rochas sedimentares

6. ROCHAS SEDIMENTARES 6.1. INTRODUÇÃO

Das rochas que constituem a crusta terrestre, as rochas sedimentares ocupam apenas 7.9%. Destes, 53% são 'shales', 22% arenitos e 25% calcários e dolomites. A exame de mapas geológicos de zonas continentais da Terra revelam que cerca de 66% das áreas estão cobertas por rochas sedimentares. Estes dados revelam também que quanto mais antigas as rochas menor a percentagem de rochas sedimentares. Na verdade, mais de metade de todas as rochas sedimentares têm idades inferiores a 130 Ma. Habitualmente, as rochas sedimentares são caracterizadas por apresentarem estratificação, isto é, apresentam várias camadas sobrepostas com diversas características.

6.2. PROCESSOS DE FORMAÇÃO DE ROCHAS SEDIMENTARES

A formação de rochas sedimentares engloba a conjugação de vários processos: a meteorização, a erosão, o transporte, a sedimentação e a diagénese. As rochas sedimentares são constituídas por partículas, denominadas sedimentos, que podem provir de diversas origens. A existência de rochas expostas à superfície terrestre e sujeitas aos agentes de

meteorização (água das chuvas, ventos, gelo, etc.) constitui o ponto de partida para a

formação dos sedimentos. A erosão dos maciços rochosos fragilizados pela meteorização conduz à degradação dos mesmos, originando partículas que ficam sujeitas aos agentes atmosféricos. A acção destes agentes pode, ou não, transportar estes sedimentos para longe das áreas de origem (áreas mãe) até depositá-los em zonas mais estáveis conhecidas por bacias de sedimentação. A deposição continuada de sedimentos, provoca um afundamento do fundo das bacias (mecanismo conhecido por subsidência) ficando os sedimentos sujeitos a novas condições físicas. Estas passam por um aumento da pressão e temperatura que vai provocar um empacotamento, desidratação, litificação, etc., isto é, um conjunto de processos globalmente conhecidos por diagénese e que termina com a formação de uma rocha sedimentar compacta e coerente.

As rochas e minerais estão em equilíbrio apenas no conjunto de condições físicas e químicas onde se formaram. Em novas condições tendem a alterar-se de modo a atingir um novo estado de equilíbrio. As rochas ígneas e metamórficas formam-se a temperaturas e pressões muito superiores àquelas que existem à superfície da Terra e em ambientes que contêm muito menos água, menos oxigénio, menos dióxido de carbono, e muito pouca matéria orgânica. Assim, é natural que estas rochas sejam instáveis e sofram modificações químicas e físicas quando atingem a superfície devido á erosão, forças tectónicas ou isostáticas. Estas modificações constituem um processo denominado meteorização. A meteorização é normalmente composta por processos biológicos, químicos e físicos. A meteorização química envolve essencialmente reacções de oxidação e de hidrólise; a água, por reacção com o dióxido de carbono atmosférico, torna-se ácida o que permite degradar os minerais. A ordem pela qual os minerais se alteram mais facilmente, por meteorização química, é grosseiramente o inverso da

série de Bowen. Os processos físicos contribuem para a desagregação mecânica da rocha; essencialmente são de quatro tipos: insolação (típica em climas desérticos), hidratação/desidratação (típica em savanas e climas temperados), libertação de tensões (possível em qualquer tipo de ambiente) e gelo/desgelo (mais vulgar em climas polares). Finalmente, os processos biológicos são causados pelos efeitos químicos e físicos da actividade orgânica sobre a rocha, causando essencialmente a formação dos solos.

A velocidade de alteração de um grão de um dado mineral em ambiente sedimentar é determinado por quatro factores: composição química, integridade estrutural, cristalinidade e as características químicas do ambiente.

Composição química - as forças de ligação entre os catiões e os aniões em silicatos são normalmente de tipo iónico ou covalente. As ligações iónicas são facilmente quebradas pelas moléculas de água dipolares, relativamente às ligações covalentes. Assim, minerais que contenham ligações iónicas são mais facilmente alterados (p.e. halite) do que os que são formados por ligações covalentes (p.e. quartzo). Os silicatos e aluminossilicatos são estruturas relativamente insolúveis em água devido às ligações Si-O e Al-O serem dominantemente covalentes.

Integridade estrutural - devido ao ataque químico ocorrer ao longo de superfícies, fracturas, clivagens, contactos entre minerais ou superfícies de maclas, a meteorização avança mais rapidamente em minerais que apresentam estes aspectos.

Cristalinidade - um cristal sem defeitos cristalográficos é o caso mais resistente à meteorização. Com a substituição de elementos e defeitos da malha cristalina, a estabilidade do mineral diminui. Assim, um feldspato potássico com algum sódio em solução sólida não é tão resistente à meteorização como um feldspato potássico puro. Os sólidos amorfos, tal como opala ou vidro vulcânico são estruturalmente desorganizados e, assim, facilmente dissolvidos pelas águas.

Característica química do ambiente - os silicatos são menos estáveis em meios ácidos do que em básicos e menos estáveis a altas temperaturas do que a baixas.

A erosão pode ser causada por quatro agentes: gravidade, acção dos glaciares, escorrência de água e vento. A força da gravidade provoca a queda dos sedimentos nas zonas instáveis (encostas p.e.) podendo originar verdadeiras avalanches de sedimentos. O lento deslocamento dos glaciares sobre o substracto rochoso provoca uma abrasão do mesmo dando origem a vales com um perfil típico. A água em movimento é um poderoso agente erosivo num vasto número de situações geomorfológicas desde zonas litorais, ambientes fluviais, etc. A acção erosiva do vento é das mais insignificantes; porém, o vento que sopra sobre um deserto, rapidamente levanta nuvens de areia que podem percorrer consideráveis distâncias.

É de salientar que, colocar a erosão depois da meteorização, constitui uma simplificação. Os processos da meteorização necessitam de tempo para que os seus efeitos sejam significativos (figura 6.1). Em algumas zonas, em especial zonas com um acentuado relevo, a erosão pode ocorrer tão depressa que a rocha exposta ao ar não tem tempo de se meteorizar significativamente (figura 6.2).

Figura 6.1 - Relação entre levantamento/erosão (1), elevação do nível topográfico (2) e sedimentação (3) A acções da gravidade, gelo, água e vento constituem quer agentes de erosão quer de

transporte. Os produtos da meteorização são de dois tipos: solutos e resíduos. Os solutos são

as fracções solúveis das rochas transportadas pela água. Os resíduos são os produtos insolúveis da meteorização, podendo apresentar variadas granulometrias. A maior ou menor capacidade dos agentes transportadores deslocarem e segregarem os resíduos é conhecida por competência. A gravidade e o gelo são competentes para transportarem todos os tipos de produtos de meteorização, solúveis e insolúveis. A água, pelo contrário, é um agente muito eficiente no transporte de material em solução, sendo menos eficiente no transporte de sedimentos sólidos. Quanto mais forte a corrente de água, maiores serão as partículas transportadas. Finalmente, a acção do vento é a mais selectiva. Normalmente, o vento apenas consegue transportar sedimentos com diâmetros médios inferiores a 0.35 mm.

físicas das partículas devem ser caracterizadas quer na perspectiva da textura da superfície (podendo obter-se informações sobre a história geológica da partícula) quer da forma externa da partícula (graus de esfericidade e arredondamento) quer das suas dimensões (desde argila a blocos) (figuras 6.3 e 6.4).

Figura 6.2 - Inter-relação entre os principais factores que controlam a meteorização e erosão

muito

angular angular subangular

sub-arredondado sub-arredondado muito arredondado al ta e sf er ic id ad e ba ix a es fe ri ci da de

Figura 6.4 - Esquemas ilustrativos do conceito de calibração

A erosão, transporte e sedimentação estão relacionados entre si. O diagrama de Hjulstrom (figura 6.5) ilustra as respectivas relações. Em termos gerais, quando maior a granulometria de um sedimento, maior terá de ser a velocidade de transporte. Porém, verifica-se que para partículas muito finas, a velocidade para iniciar o transporte terá de ser relativamente elevada, muito maior do que inicialmente previsto. Este facto justifica-se pela facilidade de agregação entre partículas pequenas, formando partículas maiores, de maior peso, que entram em transporte com maior dificuldade.

EROSÃO

DEPOSIÇÃO

Argila Silte Areia

V el oc id ad e (c m /s ) Granulometria (mm) 0.001 0.01 0.1 1.0 10 100 1000 1 2 5 10 20 50 100 200 500 1000 2000 SEDIMENTOS FINOS EM SUSPENSÃO Seixos a blocos

Figura 6.5 - Diagrama de Hjulstrom que relaciona erosão/transporte/sedimentação

Uma vez o sedimento depositado e coberto por outros sedimentos, não fica imune a mudanças. Basta observarmos as diferenças na dureza, coesão e porosidade entre argilas ou areias recentemente depositadas e argilitos ou arenitos para constatar este fenómeno. Os vários processos que produzem modificações na composição e textura de uma rocha após a deposição são chamados de diagénese. Geralmente eles conduzem a um endurecimento do sedimento, ou seja, à sua litificação. A diagénese pode também alterar a composição mineralógica dissolvendo alguns minerais originais e precipitando outros.

porosidade causada pela união dos vários grãos provocada pelo peso dos sedimentos sobrejacentes. As areias são relativamente bem empacotadas à medida que ocorre a sua deposição pelo que a diagénese provoca nelas uma pequena compactação. Porém, argilas recentemente depositadas são bastante porosas. Normalmente possuem mais de 60% de água, de modo que a compactação vai reduzir bastante o seu volume. A porosidade de um sedimento pode também diminuir francamente pela precipitação de minerais diagenéticos nos poros.

As modificações diagenéticas químicas resultam de duas tendências principais. A primeira consiste numa aproximação gradual em direcção ao equilíbrio químico da mistura de vários minerais (que 'viajaram' juntos num sedimento) em condições de não equilíbrio. Assim, a sedimentação pode misturar minerais de dois tipos muito diferentes de rochas ígneas (p.e.) minerais que seriam incompatíveis nas condições originais de formação de rochas ígneas, tais como plagioclase rica em sódio de um granito com plagioclase rica em cálcio de um basalto. As reacções diagenéticas tendem a dissolver os feldspatos ricos em Ca e a precipitar feldspatos ricos em Na, 'deslocando' a rocha no sentido do equilíbrio. Um outro exemplo de não equilíbrio é a existência de grãos de aragonite num sedimento carbonatado o qual, com o tempo, tende a transformar-se em calcite, a forma de carbonato de cálcio mais estável a baixas pressões e temperaturas. Esta tendência para o equilíbrio resulta em muitas outras reacções químicas entre minerais incompatíveis ou instáveis o que resulta na formação de novos minerais conduzindo a rocha a uma nova composição em equilíbrio com o meio envolvente. A segunda tendência é para um sedimento ser enterrado mais ou menos profundamente na crusta. À medida que ele vai ficando mais profundo, fica sujeito a temperaturas (±1°C por 33m) e pressões (±1 atm por cada 4.4m) cada vez mais elevadas. Os minerais e a água que co-existem em contacto tendem a reagir (nestas novas condições termodinâmicas) e a formar novos minerais. Este processo levado a um determinado nível é chamado de metamorfismo e conduz à transformação numa nova rocha. A fronteira entre diagénese e metamorfismo é um pouco arbitrária, embora se costume atribuir a temperatura de 300°C.

A diagénese tem uma importância capital na formação de recursos geológicos de interesse económico. É com base neste processo que se formam as reservas de petróleo, gás, carvão.

6.3. CLASSIFICAÇÃO DE ROCHAS SEDIMENTARES

A classificação principal dos sedimentos está relacionada com a granulometria (figura 6.6). Como se pode ver nesta figura, existem designações específicas para o caso de sedimentos desagregados e agregados. Assim, por exemplo, sedimentos com dimensões da ordem de 0.01 mm designam-se por silte. Se estas partículas formarem uma rocha, então esta designa-se por siltito.

As rochas sedimentares consistem quase inteiramente de três tipos: arenitos (20-25%), argilitos (65%) e rochas carbonatadas (10-15%), sendo as restantes rochas sedimentares inferiores a 5%. No entanto, estas médias mundiais variam bastante quer a uma escala regional como local.

256 128 64 32 16 8 4 2 1 0.5 0.25 0.125 0.0625 0.0312 0.0156 0.0078 0.0039 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 argila silte areia seixos blocos grosseiro médio fino muito fino argilito siltito arenito conglomerado muito grosseira grosseira média fina muito fina S (mm) Phi

(-log S)₂ DESAGREGADOS AGREGADOS

Figura 6.6 - Classificação granulométrica de Wentworth

As rochas sedimentares dividem-se em dois grandes grupos: detríticas ou terrígenas e químicas. Para cada um destes grupos, existe uma classificação, como veremos seguidamente. As rochas detríticas classificam-se de acordo com a granulometria dos clastos e sua tipologia, e percentagem de matriz (figura 6.7). O tipo de cimento pode ainda ser utilizado para melhor caracterizar a rocha (p.e. arenito ferruginoso, conglomerado carbonatado).

Frag. líticos Feldspato Quartzo Perc enta gem de m atriz (i.e. grã os<3 0µm ) 15 75 50 5 5 25 50 Arenito s Vaques Argilitos A B C D E F G H A- Quartzo arenito B- Subarcose C- Sublitarenito D- Arcose E- Litarenito F- Quartzovaque G- Grauvaque feldspático H- Grauvaque lítico

Figura 6.7 - Classificação de rochas sedimentares detríticas

As rochas sedimentares químicas, em virtude da sua grande homogeneidade composicional com o predomínio do carbonato de cálcio, possuem uma classificação baseada sobretudo em aspectos texturais.

Existe alguma correspondência, em termos estruturais, entre rochas detríticas e carbonatadas:

Rochas detríticas Rochas químicas

Clastos Aloquímicos

Matriz Micrite

Cimento Esparrite

De acordo com a granulometria das rochas químicas, assim se classificam como calcirudito (>2mm), calcarenito (2mm-62!m) e calcilutito (<62!m).

6.4. ALGUMAS ROCHAS SEDIMENTARES DE INTERESSE ECONÓMICO RELEVANTE

De seguida vamos tratar resumidamente algumas rochas sedimentares que possuem géneses um pouco distintas das tratadas até aqui e que possuem um forte interesse económico.

Carvões

A falta de suficiente oxigénio para ocorrer o decaimento completo da matéria orgânica vegetal é a principal responsável pela formação de um dos mais importantes sedimentos - a turfa - e o seu equivalente litificado - o carvão. A abundância de fósseis de plantas em camadas de carvão sugere que a sua formação está associada a zonas pantanosas. Nestes locais, a grande quantidade de matéria orgânica existente provoca o enterramento destes restos vegetais sem terem completado o seu processo de decaimento. A acumulação de restos vegetais modifica-se gradualmente em turfa, uma massa porosa na qual se podem ainda

reconhecer raízes, folhas e outros restos de plantas.

À medida que a turfa fica em zonas mais profundas, ocorre a transformação química em lignite, um tipo de carvão de baixa dureza. Com a continuação deste processo, a lignite transforma-se em hulha, que por sua vez, passa a antracite (figura 6.8).

Com o aumento do metamorfismo (maiores pressões e temperaturas) ocorre um aumento na dureza e brilho do carvão, assim como um aumento da sua capacidade calorífica.

Nas reacções químicas responsáveis por estas transformações físicas, os componentes gasosos da matéria vegetal que contêm C e H são libertados, havendo um enriquecimento em C. A antracite é constituída por mais de 90% de carbono (quadro 5.1).

Carbono Hidrogénio Azoto Oxigénio Madeira 49.64 6.23 0.92 43.20

Turfa 55.44 6.28 1.72 36.56

Lignite 72.95 5.24 1.31 20.50

Hulha 84.24 5.55 1.52 8.69

Antracite 93.50 2.81 0.97 2.72 Quadro 6.1 - Composição média de madeira e carvões

O teor de C no carvão é uma medida do grau de metamorfismo atingido, i.e., a temperatura e profundidade a que estive sujeito o carvão. A reflexividade, ou seja, o modo como o carvão reflecte a luz, é também um indicador utilizado na estimativa do grau de metamorfismo.

Petróleo

O petróleo é constituído por uma variedade de hidrocarbonetos, compostos formados por cadeias de átomos de C e H. Normalmente o petróleo pode ainda apresentar impurezas, sendo a mais frequente o enxofre. As parafinas constituem uma sub-divisão dos hidrocarbonetos, pois são compostos saturados, i.e., cada átomo de C está ligado ao máximo número de átomos de H possível. O número de átomos de C e de H é dado pela fórmula geral: CnH2n+2. O metano (CH4) é o membro mais leve do grupo da parafina. O gás natural é constituído por uma mistura de metano e outra parafinas leves. A mistura de heptano, octano e nonano, C7H16 a C9 H20, é conhecida por gasolina. Os óleos lubrificantes são misturas de parafinas ainda mais pesadas.

Existem pequenas quantidades de hidrocarbonetos em organismos de todos os tipos, desde algas a elefantes. Outros compostos biológicos podem ser transformados em hidrocarbonetos por reacções químicas que ocorrem em sedimentos. O petróleo, tal como o carvão, é um produto biológico, i.e., são restos orgânicos que foram enterrados, transformados e preservados em sedimentos.

Figura 6.8 - Esquema ilustrativo da formação de carvões

O petróleo forma-se quando existe um balanço favorável entre a produção de matéria orgânica e a sua destruição por outros organismos e pela oxidação inorgânica. Esta condição é satisfeita quando existe uma forte produção de matéria orgânica (tal como em zonas marinhas costeiras onde floresce um grande número de organismos) e onde a chegada de oxigénio às camadas de sedimentos mais profundas não é suficiente para oxidar toda a matéria orgânica. Muitas bacias sedimentares oceânicas em plataformas continentais satisfazem estas condições. Durante os milhões de anos de enterramento, as reacções químicas a elevadas temperaturas transformam lentamente alguma desta matéria orgânica em hidrocarbonetos. Estes fluidos tendem a ser pressionados dos sedimentos argilosos que estão a sofrer compactação e a ficar retidos em sedimentos porosos adjacentes tais como arenitos e calcários porosos. A baixa densidade do petróleo e gás provoca um deslocamento destes para as zonas mais elevadas, onde conseguem flutuar no topo da água que se encontra também nos poros.

combinação de estrutura e tipos de rochas que formam uma barreira impermeável à migração ascendente, constituindo uma armadilha onde fica retido o petróleo. A rocha onde fica retido o petróleo tem de possuir uma certa porosidade (rocha armazém) que vai permitir a posterior bombagem e exploração. A estrutura típica é constituída por um anticlinal no qual um arenito permeável é sobreposto por um argilito impermeável.

Os geólogos cartografaram milhares de locais onde seria provável a existência de petróleo e gás natural. Porém, não basta que a estrutura seja favorável, é necessário que exista petróleo disponível que migre para estas zonas. Normalmente, são necessários uma série de etapas para que ocorra a formação de um depósito economicamente rentável de petróleo:

1. Produção de matéria orgânica em quantidade; 2. Esta deve ficar protegida de ser totalmente oxidada;

3. Parte da matéria orgânica deve ser aquecida e transformada por lentas reacções químicas em petróleo e gás;

4. A matéria orgânica agora numa fase fluída, deve migrar para zonas contíguas permeáveis e porosas;

5. Estas camadas permeáveis devem ser deformadas de modo a formarem zonas armadilha onde o petróleo fica acumulado;

6. O sedimento onde se encontra o petróleo não pode ser sujeito a posterior metamorfismo intenso;

7. A deformação não pode ser intensa pois iria provocar falhas por onde poderia ocorrer saída do petróleo;

8. As camadas devem permanecer abrigadas da erosão;

9. A permeabilidade da rocha armazém deve ter um valor adequado para que seja possível a sua extracção industrial.

Face a esta extensa lista de requisitos, é fácil perceber porque razão os locais onde existem jazidas petrolíferas no planeta são reduzidos e sujeitos a enormes pressões geo-políticas.

Evaporitos

Em climas áridos, é frequente a deposição de sais em bacias fechadas. Os sedimentos constituídos por halite (NaCl), gesso (CaSO4.2H2O), anidrite (CaSO4) e outros menos abundantes, são formados pela evaporação da água do mar - os evaporitos.

Na água do mar, o quociente sal/água é tal que por cada litro de água evaporada cristaliza 35g de sal. Experimentalmente foi verificada uma zonalidade na precipitação de sais a partir da água do mar: carbonatos e sulfatos de Ca -> cloreto de Na -> minerais de K e Mg.

Com uma salinidade normal, a deposição de CaCO3 é a regra. À medida que a água superficial evapora, os materiais dissolvidos aumentam a concentração até à precipitação de gesso (tipicamente). Forma-se então uma solução concentrada à superfície (salmoura) mais densa do que a água de salinidade normal. Esta tende então a vir para a superfície criando-se deste modo uma circulação contínua, como a que ocorre nos nossos dias no Mar Mediterrâneo

(figura 6.9).

Figura 6.9 - Circulação actual no Mar Mediterrâneo

Os evaporitos são muito solúveis sendo portanto de ocorrência muito rara excepto em ambientes áridos. São conhecidos cerca de 70 minerais evaporíticos. Destes, 27 são sulfatos, 27 boratos e 13 halóides.

Um caso um pouco particular de evaporitos são os fosforitos. Estes são constituídos maioritariamente por fosfatos, um dos principais constituintes dos fertilizantes e de vasta utilização na indústria química. Os fosforitos possuem ainda teores relativamente elevados de outros elementos importantes, como o urânio, flúor e vanádio.

Livros recomendados:

Selley R. C. (1988) - Applied sedimentology. Academic Press Press F. & Siever R. (1986) - Earth.

Petijohn E.J. (1975) - Sedimentary rocks

Carvalho, A. M. Galopim de (2003) - Geologia sedimentar - volume 1: Sedimentogénese. 1ª ed . - Lisboa : Âncora, 444 p. ISBN 972-780-127-7

Páginas de interesse na Internet:

http://www.techcenter.fc.peachnet.edu/tests/sedrk.html http://www.fossilfuels.org/

http://www.science.ubc.ca/~geol202/sed/sedimentary.html

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