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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 mantém- se 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 torna- os 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 Temperatura da Atmosfera 36 oC 22 oC Temperatura do Norito (rocha preta)
63 oC 26 oC
Temperatura do gnaisse (rocha clara)
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 POROSIDADE (%) No DE VEZES CONGELADA/DES CONGELADA
GRAMAS DETRITOS/M3 DE
ROCHA LIBERADOS
ARENITO 25 3 2,
ARENITO 5 43 0,
CALCÁRIO 30 1 0,
MÁRMORE 0,2 100 0,
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
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 (H 2 ), 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: 2KAlSi3O8 + 9H2O + 2H+ F 0F 3 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.
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.
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 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.
2000 - turbulento
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.
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)
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:
Arrasto (tração/deslizamento)
Transporte físico ou mecânico Saltação
Suspensão
Transporte químico 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.
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. 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.
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. 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 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.
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 F 0D E Turfa F 0D E linhito F 0D E hulha F 0D E 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,
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 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.
TEXTURA SUPERFICIAL DAS PARTÍCULAS
- Desgastada por abrasão (fragmentada)
- Lobada (com cantos arredondados)
- Corroída (houve perda por corrosão ou ataque químico)
- Lisa (sem marcas pronunciadas)
- Facetada (com planos de cristal)
- Fosca (ação de impacto pelo vento)
ORIENTAÇÃO DA PARTÍCULA
- Orientação do grão
- 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.
Meio de deposição (viscosidade) Processos físicos Energia das correntes e ondas Profundidade da água
Processos Concreções calcárias Químicos Concreções silicosas
Processos Atividade de organismos biológicos Preservação de fósseis
O estudo das estruturas sedimentares permite deduzir as condições hidrodinâmicas e físico- químicas (ambiente) da sedimentação e também da diagênese.
Estruturas
Classificação das estruturas EM RELAÇÃO A DIAGÊNESE
PRIMÁRIAS Processos formadores logo durante a sedimentação
(SINGENÉTICAS) Ex. Estratificação cruzada, marcas onduladas
SECUNDÁRIAS Processos formadores após a sedimentação
(EPIGENÉTICAS) EX. Concreção.
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
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.
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
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. 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. F 0 6 6 =^ VS = Volume dos Sólidos
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% Insignificante
5 - 10% pobre
10 - 15% Regular
15 - 20% Boa
20 - 25% Muito Boa
>25% Excelente
b) quanto ao tipo
Classificação dos diferentes tipos de porosidade encontrada em sedimentos Tempo de formação Tipo Origem
Primária ou Deposicional Intergranular ou interpartícula Sedimentação
Intragranular ou intrapartícula Intercristalina Cimentação
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 = 1 Darcy quando : Q = 1 cm 3 /seg
= 1 Cp (Centipoisy)
A = 1 cm 2 L = 1 cm F 0 4 4 P = 1 Atm
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 (F 06 D ) conhecida. Os manômetros fornecem a diferencial de pressão (F 04 4 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
F 0
3 C^ 1 mD^ Baixa
1 - 10 mD Regular
10 - I00 mD Boa
100 - 1000 mD Muito Boa
F 0
3 E^ 1000 ou 1 Darcy^ Excelente
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 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 Endógenos
Ortoquímicos 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)
