidas em rochas expostas no deserto.  Variações diárias de temperatura superiores a 40° foram registradas nas superfícies das rochas, Apesar de vários testes cuidadosos, ninguém ainda demonstrou que os ciclos diários de aquecimento e resfriamento têm efeitos físicos visíveis nas rochas.

O fogo pode ser muito eficaz na ruptura de rochas. – Como a rocha é um condutor de calor relativamente pobre, apenas uma fina camada externa se expande e se rompe como um fragmento.  Quando as plantas crescem, elas estendem suas raízes para as fendas da rocha, onde seu crescimento pode forçar a rocha a se separar.

Caminhos de intemperismo químico

No intemperismo químico, as reações químicas transformam rochas e minerais em novas combinações químicas.  Existem quatro vias químicas diferentes pelas quais o intemperismo químico ocorre: – Dissolução. – Hidrólise. – lixiviação. – Oxidação.

Dissolução

O caminho de reação mais fácil de compreender é a dissolução; isso significa que os produtos químicos nas rochas são dissolvidos na água. Halita (NaCI) é um mineral que pode ser removido completamente de uma rocha por dissolução.

Hidrólise

Qualquer reação envolvendo água que leve à decomposição de um composto é uma reação de hidrólise. – O feldspato de potássio, por exemplo, se decompõe no caulinita mineral argiloso.  A hidrólise é um dos principais processos envolvidos na decomposição química de rochas comuns.

Lixiviação

Lixiviação é a remoção contínua, por solução aquosa, de matéria solúvel da rocha ou do regolito.  As substâncias solúveis lixiviadas das rochas durante o tempo estão presentes em todas as águas superficiais e subterrâneas. – Às vezes, suas concentrações são altas o suficiente para dar à água um sabor distinto.

Oxidação

Oxidação é um processo pelo qual um íon perde um elétron. Diz-se que o estado de oxidação do íon aumenta.

Resistência Química do Ferro 

Um exemplo comum é a oxidação do ferro.  Um átomo de ferro que cedeu dois elétrons forma um íon ferroso (Fe^{2 +}).  Quando um íon ferroso é oxidado ainda mais, liberando um terceiro elétron, o resultado é um íon férrico (Fe^{3 +}). A incorporação de água em uma estrutura mineral é chamada de hidratação.  O hidróxido férrico logo se desidrata, o que significa que perderá um pouco de água; nesse caso, formará goethita (FeO.OH).

Goetita pode desidratar ainda mais para formar hematita (Fe2O3).  A intensidade das cores do hidróxido férrico, goethita e hematita, variando de amarelo amarelado a vermelho acastanhado a vermelho tijolo, pode fornecer pistas sobre quanto tempo decorreu desde o início do intemperismo e o grau ou intensidade do intemperismo.

Reações combinadas 

Quase todos os casos de intemperismo químico envolvem mais de uma via de reação.  A dissolução participa de praticamente todos os processos químicos de intemperismo e geralmente é acompanhada de hidrólise e lixiviação.

Calcita, se houver ácido carbônico, dissolve-se rapidamente na água da chuva.  Os efeitos desses processos são amplamente vistos nas paisagens distintas – incluindo cavernas, cavernas e buracos – afundados por rochas carbonáticas.

Efeitos do desgaste químico em minerais e rochas comuns 

Quando um granito se decompõe, ele o faz pelos efeitos combinados de dissolução, hidrólise e oxidação.  O feldspato, a mica e os minerais ferromagnesianos resistem aos minerais da argila e aos íons solúveis de Na^{1 +,} K^{1 +} e Mg^{2 +.}  Os grãos de quartzo, sendo relativamente inativos quimicamente, permanecem essencialmente inalterados.

 Quando o basalto se desgasta, o feldspato plagioclásio e os minerais ferromagnesianos contêm minerais argilosos e íons solúveis (Na^{1 +}, Ca^{2 +} e Mg^{2 +.}). O ferro de minerais ferromagnesianos, juntamente com o ferro de magnetita, forma goethita.

Quando o calcário, a rocha sedimentar mais comum que contém carbonato de cálcio, é atacado por dissolução e hidrólise, é prontamente dissolvido, deixando para trás apenas as impurezas quase insolúveis (principalmente argila e quartzo) que estão sempre presentes em pequenas quantidades na rocha.  Minerais como ouro, platina e diamante persistem durante o tempo.

Esfoliação e desgaste esferoidal

Durante o tempo, conchas concêntricas de rocha podem lascar do lado de fora de um afloramento ou rocha, um processo conhecido como esfoliação. A esfoliação é causada por tensões diferenciais dentro de uma rocha que resultam principalmente de intemperismo químico. O desgaste esferoidal produz, por essa decomposição progressiva, rochas arredondadas.

Área de superfície

A eficácia do intemperismo químico aumenta à medida que a área de superfície exposta ao intemperismo aumenta.  A área da superfície aumenta simplesmente da subdivisão de blocos grandes em blocos menores.  O intemperismo químico leva, portanto, a um aumento dramático na área da superfície.

Fatores que influenciam o desgaste 

Mineralogia

A resistência de um mineral de silicato ao desgaste é uma função de três coisas principais:  

• A composição química do mineral.  
• A extensão em que o silicato de tetraedro no mineral é polimerizado.
• A acidez das águas com as quais o mineral reage.

Composições químicas mais estáveis:

• Óxidos e hidróxidos férricos.
• Óxidos e hidróxidos de alumínio.
• Quartzo.
• Minerais de argila.
• Moscovita.
• Feldspato de potássio.  
• Biotita.  
• Feldspato de sódio (plagioclásio rica em albita).
• Anfibole.

Composições químicas menos estáveis:

• Piroxênio
• Feldspato de cálcio (plagioclase rica em anortita).  
• Olivina
• Calcita

 Tipo e estrutura da rocha

 As diferenças na composição e estrutura das unidades de rocha adjacentes podem levar a taxas contrastantes de intemperismo e a paisagens que refletem esse intemperismo diferencial.

Ângulo de inclinação

 Em uma encosta íngreme, produtos sólidos de intemperismo se afastam rapidamente, expondo continuamente novos leitos de rocha a ataques renovados. – Em declives suaves, os produtos de intemperismo não são facilmente lavados e em locais podem se acumular a profundidades de 50 m ou mais.

Clima

A umidade e o calor promovem reações químicas. z Portanto, o clima é mais intenso e geralmente se estende a profundidades maiores em um clima quente e úmido do que em um frio e seco. z Em terras tropicais úmidas, como a América Central e o Sudeste Asiático, efeitos óbvios do intemperismo químico podem ser vistos a profundidades de 100 m ou mais.

 Rochas como calcário e mármore são altamente suscetíveis a intempéries químicas em um clima úmido e geralmente formam paisagens baixas e suaves. – Em um clima seco, no entanto, as mesmas rochas formam falésias arrojadas porque, com pouca chuva e apenas vegetação irregular, existe pouco ácido carbônico para dissolver minerais de carbonato.

Animais escavadores 

Grandes e pequenos animais escavadores trazem partículas de rocha parcialmente deterioradas para a superfície terrestre. Embora os animais escavadores não quebrem as rochas diretamente, a quantidade de rochas desagregadas que eles movem ao longo de muitos milhões de anos deve ser enorme.

Tempo

São necessários de cem a milhares de anos para que uma rocha ígnea ou plutônica seja decomposta. Os processos de intemperismo são acelerados aumentando a temperatura e a água disponível e diminuindo o tamanho das partículas.  A taxa de intemperismo tende a diminuir com o tempo à medida que o perfil de intemperismo, ou uma casca de intemperismo, aumenta.

Solo: Origem e Classificação

Os solos são um dos recursos naturais mais importantes. Os solos apoiam as plantas que são a fonte básica de nosso alimento e fornecem alimento para animais domésticos. Os solos armazenam matéria orgânica, influenciando assim a quantidade de carbono que é ciclado na atmosfera como o dióxido de carbono, e também retêm poluentes.

Origem dos Solos

Os solos são produzidos por: – A decomposição física e química de rochas sólidas por processos de intemperismo. – A matéria orgânica derivada da decomposição de plantas e animais

Perfis do solo: 

À medida que o solo se desenvolve da superfície para baixo, forma-se uma sucessão identificável de zonas climatéricas aproximadamente horizontais, chamadas horizontes do solo.

 Os horizontes do solo constituem um perfil do solo. O horizonte mais alto pode ser um acúmulo superficial de matéria orgânica (horizonte O).  Um horizonte A pode estar sob um horizonte O ou estar diretamente abaixo da superfície.  O horizonte A é escuro devido à presença de húmus (resíduo decomposto de tecidos vegetais e animais, que é misturado com matéria mineral).

– O horizonte B é enriquecido com argila e / ou hidróxidos de ferro e alumínio produzidos pelo intemperismo de minerais no horizonte. – O horizonte C é o horizonte mais profundo e consiste em rochas em vários estágios de intemperismo.

 

Figura 02 : Horizontes dos solos

Tipos de solo

Diferentes solos resultam da influência de seis fatores formativos:

• Clima
• Cobertura vegetal
• Organismos do solo
• Composição do material pai
• Topografia
• Tempo

Solos polares

Os solos polares geralmente são secos e carecem de horizontes bem desenvolvidos. – Eles são classificados como entisóis. – Em ambientes mais úmidos de alta latitude, a vegetação de tundra semelhante a um tapete cobre o solo constantemente congelado: eles formam solos alagados e ricos em matéria orgânica, chamados histossolos. – Em locais bem drenados, os solos desenvolvem horizontes A e B reconhecíveis, chamados inceptisóis.

Solos de latitude temperada

Solos de latitude temperada: Alfissolos, característicos de florestas decíduas, possuem um horizonte B argiloso abaixo.  Espodossolos ácidos desenvolvem-se em florestas sempre frescas e úmidas. – Os prados e pradarias geralmente desenvolvem mollisols com horizontes A espessos, de cor escura e ricos em orgânicos. Solos formados em climas subtropicais úmidos, geralmente exibindo um horizonte B fortemente intemperizado, são chamados de ultissolos.

Solos do deserto

Em climas secos, onde a falta de umidade reduz a lixiviação, os carbonatos se acumulam no perfil durante o desenvolvimento de aridosóis. Em várias regiões áridas do sudoeste dos Estados Unidos, os carbonatos construíram dessa maneira uma camada sólida e quase impermeável de carbonato de cálcio esbranquiçado, conhecido como caliche.

Solos Tropicais

Em climas tropicais, os solos são oxidados em latossolos. Já os Vertissolos contêm uma alta proporção de argila.  Em regiões tropicais onde o clima é muito úmido e quente, o produto do clima profundo é chamado laterita.

Figura 03: Perfis de solos. A espessura do perfil de solo depende do clima, do tempo de formação do solo e da composição da rocha-matriz. A transição de um horizonte para outro é geralmente gradativa. (a) Perfil de solo pedalfer desenvolvido em um granito numa região de chuva intensa. Os únicos materiais da camada superior do perfil do solo são os óxidos de ferro e de alumínio e silicatos, como o quartzo e argilominerais, todos bastante insolúveis. (b) Perfil de solo laterito desenvolvido em rocha ígnea máfica numa região de clima tropical. Na camada superior, somente os precipitados mais insolúveis, como os óxidos de ferro e de alumínio, permanecem e, mais ocasionalmente, o quartzo. Todos os materiais solúveis, inclusive a sílica, que é relativamente insolúvel, são lixiviados; assim, todo o perfil de solo pode ser considerado como um horizonte A sobrepondo-se diretamente num horizonte C. (c)
Perfil de solo pedocal desenvolvido em substrato sedimentar numa região de pouca chuva. O horizonte A é lixiviado; o horizonte B é enriquecido em carbonato de cálcio precipitado
pela evaporação da água do solo.

Taxa de Formação do Solo 

No sul do Alasca, as geleiras em retirada deixam material parental não intocado.  Apesar do clima frio, dentro de alguns anos um horizonte A se desenvolve na paisagem recém-exposta e revegetada. À medida que a cobertura vegetal se torna mais densa, os ácidos carbônico e orgânico acidificam o solo e a lixiviação se torna mais eficaz.

 Após cerca de 50 anos, um horizonte B aparece e a espessura combinada dos horizontes A e B atinge cerca de 10 cm. – Nos próximos 150 anos, uma floresta madura se desenvolve na paisagem e o O Horizonte continua a engrossar (mas os horizontes A e B não aumentam em espessura).

Paleossolos

Os solos enterrados que se tornaram parte do registro estratigráfico são chamados de paleossolos.

Erosão do solo

Pode levar muito tempo para produzir um solo bem desenvolvido, mas a destruição do solo pode ocorrer rapidamente.  As taxas de erosão são determinadas por: – Topografia. – Clima. – Cobertura vegetal. – Atividade humana.

Referências Bibiográficas

EMBRAPA. Sistema Brasileiro de Classificação de Solos. Editores Humberto Gonçalves dos Santos et al. Rio de Janeiro: Embrapa Solos, 2006. 

LEPSCH, I.F. Formação e Conservação dos Solos. São Paulo: Oficina de Textos, 2002. 178p.

TOLEDO, M.C.M.; OLIVEIRA, S.M.B. de; MELFI, A.J. Cap 8 p.128-239 Da rocha ao Solo – Intemperismo e pedogênese. In: TEIXEIRA, W.; FAIRCHILD, T.R.; TOLEDO, M.C.M.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. 2ª ed. São Paulo: IBEP Editora Nacional-Conrad, 2009. 620p

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