sedimentos e rochas sedimentares

SEDIMENTOS E ROCHAS SEDIMENTARES
Organização: Prof. Vicente Caputo
INTEMPERISMO E ROCHAS SEDIMENTARES
1. INTRODUÇÃO
O ciclo sedimentar se inicia a partir da ruptura ou desagregação das rochas de uma área
fonte ou província geológica pré-existente, a qual fornece fragmentos que são eventualmente,
transportados e depositados em locais mais baixos topograficamente, constituindo os
sedimentos.
Por definição, o intemperismo encerra o conjunto de processos operantes na superfície
terrestre que ocasionam a desagregação e/ou decomposição da superfície das rochas. É em
essência uma adaptação dos minerais das rochas às condições superficiais, bastante diferentes,
daquelas em que elas se formaram.
As propriedades físicas ou mecânicas das rochas sedimentares dependem grandemente da
sua composição química, textura, estrutura, bem como de sua matriz e cimento.
As rochas suportam bem a grandes esforços compressionais, porém a pequenos tencionais.
Este conceito não é tão simples quanto parece. Por exemplo, duas rochas, com a mesma
resistência compressional, podem se comportar de modo completamente diferente quanto à
abrasão ou à tensão.
Os arenitos são menos resistentes do que os quartzitos, apesar de ambas rochas terem alto
teor de sílica. Naqueles as ligações entre os grãos de quartzo são frágeis, o que não ocorre nos
quartzitos, devido ao metamorfismo que rearranjou e interligou mais fortemente seus grãos. Um
arenito fino é mais resistente do que um grosseiro.
2. FATORES CONDICIONANTES DO INTEMPERISMO
Pelo já visto acima, o intemperismo tem maior ou menor atuação sobre as rochas da crosta,
a depender do tipo ou composição da rocha, da topografia, do clima, e do tempo geológico.
A composição química da rocha fornece suas características de resistência à abrasão,
tensão e compressão. A topografia fornece a gravidade, podendo, inclusive, modificar
localmente o clima de uma área.
O clima, por sua vez, é o resultado das variações de temperatura, umidade, do regime dos
ventos, da evaporação, da insolação, etc., fatores esses relacionados com as atividades
biológicas. Tais fatores dependem também da latitude.
Finalmente, o tempo geológico é parâmetro mais importante que a natureza dispõe para a
realização de seu constante modelamento da crosta terrestre.
3. PROCESSOS ATUANTES NO INTEMPERISMO
Diversos são os fenômenos que agem em íntima correlação para a efetivação do
intemperismo. Eles podem ser de natureza física, química ou biológica, separados ou
conjuntamente, a depender das condições climáticas e da própria rocha em si.
A ação do intemperismo, através de seus processos, é a de transformar a rocha em solo.
3.1. INTEMPERISMO FÍSICO
A desagregação ocorre na superfície da rocha, enquanto em profundidade a rocha mantémse isolada dos agentes de intemperismo.
O intemperismo físico é a desintegração das rochas da crosta terrestre pela atuação de
processos inteiramente mecânicos. É o processo predominante em regiões áridas, de precipitação
anual muito baixa, tais como desertos e zonas glaciais. Nestas regiões de condições climáticas
extremas a desagregação das rochas é controlada por variações bruscas de temperatura,
insolação, alívio de pressão, crescimento de cristais, congelamento, etc.
a) Variações de temperatura - Os mais diversos materiais submetidos a variações de
temperatura experimentam variações de diferentes intensidades, conforme seu coeficiente de
dilatação térmica. Como a maioria das rochas são constituídas por minerais com diferentes
coeficientes de dilatação (variando de mineral ou em um mesmo mineral, de acordo com a
direção dos seus eixos cristalográficos) em conseqüência da insolação diurna e resfriamento
noturno, são sujeitos a esforços intermitentes durante longo tempo. A fadiga dos minerais tornaos desagregáveis, reduzindo-os a pequenos fragmentos. A variação de temperatura produzida
pela insolação durante o dia e resfriamento durante a noite pode ser muito grande. Acresce ainda
que a superfície da Terra iluminada pelo Sol aquece 1,5 a 2,5 vezes mais que a atmosfera. Na
zona da caatinga na Bahia foram observados os seguintes dados (Leinz e Amaral).
NATUREZA
As 17 horas
As 5 horas
2
Temperatura da Atmosfera
Temperatura do Norito
(rocha preta)
Temperatura do gnaisse
(rocha clara)
36 oC
63 oC
22 oC
26 oC
55 oC
23 oC
b) Congelamento da água - O esforço causado pelo crescimento de cristais de gelo ao
longo de fendas e entre os grãos das rochas, pode também ser responsável pela desagregação
destas. Em climas polares e altas montanhas este processo ocorre em função do congelamento da
água nas fraturas das rochas, a qual exerce uma força expansiva, devido o aumento de cerca de 9
% em volume, esta força expansiva é da ordem de 2.600 kg/cm2 e se repete sazonalmente.
A tabela abaixo mostra a desintegração de três tipos comuns de rochas, submetidas a
congelamento e descongelamento sucessivos
ROCHA
ARENITO
ARENITO
CALCÁRIO
MÁRMORE
POROSIDADE (%) No DE VEZES
GRAMAS DETRITOS/M3 DE
CONGELADA/DES ROCHA LIBERADOS
CONGELADA
25
3
2,7
5
43
0,3
30
1
0,9
0,2
100
0,05
c) Cristalização de sais. Nas áreas desérticas ou semi-áridas as chuvas são esparsas e a
água infiltrada no solo dissolve material em baixo e sobe à superfície por evaporação e
capilaridade. Pode se dar a cristalização de sais onde as águas com sais dissolvidos (carbonatos,
sulfatos, cloretos e nitratos) ascendem à superfície e, eventualmente, chegam a depositá-los em
camadas superficiais.
d) Alívio de pressão - Ocorre quando as rochas, que se encontravam comprimidas a
grandes profundidades, chegam próximo à superfície trazidas pela erosão das rochas
superpostas. Esse alívio de carga ocasiona a expansão das rochas e, frequentemente, provoca
fraturas próximo a superfície, nas rochas que formam o relevo do terreno. Na construção de
túneis se observa bem este fenômeno, onde as rochas das paredes dos túneis estilhaçam
liberando lascas com grande ruído, pois as rochas em torno do túnel ficam sem sustentação. Os
poços profundos durante a perfuração tendem a desabar e fechar, por isso usa-se lama com alta
densidade para contrabalançar a tendência a desabamento e oclusão de poços.
3.2. INTEMPERISMO QUÍMICO
O intemperismo químico (decomposição química) é caracterizado pela reação química
entre os minerais constituintes das rochas com gases atmosféricos e soluções aquosas diversas,
na tentativa destes minerais se adaptarem à condições físico-químicas do ambiente em que se
encontram. O produto final destes processos é uma conseqüência do ataque químico aos
minerais da rocha fonte. Este processo é bastante acelerado nos casos em que as rochas foram
preparadas, previamente, pelo intemperismo físico, reduzindo-a a pequenos fragmentos, ou seja,
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aumentando a área superficial de contato, por volume de material, para um ataque mais efetivo
pelos agentes químicos.
Pode-se concluir que o principal agente de intemperismo químico é a água. A água
meteórica (água da chuva) pura reage muito pouco com a maioria dos minerais formadores de
rochas, exceto os minerais solúveis dos evaporitos (sais). Porém as águas tem frequentemente
seu pH diminuído (aumento de acidez) devido à dissolução de CO2 da atmosfera, formando
ácido carbônico, e, também pela presença de ácidos húmicos, resultante de processos biológicos
das plantas. Estes ácidos aumentam conseqüentemente a efetividade da água como agente de
decomposição das rochas. As águas subterrâneas possuem em média 0,1-0,5g/litro de material
dissolvido.
A efetividade do intemperismo químico é influenciada principalmente, pelo tipo de
material (rocha fonte), clima, topografia, cobertura vegetal e tempo de exposição das rochas aos
processos de intemperismo.
Considerando a natureza da rocha fonte, a depender da maior ou menor estabilidade dos
minerais às condições físico-químicas do ambiente, maior ou menor será a intensidade de
atuação dos processos de intemperismo químico.
Olivina, augita, hornblenda, ortoclásio (albita), microclina, muscovita, sílex e quartzo
(zircão, turmalina). O quartzo é o mais resistente, mas mesmo o quartzo em clima tropical úmido
sofre dissolução lenta..
Pelo visto acima, a listagem representa a série de estabilidade química de minerais segundo
GOLDICH. A olivina é o menos estável, o quartzo, o zircão e a turmalina são os mais estáveis.
Esta relação entre as séries de cristalização magmática de BOWEN e a série de estabilidade do
GOLDICH, indica que, os minerais das rochas ígneas cristalizados nos estágios finais do
resfriamento do magma, são mais estáveis nas condições superficiais do que os minerais
formados em um estágio precoce de cristalização.
O clima úmido fornece o ambiente mais propício aos processos relacionados com o
intemperismo químico, especialmente condições de umidade e calor. Ele também favorece o
desenvolvimento abundante da vegetação e, conseqüentemente, o aumento da quantidade de
ácidos húmicos de origem orgânica.
Como já foi dito, o intemperismo químico é o processo de decomposição da rocha através
de reações químicas; estas reações podem ser: oxidação, redução, hidrólise, hidratação,
decomposição por acido carbônico e dissolução.
A oxidação é um dos primeiros fenômenos de decomposição subárea. É em essência uma
reação com o oxigênio para formação de óxidos, ou com o oxigênio e a água para formação de
hidróxidos. Os elementos mais suscetíveis à oxidação são: carbono, nitrogênio, fósforo, ferro e
manganês. Assim, por exemplo, o ferro bivalente (Fe+2) passa para a forma trivalente (Fe+3)
provocando modificações na estrutura dos minerais ricos em ferro. O aparecimento nas rochas
de cores amareladas e avermelhadas é característico das reações de oxidação do ferro.
A redução é uma reação de retirada do oxigênio de uma substância pela atuação de
redutores, tais como gás sulfídrico (H2S), carbono (C) e hidrogênio (H2), produtos comuns em
ambientes de putrefação.
A hidratação é o fenômeno da incorporação da água à estrutura cristalina e hidrólise é a
reação dos minerais com a água. A hidrólise dos feldspatos é uma das reações mais importantes
no intemperismo químico, já que os feldspatos são os minerais mais abundantes nas rochas
primárias (62 % do total dos minerais na rocha, segundo Wedepohl, 1969). Por exemplo:
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2KAlSi3O8 + 9H2O + 2H+  Al2Si2O5(OH)4 + 4H2Si4 + 2K+
(Ortoclásio)
(Caulinita)
feldspato
argila
Parte do CO2 da atmosfera dissolvido na água se combina com esta formando ácido
carbônico (H2O + CO2 = H2CO3), que apesar de ser um ácido bastante fraco é, provavelmente,
o agente mais importante deste tipo de intemperismo.
Os ácidos presentes na água, tem papel importante no processo de dissolução. Assim por
exemplo, a dissolução de um calcário (CaCO3) em água pura é muito lenta, mas se esta água
possuir alguma acidez, a presença do íon H+ facilita a dissolução do calcário.
3.3. INTEMPERISMO BIOLÓGICO
São os processos de decomposição e desagregação de rochas relacionadas à atividade de
organismos vivos. Geralmente atua aumentando a efetividade dos processos químicos e físicos.
Exemplos: atuação de raízes e escavação de animais tipo minhocas; a segregação de gás
carbônico, nitratos e ácidos orgânicos como produtos finais do metabolismo de organismos, etc.
Os fatores que controlam a atuação destes processos estão também relacionados aos que
determinam o desenvolvimento de organismos vivos (clima, nutrientes, iluminação, etc.).
4. ESTÁGIOS DA EVOLUÇÃO INTEMPÉRICA DE UMA ROCHA
Para exemplificarmos melhor a evolução do intemperismo na superfície da crosta terrestre
tomemos, por exemplo, uma rocha granítica, composta principalmente de quartzo, feldspatos e
mica.
O primeiro estágio de alteração é caracterizado pelo ataque químico aos feldspatos e
micas. Inicialmente eles perdem seus brilhos característicos e, tornam-se baços. A textura da
superfície da rocha ainda permanece a mesma, inalterada.
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No segundo estágio, os minerais da superfície das rochas são totalmente decompostos mas
percebe-se, ainda, a textura original da rocha. No último estágio a rocha encontra-se totalmente
decomposta, não mais se percebendo sua textura original no solo (= regolito = manto do
intemperismo). Nas áreas onde não ocorrem freqüentes deslizamentos, a passagem de um
estágio a outro é transicional, gradual.
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As micas e os feldspatos se decompõem em argilas, enquanto que os quartzos, que são os
minerais mais resistentes ao ataque químico e à abrasão, formam a fração mais grosseira,
insolúvel que são os grãos de areia.
É também característico nos processos de intemperismo, em climas tropicais, a formação
de hidróxidos de alumínio e ferro. Este processo é denominado de laterização. Caracteriza-se
por uma intensa lixiviação, devido a alta pluviosidade, permanecendo no final no subsolo apenas
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um resíduo dos produtos de menor solubilidade, como o ferro e o alumínio na forma de
hidróxidos. Ao produto final da laterização dá-se o nome de laterita, e, no caso de ocorrer o
predomínio de alumínio o produto recebe o nome de bauxita. A bauxita é o minério de alumínio
utilizado para a obtenção do metal alumínio.
FORMAÇÃO DO SOLO
As rochas raramente são encontradas aflorando na superfície, quase sempre são
encontradas cobertas por um manto de espessura variável de material solto, incoerente.
SOLO é o produto final do intemperismo das rochas, caso as condições físicas, químicas e
biológicas permitam o desenvolvimento de vida vegetal, também denominado### regolito ou
manto de intemperismo. Em climas frios e secos os solos são pouco espessos e em climas
quentes e úmidos o intemperismo alcança considerável profundidade.
Fatores que atuam na formação do solo:
1. Clima: diferentes rochas podem produzir o mesmo solo, dependendo do clima. A mesma
rocha original pode produzir solos diferentes, em climas diferentes.
2. Tipo de Rocha: ricas em solúveis, pobres, etc.
3. Vegetação: cobertura, proteção contra a erosão, fornecimento de ácidos húmicos, facilita a
infiltração de água.
4. Relevo: inclinado, dificulta a penetração de água e facilita a solifluxão e destruição do solo.
5. Tempo: é necessário muito tempo (milhares de anos) para evolução do solo.
Classificação Climática dos Solos
Solos Pedalféricos
Latossolos ou laterita (trópicos)
(Regiões úmidas)
Podzol (Zona Temperada)
precipitação >### 635 mm/ano
Tundra (Z. Ártica)
Solos Pedocálicos
Tchernoziem (Terra Preta) = 300-630 mm/ano, Zona fria
(Regiões Áridas)
Castanho-Marrom= 250-350 mm/ano, quente
precipitação### < 635 mm/ano
Desérticos e Salinos = ###250 mm/ano, quente
Perfil do Solo
O solo apresenta horizontes ou níveis com espessuras variáveis, podendo estar ausentes,
designados pelas letras de A a D.
A - sujeito à ação direta da atmosfera, geralmente fofo, intensamente alterado e contendo a vida
bacteriana. Contém húmus (minerais e matéria vegetal e bacteriana) na parte superior. Intensa
lixiviação dos compostos solúveis.
B - argilas, carbonatos e hidróxidos lixiviados (dissolvidos) do horizonte A.
C - rocha parcialmente decomposta com blocos de rocha inalterada pouco alterada.
D - rocha inalterada.
A figura abaixo mostra a evolução dos solos em climas diferentes.
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Conclui-se que a atuação dos processos meteóricos causam a desagregação e a
decomposição da superfície das rochas; fornecem uma fração grosseira (grãos) que vai
constituir os conglomerados e arenitos, uma fração fina (silte e argila) e também uma fração
em solução (íons). Estes produtos do intemperismo posteriormente podem ser transportados
pelas águas pluviais, fluviais, ventos, gravidade, etc., e finalmente depositar, quando o agente
transportador perde ou diminui sua energia
Ao somatório do intemperismo mais o transporte chamamos de erosão. Erosão é o
conjunto de processos mecânicos e ou químicos de remoção dos materiais desagregados da
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superfície das rochas pelo intemperismo. A erosão se manifesta principalmente pela atuação da
gravidade. A gravidade é responsável diretamente pelo escorregamento das partículas nas
encostas ou, indiretamente, movendo a água ou gelo que vão remover e transportar os
fragmentos de rochas.
Agentes erosivos e transportadores são: Mar, água, gelo e vento e substâncias dissolvidas
quimicamente precipitadas nos oceanos, lagos, rios.
SEDIMENTOLOGIA
Sedimentologia é o estudo dos processos e mecanismos de sedimentação. É o estudo da
sedimentação.
Sedimentos incluem material sólido fisicamente depositado pela gravidade, vento e gelo
O transporte e a deposição são basicamente controlados pelas leis da hidrodinâmica.
Fluidos são materiais que não oferecem resistência ao cisalhamento. Os fluidos que nos
interessam são a água e o ar. Os fluidos entretanto resistem ao fluxo. Essa resistência é a
viscosidade. Os fluidos também têm densidade e se movem em função da gravidade.
A viscosidade e a densidade dependem da composição química e temperatura.
Existem dois tipos de fluxo: o laminar, mais raro, e o turbulento, mais comum
Variáveis importantes no transporte são o tamanho do grão, velocidade da corrente e
profundidade da água.
O número de Reynolds que relaciona esses parâmetros é dado pela fórmula:
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= Viscosidade do fluido
V = Velocidade do fluido
S = Diâmetro da seção
d = Densidade do fluido
Re é um número adimensional que distingue o fluxo laminar do turbulento
< 500  Fluxo Laminar
500 - 2000 - Transição
> 2000 - turbulento
Re é a razão entre a força impulsora e a retardadora do
fluido
Regime de fluxo. O fluxo em canais aluviais pode ser classificado em regime de fluxo
Superior e Inferior com uma transição entre ambos.
O número de Froude é aplicável quando o fluxo tem uma superfície livre, como, por
exemplo, um rio.
Fr =
V
Pg
V = Velocidade
P = Profundidade
g = Aceleração da gravidade
REGIME DE FLUXO INFERIOR: Neste regime, a resistência ao fluxo é grande e o
transporte de sedimento pequeno. As ondulações da superfície d'água estão fora de fase com fase
com a ondulação do leito (superfície do fundo). As formas de leito são: microondulações,
megaondulações ou uma combinação de ambas. O número de Froude Fr é menor do que a
unidade.
REGIME DE TRANSIÇÃO: A configuração das formas de leito é errática entre
megaondulações e camadas planas. O Fr é cerca de 1.
REGIME DE FLUXO SUPERIOR: A resistência ao fluxo é pequena e o transporte de
sedimentos é grande. Formam-se camadas planas e antidunas. As ondulações da superfície da
água estão em fase com as ondulações do leito. O Fr é maior do que 1.
O movimento dos fluidos produz formas de leito que estão em fase com as ondulações da
superfície da água. Em função das formas de leito pode-se interpretar o ambiente de deposição.
Uma seqüência ideal seria
MACROONDULAÇÕES
REGIME DE FLUXO INFERIOR
MICROONDULAÇÕES
CAMADAS PLANAS (SEM MOVIMENTO)
REGIME DE FLUXO SUPERIOR
ANTIDUNAS
CAMADAS PLANAS (MUITO MOVIMENTO)
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5. TRANSPORTE. É a capacidade do agente manter os materiais em movimento. Para
analisarmos a remoção e transporte dos produtos do intemperismo, devemos considerar a
existência de três frações liberadas pelo intemperismo da rocha fonte:
Transporte físico ou mecânico
Transporte químico
Arrasto (tração/deslizamento)
Saltação
Suspensão
Solução verdadeira
Gel - Soluções coloidais
O material mobilizado em solução ou
suspensão, pressupõe a água como agente
de intemperismo e transporte. Embora os
processos gravitacionais aquosos também
predominem no transporte da fração
grosseira, esta também tem como meio de
transporte, a energia dos ventos ou ação de
geleiras.
Fig. Rios são o principal agente de
transporte de sedimentos nos continentes.
Relacionamento do tamanho do grão da
carga do rio com a velocidade na secção
do canal meandrante. O sedimento mais
grosseiro é associado com a zona de
velocidade mais alta na parte externa da
curva adjacente ao barranco, mas
também no centro do canal entre os dois
meandros. Os sedimentos mais finos são
associados com a velocidade mais baixa
no lado interno da curva do meandro,
oposto ao barranco. No lado interno
formam-se depósitos de praia de rio,
chamadas barras em pontal (point bar
deposits).
A energia, ou competência, e o poder
de seleção do meio transportador são características importantes na condução dos sedimentos.
De um modo geral a seleção (separação por tamanho) observada nos sedimentos, se inicia
quando o agente transportador perde competência para suportar em suspensão um determinado
tamanho de grão, sendo forçado a deixá-los cair (deposita-o) no fundo do rio, do mar, etc.
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Este processo de seleção granulométrica é função de vários fatores, entre eles:
do tipo de agente transportador (água, vento, gelo);
das variações climáticas da área (para um mesmo tipo de agente a intensidade de sua
atuação varia se for época de chuvas ou de seca);
do tipo da área (em uma mesma área podem ocorrer vários tipos de agentes de
transporte); e,
da localização da área (os agentes têm locais preferenciais de maior e menor energia. Ver
a figura a acima do rio).
Uma feição característica das rochas sedimentares é a estratificação, conseqüência dos
processos envolvidos na sua formação. Estratificação é a disposição em estratos ou camadas. A
estratificação pode ser plano paralela (horizontal) ou cruzada. A configuração destes estratos ou
camadas, que podem variar muito em espessura, é conseqüência da:
Variação da competência do agente transportador (o que acarreta diferenças
granulométricas);
Provisão ou quantidade do material sedimentar intemperizado a ser transportado;
Capacidade de solubilidade do meio ou agente transportador.
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Nas regiões elevadas topograficamente, embora a concentração de água seja menor, as
encostas são íngremes com material permanentemente sendo decomposto pelo intemperismo e,
portanto, sendo removido rapidamente. Com um gradiente elevado e com bastante material
disponível, torna-se possível o transporte de fragmentos mais grosseiros. A medida que a
encosta vai se suavizando, há uma queda de energia do agente transportador (gravidade ou água
de um rio), e ele não é mais capaz de transportar as partículas maiores ou mais densas. Assim
próximo da origem (ou fonte) do rio material a ser transportado temos os seixos e cascalhos (1),
em seguida as areias (2), depois o silte (3) e finalmente as argilas (4).
DIAGRAMA DE HJULSTRÖM. Este diagrama relaciona o diâmetro da partícula e
velocidade para mostrar campos da erosão, transporte e deposição. Observa-se que siltito e
argila resistem mais ao movimento do que areia, devido a forças coesivas do material.
Fig. Conforme a velocidade da
corrente e do tamanho dos grãos pode
ocorrer erosão, transporte ou deposição. Por
exemplo,
quando
a
corrente
está
depositando determinado tamanho de grão,
ela pode estar transportando grãos menores.
No caso de uma bacia hidrográfica os
sedimentos que atingem os oceanos são
predominantemente os de granulometria média
e fina. As argilas, por exemplo, podem ser
carregadas em suspensão a grandes distâncias
oceano adentro, vindo a se depositar em
grandes profundidades (na plataforma e talude
e menos na planície abissal).
As características vistas acima são pontos a serem considerados no transporte mecânico de
sedimentos. Entretanto, há também a considerar as substâncias removidas em solução, isto é,
que estão sujeitas ao transporte químico.
A água meteórica ou água de precipitação, se infiltra (fenômeno da percolação) no regolito
e em algumas rochas sedimentares porosas. Desta forma os interstícios do regolito ou da rocha
estão saturados de água, desde o substrato impermeável até a superfície piezométrica, ou nível
freático da área; distingue-se assim:
Zona de saturação: abaixo da superfície piezométrica.
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Zona de aeração: acima da superfície piezométrica.
A água de subsuperfície retira íons e moléculas das substâncias sólidas e gasosas pelo
processo de dissolução e, ao percolar chão adentro, carrega consigo as substâncias dissolvidas
(dissolução + carreamento = lixiviação). Como há substâncias mais e menos solúveis, o
fenômeno de lixiviação também é seletivo, deixando o material residual enriquecido em
substâncias insolúveis.
Na laterização há uma concentração maior de hidróxidos de alumínio e de ferro e remoção
dos mais solúveis. Laterita é um material muito rico em ferro residual que capeia chapadas em
locais de alta pluviosidade.
A mobilidade relativa dos óxidos dos principais elementos químicos das rochas decresce a
partir do cálcio e sódio para magnésio, potássio e alumínio. Por isso as rochas submetidas a
processos de intemperismo químico tendem a perder principalmente esses elementos o mostram
um relativo enriquecimento nas proporções de óxidos de ferro, alumínio e silício.
Quando o material solubilizado atinge um sítio deposicional (bacia), podo ocorrer por
evaporação, um aumento de sua concentração a um nível de saturação e então acontecerá uma
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precipitação química, dando origem aos sedimentos químicos, principalmente do tipo
evaporítico. A precipitação também obedece uma ordem de solubilização.
Carbonatos
(menor)
-
sulfatos

Solubilidade
cloretos
(maior)
Alguns produtos em solução podem ser retirados através da atividade biológica, como é o
caso dos carbonatos que são extraídos pelos organismos da água para construir esqueletos,
carapaças, conchas, testas de foraminíferos etc. Com a morte do organismo esse material se
acumula, formando rochas de origem bioquímica.
Pelo exposto, podem ocorrer na crosta três grupos distintos de sedimentos: terrígenos,
químicos e um terceiro constituído dos sedimentos bioquímicos, ou seja, aqueles (gerados pela
atividade biológica (deposição de carapaças e conchas de animais, por exemplo, construídas a
partir de substâncias dissolvidas na água).
Resumindo:
O intemperismo atua em todas as rochas expostas à atmosfera, produzindo um material
desagregado e decomposto (solo, regolito ou manto de intemperismo) que eventualmente é
erodido e transportado (sedimentos mobilizados).
Os sedimentos transportados são depositados tão logo o agente de transporte perca sua
energia. Posteriormente, estes sedimentos depositados, sofrem processos de compactação e
cimentação (denominados processos diagenéticos), vindo a constituir uma rocha sedimentar.
Movimentos crustais podem elevar essas rochas acima do nível de erosão reiniciando o ciclo.
Temos assim uma cadeia de transformação:
DIAGÊNESE
A diagênese é um conjunto de processos ou transformações químicas, físicas e biológicas
que ocorrem em um material sedimentar após a sua deposição, em condições de baixa pressão e
temperatura.
Os sedimentos recém formados são moles e incoerentes como a areia de uma praia ou a
argila de um manguezal. Com o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto,
especialmente em zonas em que a crosta está sofrendo um afundamento lento (subsidência),
novas camadas de sedimentos vão se acumulando sobre as mais antigas e assim vão se criando
espessas formações de sedimentos que podem atingir centenas e até milhares de metros de
espessura.
Sob o efeito do peso das novas camadas, a água é expulsa dos poros e interstícios dos
sedimentos, sendo que os mais antigos vão endurecendo, sofrem a litificação, até
transformarem-se em rochas sedimentares duras.
Este fenômeno de litificação ou diagênese se processa de várias maneiras. Os sedimentos
argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou seja, as partículas de argila que no
início da sedimentação se dispõem segundo uma estrutura cheia de poros preenchidos com água,
sob a ação do peso das camadas superiores são compactadas; umas contra as outras, de modo a
formarem uma rocha dura como o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente
pela introdução de substâncias cimentantes como carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc.
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Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos de cristalização
que dão origem a rochas muito duras. O campo da diagênese é mostrado na figura abaixo.
CONSOLIDAÇÃO DOS SEDIMENTOS
Como foi visto, após a sedimentação os sedimentos passam a sofrer processos de
litificação ou diagênese. Os mais importantes são os seguintes:
1. Compactação. Redução volumétrica, causada principalmente pelo peso das camadas
superpostas, é relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líquidos, aumento do
contato entre as partículas, esmagamento da matriz e aumento da densidade da rocha. É o
fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos. O contato entre os grão passa de tangencial
para côncavo-convexo e finalmente suturado.
2. Cimentação. Deposição de precipitados minerais nos interstícios do sedimento
produzindo a colagern das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos
sedimentos grosseiros e arenosos. Cimento de carbonato de cálcio e sílica são os mais comuns.
3. Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de crescimento
dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de cristais
maiores. É um fenômeno mais comum nos sedimentos químicos.
4. Autigênese. Alteração de um mineral para formar outro mineral, que pode ou não atuar
como um cimento. Crescimento secundário (= intercrescimento) de quartzo sobre grãos de
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quartzo é um exemplo. Mineral autigênico é formado de minerais e íons existentes nos
sedimentos acumulados. Feldspato autigênico pode se formar em arenitos.
5. Dissolução diferencial. Dissolução de minerais menos estáveis em uma assembléia de
minerais deixando uma cavidade. Essas cavidades podem ser preenchidas por outros minerais ou
grãos. Por exemplo, uma concha carbonática de um molusco é dissolvida e a sua cavidade é
preenchida por argila, deixando um molde de um fóssil.
6. Substituição ou metassomatismo. Cristalização de um novo mineral no corpo de um
mineral ou agregado de minerais pré-existentes. As texturas e estruturas originais geralmente
podem ficar bem preservadas. A calcita é substituída pela dolomita ou sílica.
7. Inversão. Substituição de um mineral por seu polimorfo (um mineral tendo a mesma
composição química mas diferente forma cristalina), comumente acompanhada por
recristalização. A aragonita das conchas de moluscos transforma-se em calcita.
8. Bioturbação. Animais escavadores e que se alimentam de matéria orgânica destroem
parcial ou totalmente a estratificação e oxidam a matéria orgânica usada como alimento.
Processos Biológicos
Reações químicas (bioquímicas) que ocorrem dentro da matéria orgânica depositada junto
com outros tipos de sedimentos.
19
1) Hulheização (Carbonificação). Formação do carvão = transformação da matéria
orgânica vegetal (celulose), pela eliminação da H2O, H e O e a concentração de carbono.
Evolução da matéria vegetal em ambientes redutores apropriados.
Madeira  Turfa ### linhito ### hulha ### antracito (série do carvão)
2) Hidrocarbonetos. Formação do petróleo e gás natural. Transformação da matéria
orgânica planctônica dos mares e lagos, acumulada em ambiente redutor no fundo, junto com
sedimentos terrígenos finos.
Diactomáceas = sapropel (ação de bactérias anaeróbicas primeiro e ação da pressão e
temperatura depois)= gera petróleo.
ROCHAS SEDIMENTARES
Rochas sedimentares são extremamente variadas, diferindo amplamente em textura, cor e
composição. Quase todas são feitas de material que foi movido do lugar de origem para o novo
sítio de deposição. A distância deslocada pode alcançar poucos centímetros ou milhares de
quilômetros. Uma característica dessas rochas é que a maioria apresenta estratificação, daí o
nome de rochas estratificadas. Lama ou areia inconsolidadas são referidas como sedimentos,
enquanto os materiais consolidados são chamados de rochas sedimentares. Rochas formadas de
grãos ou partículas são chamadas de rochas clásticas. Outras rochas sedimentares são de origem
química ou orgânica. Muitas dessas rochas podem conter fósseis que são restos de organismos.
CLASSIFICAÇÃO DOS SEDIMENTOS
Quanto ao tamanho das partículas
Os sedimentos são classificados também em função de sua granulometria ou tamanho
dos grãos. Para isto existem várias classificações e uma das mais usadas, por ser bastante
representativa é a de Wentworth-Udden. É uma escala granulométrica com razão 2 entre as
classes sucessivas.
20
Diâmetro (mm)
>256
256  128
128  64
64  32
32  16
16  8
8  4
4  2
2  1
1  1/2
1/1  1/4
1/4  1/8
1/8  1/16
1/16  1/32
1/32  1/64
1/64  1/128
1/128  1/256
1/256  1/512
1/512  1/1024
1/1024  1/2048
A separação de grãos em
histogramas dos sedimentos.
Nome
Rocha
Carbonato
Matacão
Conglomerado
Calcirudito
Bloco Grosso
"
"
Bloco
"
"
Seixo Muito Grosso "
"
Seixo Grosso
"
"
Seixo Médio
"
"
Seixo Fino
"
"
grânulo
"
"
Areia Muito Grossa Arenito
Calcarenito
Areia Grossa
"
"
Areia Média
"
"
Areia Fina
"
"
Areia Muito Fina
"
"
Silte Grosso
Siltito
Calcisiltito
Silte Médio
"
"
Silte Fino
"
"
Silte Muito Fino
"
"
Argila Grossa
Argilito, Folhelho Calcilutito
Argila Média
"
"
Argila Fina
"
'
classes permite construir curvas granulométricas acumulativas e
21
MORFOLOGIA DAS PARTÍCULAS SEDIMENTARES - TEXTURA
O estudo das partículas envolve:
a) Forma dos grãos - A forma dos grãos é geralmente expressa em termos geométricos.
As formas mais comuns são: prismáticas, esféricas, tabulares, lamelares e elipsoidais.
b) Arredondamento - O arredondamento significa a agudeza dos ângulos e arestas de um
fragmento ou partícula clástica. O arredondamento é geralmente expresso como angular,
subangular, subarredondado e arredondado.
c) Esfericidade - A esfericidado significa a relação entre a forma de um grão e a esfera
circunscrita a esse grão.
d) Textura - A textura refere-se às características das partículas sedimentares e as relações
que guardam entre si. Considera o tamanho, a forma e o arranjo dos elementos que compõem
uma rocha sedimentar. Essas propriedades são geométricas, enquanto que, a granulometria e o
arredondamento são propriedades descritivas da textura.
e) Estrutura - Ao contrário da textura, a estrutura trata das feições mais amplas das
rochas sedimentares e é melhor observada em afloramentos, no campo. Estratificação cruzada é
um exemplo de estrutura sedimentar.
f) Fábrica - É a orientação ou falta de orientação dos constituintes de uma rocha
sedimentar. Ex.: os folhelhos possuem fábrica heterogênea, pois são formados de partículas
alinhadas, enquanto que os arenitos maciços possuem fábrica homogênea, pois são uniformes.
g) Empacotamento - É a maneira pela qual os grãos se "arranjam" ou se empacotam
dentro de uma rocha. Se tomarmos, por exemplo várias esferas iguais e tentarmos arranjá-las de
22
várias maneiras possíveis, chegaremos a conclusão que o empacotamento cúbico será o mais
aberto e o empacotamento romboédrico será o mais fechado.
h) Seleção - Um parâmetro interessante é o grau de seleção ou uniformidade de uma rocha
clástica. É dado pela predominância de uma ou mais classes granulométricas. Um sedimento
bem selecionado apresenta predominância de uma classe granulométrica e sedimento mal
selecionado mostra composto por duas ou mais classes granulométricas. Um sedimento que é
composto por seixos, areia grossa e areia fina é muito mal selecionado. Seleção pode ser
definida de várias maneiras. Pode ser feita uma medida de tamanho de grãos com peneiras.
Depois, realizam-se cálculos estatísticos usando o conceito de Desvio Padrão. A figura mostra
os valores limites para cada classe. Seleção e o resultado de um processo dinâmico pelo qual
partículas sedimentares, tendo algumas características particulares (tamanho, forma ou
densidade) são naturalmente separadas das demais pelo agente transportador. O resultado da
seleção está no grau de similaridade das partículas de um sedimento.
23
TEXTURA SUPERFICIAL DAS PARTÍCULAS
1. Desgastada por abrasão (fragmentada)
2. Lobada (com cantos arredondados)
3. Corroída (houve perda por corrosão ou ataque químico)
4. Lisa (sem marcas pronunciadas)
5. Facetada (com planos de cristal)
6. Fosca (ação de impacto pelo vento)
ORIENTAÇÃO DA PARTÍCULA
1. Orientação do grão
2. Orientação da matriz
ESTRUTURAS SEDIMENTARES
Conceito: São configurações ou feições observadas na rocha sedimentar produzidas por
processos físicos, químicos ou biológicos durante ou após o processo deposicional no ambiente
sedimentar.
Processos físicos
Meio de deposição (viscosidade)
Energia das correntes e ondas
Profundidade da água
Processos
Químicos
Concreções calcárias
Concreções silicosas
Processos
biológicos
Atividade de organismos
Preservação de fósseis
O estudo das estruturas sedimentares permite deduzir as condições hidrodinâmicas e físicoquímicas (ambiente) da sedimentação e também da diagênese.
ESTRUTURAS
CLASSIFICAÇÃO DAS ESTRUTURAS EM RELAÇÃO A DIAGÊNESE
PRIMÁRIAS
(SINGENÉTICAS)
Processos formadores logo durante a sedimentação
Ex. Estratificação cruzada, marcas onduladas
SECUNDÁRIAS
(EPIGENÉTICAS)
Processos formadores após a sedimentação
EX. Concreção.
24
CAMADA é a menor unidade visível e discernível de um pacote de sedimentos depositado
num determinado período de tempo e sob as mesmas condições deposicionais.
CAMADA
Leito ou estrato > 1cm
Lâmina <1cm
a) Estratificação
Forma-se devido:
Mudança na granulometria do material depositado
Mudança na composição do material deformado
Mudança na morfometria dos grãos
TIPOS
Horizontal (Paralela), Cruzada, Ondulada e Gradacional
Acamamento fino  Sedimentação lenta (Baixa energia do ambiente)
Acamamento espesso  Sedimentação rápida (Alta energia do ambiente)
Tipos de Estratificação cruzada
Tabular ou planar, acanalada e espinha de peixe(herringbone), conforme figura abaixo
25
b)
Marcas ondulares. Simétrica e Assimétrica. Se formam pela ação da água corrente ou
oscilação de ondas.
26
c) Gretas de contração
Lamas argilosas e calcárias desenvolvem fendas de contração quando se ressecam, sob a
ação do calor do sol, formando uma rede de placas poligonais. Camadas de areia depositadas
acima, penetram entre as fraturas e formam moldes desse sistema poligonal. Essas feições
encontradas nos sedimentos indicam que houve exposição subaérea durante a sedimentação e
indica também se as camadas estão na sua ordem natural de exposição ou invertidas. Caso as
camadas estivessem invertidas a areia em um nível inferior preencheriam as fendas de baixo
para cima.
27
d) Corte e preenchimento (uma feição erodida preenchida). São denominadas feições
acanaladas, indicam o topo e a base das camadas e as vezes a presença de discordâncias.
28
e) Deformação convoluta ocorre no
estágio plástico quando o sedimento mostra
alguma coesão e o meio ambiente apresenta
alguma instabilidade. As camadas se
deformam e as camadas superiores
mostram novamente estratificação planoparalela.
f)
Brecha
Intraformacional.
Fragmentos angulosos da parte inferior da
própria unidade. A sedimentação retoma às
condições normais anteriores a perturbação
do ambiente de sedimentação.
g) Bioturbação. São feições provocadas
pela atividade de organismos. Os organismos
destroem total ou parcialmente as feições de
sedimentação, como a estratificação. As
perturbações podem ser no interior da camada
ou em sua superfície.
29
h) Concreções. Concreções são massas
geralmente nodulares ou esféricas(desde
centímetro a metro de diâmetro) de
substâncias químicas e mineral diferente
agregadas nos poros de um sedimento
clástico, frequentemente em torno de um
núcleo.
As
concreções
comumente
apresentam
estrutura
concêntrica
(crescimento por deposição de películas
sucessivas) e os nódulos têm forma mais
irregular. É um processo de formação
diagenético de concentração química em
determinados pontos ou níveis. Existem
concreções de sílex, calcário, ferrosiderita
etc.
A: Concreção silicosa (calcedônia)
esférica em calcário oolítico. Notar a
continuidade da estratificação do calcário
dentro da estratificação. A natureza oolítica
dentro do calcário também continua dentro da
concreção como mostraram os resultados de
exame microscópio.
B: Concreções calcárias botroidais seguindo aproximadamente as estratificações do arenito
30
31
PROPRIEDADE DOS AGREGADOS SEDIMENTARES
POROSIDADE
Ao contrário das rochas ígneas nas quais a porosidade é mínima, as rochas sedimentares
clásticas, possuem porosidade geralmente moderada a alta. Entende-se por porosidade a
percentagem de espaços vazios de uma rocha quando comparada com seu volume total.
32
É uma propriedade muito importante das rochas sedimentares e é o caminho natural por
onde se movimentam os fluidos contidos nas rochas. Fluidos como água subterrânea, gás e
petróleo podem transitar e ser armazenados nos poros das rochas sedimentares.
A porosidade nas rochas sedimentares é uma função da forma das partículas, do
empacotamento e da seleção.
O empacotamento cúbico ideal, proporciona uma porosidade matemática de cerca de
47,64% e o empacotamento romboédrico ideal, proporciona uma porosidade de ordem de
25,95%.
A porosidade absoluta ou total é a percentagem de espaços vazios contidos na rocha.
Porosidade efetiva é a percentagem de espaços vazios interconectados, contidos na rocha.
=
Vv VT  VS
VV


VT
VT
V V V
VS = Volume dos Sólidos
S
A porosidade pode ser medida por vários métodos. Macroscopicamente ou com uma lupa
binocular através de estimativa visual ou por comparação e microscopicamente também através
de estimativa visual ou por comparação. Medidas mais precisas são realizadas através de
análises petrofísicas em aparelhos chamados porosímetros. Através de perfis elétricos tais como
perfil sônico, perfil neutrônico e de densidade obtém-se valores de porosidade bastante preciso.
Classificação da porosidade
a) quanto a sua efetividade
0 - 5%
5 - 10%
10 - 15%
15 - 20%
20 - 25%
>25%
Insignificante
pobre
Regular
Boa
Muito Boa
Excelente
b) quanto ao tipo
33
Classificação dos diferentes tipos de porosidade encontrada em sedimentos
Tempo de formação
Tipo
Origem
Intergranular ou interpartícula Sedimentação
Primária ou Deposicional
Intragranular ou intrapartícula
Intercristalina
Cimentação
Fenestral (janela)
Secundária ou
Vugular
Dissolução
pós-deposicional
Móldica
Fratura
Tectônica, Compactação
Desidratação, diagênese
c) quanto ao tamanho do poro
megaporo > 4mm
mesoporo 4 a 1/16mm
microporo < 1/16
d) quanto a origem
pré-deposicional
sin-deposicional
pós-deposicional
Fatores que influenciam a porosidade.
a) Seleção das partículas (muito importante).
Quanto melhor a seleção das partículas maior será a porosidade. Exemplo. Arenitos provenientes de
dunas eólicas.
b) Tamanho das partículas
Quanto menor a granulometria, maior a porosidade.
c) Forma das partículas
Quanto maior o arredondamento, menor a porosidade.
d) Empacotamento (arranjo) das partículas
Arranjo cúbico (47,6%) e arranjo ortorrômbico (26%).
e) Compactação
34
A compactação reduz a porosidade, pois realiza-se a compactação em detrimento da porosidade.
f) Cimentação
A cimentação acarreta a redução da porosidade.
g) Dissolução
A dissolução pode ocorrer nos minerais do material depositado ou no cimento autígênico
formado posteriormente à deposição. Minerais que substituíram minerais pré-existentes também
são passíveis de dissolução. A dissolução aumenta a porosidade que passa a ser chamada de
secundária.
J) Permeabilidade
É a propriedade de um meio poroso permitir a passagem de fluidos através dele sem se deformar
estruturalmente ou ocasionar deslocamento relativo das suas partes. E' normalmente, expressa
em Darcys (D) ou milidarcys (md).
Uma rocha tem permeabilidade de 1 Darcy quando transmite um fluído de 1 cp (centipoise) de
viscosidade através de uma seção de 1 cm2 à vazão de 1 cm3 por segundo sob um gradiente
de pressão de uma atmosfera por cm2.
K
Q.  . L
P
K = 1 Darcy quando:
Q = 1 cm3/seg
= 1 Cp (Centipoisy)
A = 1 cm2
L = 1 cm
P = 1 Atm
35
A permeabilidade é determinada com aparelhos denominados PERMEABILÍMETROS.
Faz-se passar pela amostra da rocha (plug) um fluxo de ar cuja vazão Q é medida e a
viscosidade () conhecida. Os manômetros fornecem a diferencial de pressão (P). A área (A) e
o comprimento (L) são conhecidos.
Ao contrário da porosidade, a permeabilidade é grandemente influenciada pelo tamanho
das partículas. Os sedimentos grosseiros possuem permeabilidades mais altas que os sedimentos
mais finos.
A permeabilidade é uma função do também da forma das partículas, da seleção, da fábrica
e do empacotamento.
A permeabilidade decresce a medida que a seleção do sedimento diminui (aumento da
heterogeneidade do tamanho dos grãos). Assim, areias finas, porém bem selecionadas, podem ter
permeabilidade igual ou maior do que areias mais grosseiras, porem mal selecionadas.
Na produção do petróleo, é a porosidade efetiva que ira determinar o cálculo do volume
das reservas, mas, é a permeabilidade que irá determinar quanto desse óleo será extraído, isto é,
recuperado.
Paralelamente aos planos de estratificação há uma maior permeabilidade devido à presença
de minerais lamelares que inibem o fluxo perpendicular à estratificação.
As variações internas de permeabilidade dependem do sistema deposicional, estágio
diagenético (cimento, minerais de argila, dissolução etc). O estudo desses elementos são
fundamentais na definição das barreiras de permeabilidade e de permeabilidade direcional. Uma
rocha não porosa é impermeável e uma rocha altamente porosa não é necessariamente
permeável, se a rocha não tiver os poros interconectados. Exemplo: as argilas são porosas, mas
bastante impermeáveis.
Escala de Permeabilidade
Baixa
1 mD
1 - 10 mD
Regular
10 - I00 mD
Boa
100 - 1000 mD
Muito Boa
Excelente
1000 ou 1 Darcy
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES
As rochas sedimentares podem ser classificadas quanto a natureza, tamanho dos grãos e
constituição.
4. 1. QUANTO A NATUREZA
Os sedimentos ou rochas sedimentares consistem fundamentalmente de três componentes,
que podem aparecer, misturados ou não, em várias proporções.
Terrígenos - São os componentes de uma rocha derivados pela erosão em áreas fora da
bacia de deposição e transportadas para dentro da bacia como material terrígeno ou detrítico.
EX.: quartzo, feldspato, argila e outros minerais.
Aloquímicos - Componentes resultantes da atividade vital. São os componentes que se
originaram dentro da bacia de deposição mas que sofreram pouco ou nenhum transporte dentro
36
dessa mesma bacia, Ex.: fragmentos de conchas. As conchas foram quebradas e pouco movidas
da sua posição original.
Ortoquímicos - São os componentes químicos formados ou quimicamente precipitados
dentro da bacia sem evidências de transporte. Ex.: Os cimentos de sílica e calcita dos arenitos.
Terrígenos, Detríticos ou clásticos Exógenos
Componentes
Aloquímicos
Ortoquímicos
Endógenos
Endógenos
ROCHAS SEDIMENTARES TERRÍGENAS (CLÁSTICAS ou DETRÍTICAS)
As rochas sedimentares mais abundantes da crosta são aquelas que se formam pela erosão,
transporte, deposição e diagênese das rochas pré-existentes. São elas denominadas de terrígenas,
detríticas ou clásticas.
Segundo Pettijohn, 1955, os arenitos representam aproximadamente 32% das rochas
sedimentares crustais, os folhelhos 46% e os carbonatos apenas 22%.
A desagregação das rochas pela erosão produz fragmentos de tamanhos diversos, que vão
desde os matacões e cascalhos até a fração mais fina que é a lama. A fração que resiste aos
processos de alteração e que forma a parte mais grosseira de uma rocha sedimentar é
denominada de resistato. A fração que é quimicamente alterada na área fonte, e que é
transportada em suspensão (lama), é o hidrolisato. Por decantação, material vem a preencher o
espaço vazio entre os grãos mais grosseiros.
Posterior à deposição ocorrem fenômenos denominados diagenéticos, os quais, entre outros
efeitos, proporcionam a precipitação (a partir da água aprisionada entre grãos), de minerais que
poderão servir de liga ou cimento, de modo a promoverem uma maior união dos grãos,
formando uma rocha propriamente dita.
6.1. CONSTITUINTES DAS ROCHAS TERRÍGENAS (CONGLOMERADOS E
ARENITOS)
6.1.1. As rochas terrígenas grosseiras possuem três partes, para efeito descritivo devemos
distinguir: arcabouço, matriz e cimento.
Arcabouço - é a parte constituída pelas frações mais grosseiras e que constitui a estrutura
ou "esqueleto" da rocha, dando-lhe sustentação. No caso dos conglomerados, o arcabouço é
constituído pela fração maior do que os grânulos, ou seja, todo material maior que 2 mm. No
caso dos arenitos, o arcabouço é constituído pela fração tamanho areia, isto é, todo material
compreendido entre 2,0 - 0,062 mm.
O espaço existente entre as partículas ou grãos do arcabouço é denominado de espaço
intersticial ou poro. As rochas de granulometria fina não têm arcabouço.
37
Matriz - É a fração fina dos sedimentos detríticos transportada por suspensão. É o
elemento responsável pela consistência da rocha. Geralmente a matriz é constituída por um ou
mais minerais de argila.
Cimento - O cimento é a fração precipitada quimicamente nos poros das rochas clásticas e
é o responsável pela rigidez da rocha. Geralmente o cimento é constituído por sílica, sulfatos de
cálcio, carbonato de cálcio e magnésio ou óxidos e hidróxidos de ferro. Pode ser escasso,
abundante ou mesmo estar ausente. Quando existente tende a obliterar os espaços vazios préexistentes, tornando a rocha mais fechada ou menos porosa.
A figura acima representa esquematicamente as diferentes alternativas que podem ocorrer
em um sedimento desse tipo. Percebe-se três diferentes tipos de material nos poros de uma rocha
terrígena : espaço vazio pode ser preservado ou ocupado pelos fluidos (água, óleo e gás); pode
ser preenchido por matriz que é um sedimento mais fino que o material do arcabouço (matriz
argilosa, lamosa ou síltica); ou pode ser reduzido ou obliterado por minerais quimicamente
precipitados da água (cimento).
Existem diversos processos capazes de colocar uma matriz fina no espaço intersticial do
arcabouço.
a) A infiltração mecânica de argila através de sedimentos grosseiros, particularmente ativa
em climas áridos/semi-áridos, onde o lençol freático esta anormalmente rebaixado
b) Escorregamentos em encostas e/ou taludes, produzindo uma massa plástica de grãos
e/ou partículas maiores imersas em lama (debris flow = fluxo de detritos);
38
c) O gelo pode carregar e misturar sedimentos de diferentes granulometrias, produzindo
principalmente depósitos grosseiros com matriz síltica;
d) Em sedimentos contendo fragmentos dúcteis, como fragmentos de argila, de folhelho, de
rochas metamórficas xistosas etc. (a compactação mecânica do sedimento pode esmagar esses
componentes moles, injetando a massa produzida entre os grãos mais rígidos, formando o que se
chama de pseudo-matriz;
e) Os organismos escavadores e as raízes podem misturar lama com areia, provocando
destruição da estratificação. Este processo denomina-se bioturbação e os sedimentos ficam
bioturbados e misturados.
COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES
MINERAIS TERRÍGENOS
QUARTZO 35 - 50 %
MINERAIS ARGILOSOS 25 - 35 %
FRAGMENTOS DE ROCHA 5 - 15 %
FELDSPATOS 5 - 10 %
SÍLEX 1 - 4 %
MICAS 0,1 - 0,4 %
CARBONATOS 0S 0,2 - 1 %
MINERAIS ACESSÓRIOS 0,1 -1 %
MINERAIS QUÍMICOS/AUTÍGENOS
CALCITA 70 - 80 %
DOLOMITA 70 - 80 %
SULFATOS E SAIS 2 - 7 %
MISCELÂNEOS (AUTÍGENOS) 2 - 7 %
ROCHAS SEDIMENTARES CLÁSTICAS
Conglomerados (Psefitos). São depósitos constituídos de fragmentos de rochas de
natureza diversa. Os componentes dos conglomerados recebem a denominação de clastos, têm
tamanho superior a 2 mm de diâmetro. Os clastos comumente encontram-se imersos em uma
matriz de composição mais fina. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha,
podendo indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos sofrem arredondamento, em
geral estão associados a uma matriz arenosa e o depósito constitui um ortoconglornerado.
Os ortoconglornerados são transportados por tração e, por isso, são geralmente depósitos
bem maturos, como aqueles de natureza fluvial.
Quando a matriz é fina (pelítica), os clastos são geralmente pouco numerosos e pouco
arredondados. Neste caso, o depósito é um paraconglomerado ou diamictitos. Estes são
provenientes de transporte por suspensão em correntes de alta densidade, como as correntes de
turbidez ou leques aluvionares ou através do gelo nas geleiras.
Arenitos (Psamitos). São os sedimentos mais abundantes. Podem ser definidos como toda
rocha cujos constituintes tenham tamanho entre 2 e 0,062 mm de diâmetro (segundo a escala de
Wentworth).
O quartzo é o componente predominante, por ser mais duro, resistente e estável
quimicamente. Quando outros componentes entram na composição dos arenitos em quantidades
apreciáveis, estes passam a denominar-se grauvacas, ou ainda, arenitos sujos. Estes sedimentos,
em sua composição, além de grãos de quartzo, contêm feldspato, fragmentos líticos (=
39
fragmentos de rochas) e argilas. Esta constituição é devida ao transporte por suspensão sob
vigência de climas secos, Os arenitos limpos são constituídos, predominantemente, por grãos de
quartzo, que sofreram um transporte bastante efetivo, suficiente para eliminar os demais
constituintes de natureza instável e produzir alto grau de arredondamento nos grãos de quartzo.
Estes arenitos denominam-se ortoarenitos e encontram-se frequentemente em ambientes eólicos
(dunas), marinhas (praias) e canais fluviais.
Pelitos (Lutitos). Como pelitos são englobados todos os sedimentos cujos tamanhos dos
grãos são inferiores a 0,062 mm de diâmetro (escala de Wentworth).
Sob esta denominação, englobam-se os siltitos, em que os tamanhos dos grãos variam entre
0,062 e 0,004 mm de diâmetro e os argilitos, cujas partículas têm diâmetro menor que 0,004
mm. Os siltitos têm composição muito heterogênea, com a predominância de quartzo sobre finos
resíduos de rocha, argilas e outros minerais de natureza variável. Os argilitos podem conter alta
porcentagem de argilas de natureza diversa, provenientes, em geral, da alteração de feldspatos,
piroxênios e anfibólios, conferindo grande plasticidade à rocha.
Quando os pelitos possuem muita mica, esta se dispõe segundo lâminas plano-paralelas
entre os grãos finos, o que confere à rocha grande fissilidade, ou seja, a propriedade de esfoliarse segundo planos paralelos. Neste caso, o sedimento é denominado folhelho. Os pelitos
encontram-se comumente em ambientes de baixa energia, subaquáticos de águas calmas, tais
como, partes profundas de lagos, zonas abissais marinhas, pântanos etc.
ROCHAS ENDÓGENAS
São rochas formadas no interior da própria bacia de deposição devido a ação de material
química e biogenicamente precipitado, a partir de águas superficiais.
Os constituintes aloquímicos constituem o arcabouço das rochas carbonáticas. Os tipos
mais importantes de aloquímicos são:
Oólitos - Partículas esféricas ou ovais de estrutura concêntrica principalmente de carbonato
de cálcio. Forma-se em águas ricas em carbonato de cálcio, movimentas do tipo vai e vem, como
nas ondas do mar.
Oncólitos - Partículas formadas por acresção concêntrica geradas por algas azuis que
formam crostas descontínuas em águas agitadas e calmas.
Bioclastos - Esqueletos e pedaços de esqueletos de organismos de carapaça calcária.
Pellets - Pequenos corpos ovalados (< 0,15 mm) sem estrutura interna e origem fecal
Pelóides - Corpos de > 0,15 mm arredondados ou ovalados resultantes de fragmentos de
conchas.
Intraclastos - Componente de um calcário como fragmento erodido dentro da bacia de
deposição e redepositado dentro da bacia e na mesma formação.
Micrita - Equivale a matriz e é formado por calcita microcristalina.
Espato - Cimento precipitado quimicamente.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS CARBONÁTICAS
O calcário é a rocha carbonática mais abundante. Conforme a granulometria recebe um
nome específico.
NOME
TAMANHO
40
CALCIRUDITO > 2mm
CALCARENITO 2 - 0,062 mm
CALCISILTITO 0,062 - 0,0039 mm
CALCILUTITO < 0,0039 mm
Os nomes granulométricos das rochas carbonáticas são adaptados dos nomes
granulométricos das rochas terrígenas, mas não possuem o mesmo significado ambiental. A
PETROBRÁS usa uma classificação que combina um nome granulométrico (tabela acima) com
a razão espato/micrita. Exemplo uma rocha com 30 % de bioclastos, 40 % de oncolitos e 30 %
de espato recebe o nome de calcário espático oncolítico bioclástico.
Dolomitas são rochas constituídas por dolomita [CaMg (CaCO3)]. Em geral, resultam da
substituição da calcita pela dolomita ou precipitação direta da água do mar devido a evaporação.
Quando os calcários se transformam em dolomita, ocorre aumento da porosidade, porque os
cristais de dolomita são mais densos e menores que os cristais de calcita.
Evaporitos são rochas resultantes da precipitação da água do mar, devido a evaporação.
Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc., donde o nome evaporitos.
São exemplos o sal em Cotiguiba em Sergipe e o sal de Nova Olinda, na Bacia do Amazonas.
Evaporitos
EVAPORITOS MAIS COMUNS
CALCITA
CARBONATOS
DOLOMITA
ARAGONITA
MAGNESITA
SULFATOS
ANIDRITA
GIPSITA
CLORETOS
HALITA
SILVITA
CARNALITA
Sedimentos ferríferos - formados pela deposição de hidratos férricos coloidais. Em meios
oxidantes formam-se acumulações hematíticas (óxido de ferro), ou limoníticas (hidróxido de
Ferro). Em meios redutores formam-se acumulações de pirita (sulfeto de ferro) ou siderita
(carbonato de ferro). Em geral ocorrem misturados com outras frações clásticas ou químicas,
formando sedimentos mistos. Possivelmente, a mistura de sílica (SiO2) e óxido de ferro seja a
origem dos jaspelitos-ferríferos de Urucum (Mato Grosso) e também, após metamorfismos, dos
itabiritos de Minas Gerais e Carajás.
Sedimentos silicosos - são depósitos de sílica (SiO2) criptocristalina fibrosa (calcedônia) e
quartzo microcristalino sob a forma de sílex. Têm um aspecto maciço ceroso e ocorrem sob a
forma de camadas ou nódulos dentro de camadas de calcário ou outros sedimentos.
A formação das rochas silicosas pode ser devido a precipitação de soluções verdadeiras ou
coloidais, secreção organogênica ou reações químicas entre calcita em geral e as soluções de pH
ácido.
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Rochas silicosas inorgânicas:
Sílex - Agregado micro e criptocristalino de sílica.
Jaspe - Sílex vermelho pigmentado de óxido de ferro
Flint - Variedade de um agregado de calcedônia e opala escura de devido a presença de
matéria orgânica.
Novaculita - Variedade branca devido a inclusões fluidas microscópicas
Porcelanito - Possui aspecto porcelânico devido inclusões carbonáticas ou argilosas.
Rochas silicosas orgânicas:
Radiolaritos - São rochas de coloração vermelha, verde ou negra compostas de radiolários.
Diatomitos - São rochas brancas, leves constituídas de carapaças de algas diatomáceas.
Rochas sedimentares orgânicas - são sedimentos formados pela acumulação bioquímica de
carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e transformação da própria
matéria orgânica.
Entre os primeiros, também chamados sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não
combustíveis, merecem destaque os calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc.
ou originados pela intervenção de certas algas, assim como os sedimentos formados pela
acumulação de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceas (diatomitos).
Os segundos são denominados caustobiolitos, ou seja, biolitos combustíveis, e se formam
pela acumulação de maior ou menor quantidade de matéria orgânica, juntamente com uma certa
porção dos sedimentos argilosos ou calcários.
O tipo de material acumulado pode ser predominantemente formado por matéria carbonosa
e ácidos húmicos, provenientes do tecido lenhoso e vascular dos vegetais terrestres, Esses
sedimentos se formam em ambientes continentais, pântanos, planícies costeiras, alagadiços etc.,
onde se desenvolve uma vegetação palustre que, ao morrer, acumula-se no próprio local,
originando um ambiente redutor com maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado
chama-se turfa. Com a evolução diagenética, a turfa passa a outras formas cada vez mais ricas
em carbono chamadas linhito, hulha e antracito.
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída por seres
aquáticos microscópicos como algas, plânctons e bactérias, e a deposição ocorre em lagos,
lagunas costeiras ou mares rasos e semifechados como o Mar Negro, por exemplo, os
sedimentos que se formam são ditos sapropélicos e de sua diagênese e evolução se formam os
folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos que podem dar origem a petróleo.
HIDROCARBONETOS
Na diagênese da matéria orgânica, a atividade bacteriana é o principal agente de
transformação e o principal produto é a liberação de gás metano de origem biogênica ou
bioquímica. A matéria orgânica insolúvel, denominada querogênio, ainda está na zona imatura,
isto é, ainda não se transformou em petróleo.
Aumentando-se a profundidade de soterramento, a imaturidade chega ao final e o
querogênio, a partir da temperatura de 60 oC começa a liberar pequenas quantidades de
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hidrocarbonetos, quando então o querogênio entra na catagênese. Durante a catagênese o
querogênio libera grandes quantidades de hidrocarbonetos (HCs) líquidos (principalmente) e
gasosos como metano, etano e propano (gás úmido), resultantes da sua degradação térmica.
Nesta zona, denominada zona matura, a uma temperatura de cerca de 100 oC, a quantidade de
HC atinge um máximo e a partir daí começa a decrescer até praticamente zero, quando os
hidrocarbonetos líquidos se transformam em hidrocarbonetos gasosos. O intervalo de
temperatura de geração de óleo recebe o nome de janela de geração. Inicia-se o terceiro estágio,
nomeado metanogênese, a partir de cerca de 180 oC, quando o gás úmido (etano, propano e
butano) anteriormente formado é craqueado e gradativamente transformado em metano (gás
seco) A metanogênese indica a zona senil.
Os hidrocarbonetos tendem a subir devido sua densidade ser inferior à da água, através de
camadas porosas e falhas e fraturas das rochas. Caso encontrem um barreira formada por rochas
impermeáveis eles podem ser retidos e acumulados. Essas acumulações ocorrem em feições
especiais das rochas. São alguns tipos de estruturas formadas nas rochas que aprisionam o
petróleo. As dobras anticlinais e falhas associadas a camadas impermeáveis são as estruturas
mais importantes para aprisionar o petróleo.
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EXPLORAÇÃO ECONÔMICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES
ÁGUA
AREIA, PEDRAS, ARGILAS (Materiais de construção e ornamentação)
PETRÓLEO e GÁS
URÂNIO
EVAPORITOS
SULFETOS
OURO
DIAMANTE
ESTANHO
TERRAS RARAS (Columbita e Tantalita)
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FERRO
ALUMÍNIO
CALCÁRIOS e DOLOMITOS
CAULIM
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