Download - Rochas sedimentares 8

"Um homem deveria examinar por si mesmo a grande pilha de estratos superpostos ever os riachos carregando argila e as ondas desgastando as falésias marinhas parapoder compreender algo sobre a duração do tempo passado, cujos monumentosvemos em todo o nosso redor."

Amaior parte da superfície terrestre, incluindo oassoalho oceânico, é coberta de sedimentos. Dis-postos em camadas de partículas soltas, eles têm

diversas origens, reunidas em três grupos. O primeirogrande grupo de sedimentos é gerado pelo intemperismodos continentes. O segundo resulta dos restos de organis-mos que secretaram conchas minerais. Por fim, o terceiroconsiste em cristais inorgânicos que se precipitaram quan-do elementos químicos dissolvidos nos oceanos e lagos secombinaram para formar novos minerais.

As rochas sedimentares foram uma vez sedimentos e,por isso, são o registro das condições da superficie terres-tre da época e do lugar onde eles foram depositados. Osgeólogos podem reconstruir o caminho de volta dessas ro-chas para inferir as áreas-fonte dos sedimentos e os tiposde ambientes onde eles foram originalmente depositados.Por exemplo, o topo do Monte Everest é composto de cal-cários fossilíferos. Essa evidência indica que muito antes

de ele ter sido soerguido, esse lugar - que agora é o mais alto do mundo - fez parte doassoalho de um oceano.

O tipo de análise utilizada para se fazer inferências sobre as formações rochosas dotopo do Monte Everest aplica-se exatamente da mesma forma para antigas linhas decosta, montanhas, planícies, desertos e pântanos de outras regiões. Numa certa área,por exemplo, o arenito pode registrar um tempo pretérito no qual as areias acumula-ram-se nas praias de um litoral que, desde muito, já não existe mais. Já na área vizinhadesse litoral, recifes de carbonato podem ter se acumulado ao longo do perímetro deuma ilha tropical. Num local mais adiante, pode ter havido uma área marinha de águarasa, na qual se depositaram sedimentos como lamas carbonáticas, que, posteriormen-te, se tomaram estratos delgados de calcários. Ao reconstruírmos tais ambientes, po-demos mapear continentes e oceanos de muito tempo atrás.

A partir do estudo das rochas sedimentares, inferências complementares tambémsão possíveis. Pode-se reconstruir o passado para entender o posicionamento antigodas placas tectônicas e seus ulteriores movimentos, que podem revelar se os sedimen-tos se originaram em arcos vulcânicos, vales em rifte ou em montanhas em limites co-lisionais. Em alguns casos, onde os constituintes dos sedimentos e das rochas sedimen-

Rochas sedimentares e cielodas rochas 196

Ambientes de sedimentação 200

Estruturas sedimentares 203

Soterramento e diagênese: dosedimento à rocha 206

Classificação das rochas sedimentares edos sedimentos elásticos 208

Classificação das rochas sedimentares e dossedimentos químicos e bioquímicos 211

A tedônica de placas e as baciassedimentares 219

CHARLES DARWIN

1961 Para Entender a Terra

tares são derivados da alteração de rochas preexistentes, po-dem-se formular hipóteses sobre o clima antigo e o regime dointemperismo. Também podemos utilizar as rochas sedimenta-res formadas pela precipitação na água do mar para ler a histó-ria da mudança do clima e da química dos oceanos da Terra.

O estudo dos sedimentos e das rochas sedimentares tem, damesma forma, grande valor prático. O petróleo e o gás, nossasmais importantes fontes de energia, são encontrados nessas ro-chas. Do mesmo modo, elas contêm grande parte do urânio uti-lizado na produção de energia nuclear. O carvão, um tipo parti-cular de rocha sedimentar, também é utilizado para gerar ener-gia. As rochas fosfáticas utilizadas para fabrico de fertilizantessão sedimentares, da mesma forma que grande parte do miné-rio de ferro do mundo. O conhecimento sobre a formação des-ses tipos de sedimentos ajuda-nos a encontrar e utilizar essesrecursos limitados.

Por fim, devido ao fato de que praticamente todos os pro-cessos sedimentares acontecem próximo à superfície terrestre,onde a humanidade vive, eles fornecem os fundamentos para oentendimento dos problemas ambientais. Antigamente, estudá-vamos as rochas sedimentares sobretudo para melhor exploraros recursos naturais citados antes. Cada vez mais, entretanto,estudamos essas rochas para melhorar nosso conhecimento so-bre o meio ambiente da Terra.

Neste capítulo, veremos como os processos geológicos, taiscomo o intemperismo, o transporte, a sedimentação e a dia-gênese, produzem sedimentos e rochas sedimentares. Des-

A erosão carrega as partículasproduzidas pelo intemperismo.

creveremos as composições, texturas e estruturas dos sedi·mentos e das rochas sedimentares e examinaremos comucorrelacioná-los com os vários tipos de ambientes em quesão gerados. Ao longo do capítulo, aplicaremos nosso conlecimento das origens dos sedimentos para o estudo dos prlrblemas ambientais humanos e para a exploração dos recursos energéticos e minerais.

chas sedimentares e ciclo das~chas

Os sedimentos e as rochas sedimentares formadas a partir dele,são produzidos durante os estágios de superfície do ciclo dill

rochas (abordado no Capítulo 4). Em outras palavras, ambosseformam depois que as rochas formadas no interior da crostafi·cam expostas na superfície devido à tectônica e antes de reternarem para níveis mais profundos, devido ao soterramento. O,processos que estruturam os estágios sedimentares do ciclodill

rochas estão revistos na Figura 8.1.

• lntemperismo O intemperismo físico desagrega as rochas;ointemperismo químico transforma minerais e rochas em sólidaalterados, soluções e precipitados.

• Erosão A erosão mobiliza as partículas produzidas pelo internoperismo.

A deposição (ou sedimentação)ocorre quando as partículas se assentamou os minerais dissolvidos se precipitam.

o transporte por água, geleiras evento move as partículas morro abaixo.

o soterramento ocorre à medida que camadas de sedimentos acumulam-se e cornpac-tam as camadas depositadas anteriormente.

A diagênese - pressão, calor e reaçõesquímicas - litifica os sedimentos, trans-formando-os em rochas sedimentares.

Figura 8.1 Os estágios sedimentares do ciclo das rochas compreendem vários processos sobrepostos:intemperismo químico e físico, erosão, transporte, deposição, soterramento e diagênese.

I Transporte As correntes de vento e de água e o deslocamentodasgeleirastransportam partículas para novos lugares morroabaixooua jusante.

I Deposição (também chamada de sedimentação) As partícu-lassedimentares depositam-se quando o vento se aquieta, ascorrentesde água se desaceleram, ou os bordos das geleiras sefundem.Essas partículas formam camadas de sedimentos noscontinentesou no leito marinho. No oceano ou nos ambientesaquáticoscontinentais, formam-se precipitados químicos quesdepositam,e conchas de organismos mortos são quebradas edepositadas.

I Soterramento À medida que as camadas de sedimentos seacumulam,o material anteriormente depositado é compactadoe,então,soterrado na crosta terrestre.

I Diagênese A diagênese refere-se às mudanças físicas e quí-micas- ineluindo pressão, calor e reações químicas - pelasquaisos sedimentos soterrados são litificados e adquirem umanovaidentidade como rochas sedimentares.

Ossedimentos no sistema TerraPodemosver os estágios sedimentares do cielo das rochas co-mointeraçõesdos geossistemas da tectônica de placas e do cli-maquegovernam a superfície terrestre e as porções rasas dacrosta.Por exemplo, o intemperismo e a erosão resultam das in-teraçõesda crosta sólida e dos oceanos e atmosfera. Numa in-teraçãotípica, o intemperismo e o transporte podem aumentarcoma intensificação da chuva. O transporte leva os materiaisparaos sítios de deposição. Quando os sedimentos são soterra-dos,começam a sofrer a diagênese, Neste capítulo e nos se-guintes,veremos como processos específicos, a exemplo dofluxode uma corrente aquosa, têm um papel nessas interaçõesdossistemas.

Amatéria-prima do intemperismo e daerosão: partículas e substâncias dissolvidasComovimos no Capítulo 7, o intemperismo químico e a frag-mentaçãomecânica das rochas na superfície produzem tantoprodutossólidos como dissolvidos, e a erosão carrega esses ma-teriaisadiante. Os produtos finais são agrupados ou como sedi-mentoselásticos ou como sedimentos químicos e bioquímicos .

CAPíTULO 8 • Sedimentos e Rochas Sedimentares 1197

Sedimentos elásticos As partículas elásticas são fragmentosde rocha fisicamente transportados e produzidos pelo intempe-rismo de rochas preexistentes. Os sedimentos elásticos sãoacumulações de partículas elásticas. Essas partículas variam emtamanho, desde matacão e seixo até areia, silte e argila. Elastambém variam muito na forma. A ruptura ao longo de juntas,planos de acamamento e outras fraturas na rocha-matriz deter-mina a forma dos matacões, calhaus e seixos. Os grãos de areiatendem a herdar suas formas dos cristais individuais da rocha-matriz, na qual eram anteriormente encaixados uns nos outros.

Os sedimentos elásticos são também chamados de silici-elásticos porque são produzidos pelo intemperismo de rochascompostas predominantemente por silicatos. A mistura de mi-nerais nos sedimentos elásticos varia. Minerais como o quartzosão resistentes ao intemperismo e, assim, são encontrados inal-terados nos sedimentos elásticos. Podem existir fragmentosparcialmente alterados de minerais, como o feldspato, que sãomenos resistentes ao intemperismo e, portanto, menos estáveis.Além disso, outros minerais dos sedimentos elásticos podemser neoformados, como os argilominerais. Onde o internperis-mo é pouco intenso, muitos minerais que são instáveis em con-dições superficiais sobrevivem como partículas elásticas. OQuadro 8.1 mostra três conjuntos de minerais num afloramen-to típico de granito.

Sedimentos químicos e bioquímicos Os produtos dissolvidospelo intemperismo são íons ou moléculas em solução nas águasdos solos, rios, lagos e oceanos. Essas substâncias dissolvidas sãoprecipitadas como reações químicas e bioquímicas. Os sedimen-tos químicos formam-se no ou próximo ao local de deposição,geralmente na água do mar. Os sedimentos bioquímicos consti-tuem-se de minerais não-dissolvidos de restos de organismos,bem como de minerais precipitados pelos processos biológicos.Fazemos a distinção entre esses dois tipos de sedimentos somen-te por conveniência, pois, na prática, muitos sedimentos químicose bioquímicos sobrepõem-se. Na maior parte do mundo, a frag-mentação de rochas pelo intemperismo físico é muito maior que adissolução causada pelo intemperismo químico. Assim, os sedi-mentos elásticos são cerca de 10 vezes mais abundantes na crostaterrestre do que os químicos e bioquímicos.

Os sedimentos bioquímicos em ambientes marinhos rasosconsistem em camadas de partículas sedimentares precipitadasbiologicamente, tais como conchas inteiras ou quebradas. Àsvezes, as conchas podem ser transportadas e, posteriormente,

.Quadro 8.1 Minerais que permanecem nos sedimentos elásticos derivados de um aflora-

mento médio de granito sob diferentes intensidades de intemperismo_'"

Intensidade do intemperismo

Baixa Média Alta

Quartzo Quartzo Quartzo

Feldspato Feldspato Argilominerais

Mica Mica

Piroxênio Argilominerais

Anfibólio

198 Para Entender a Terra---'

quebradas e depositadas como sedimentos biocIásticos. Essessedimentos de águas rasas consistem, predominantemente, emdois minerais de carbonato de cálcio - calcita e aragonita - emproporções variáveis. Outros minerais, como fosfatos e sulfa-tos, são abundantes apenas em certos locais.

No oceano profundo, os sedimentos bioquírnicos são cons-tituídos de conchas de poucos tipos de organismos. Elas sãocompostas predominantemente de calcita, um mineral de car-bonato de cálcio, mas a sílica também pode estar consideravel-mente precipitada em algumas partes das profundezas mari-nhas. Como essas partículas bioquímicas acumulam-se emáguas muito profundas, onde a agitação por correntes que trans-portam sedimentos é rara, as conchas dificilmente formam se-dimentos bioclásticos.

Outros sedimentos químicos formam-se por processos inor-gânicos. Por exemplo, a evaporação da água do mar freqüente-mente leva à precipitação de camadas compostas por gipsita ouhalita. Esses sedimentos formam-se em climas áridos, em lo-cais onde um braço do mar ficou suficientemente isolado paraque a evaporação pudesse concentrar os elementos químicosdissolvidos na água até o ponto de precipitação.

Transporte e deposição: a viagem até o sítiodeposicionalDepois de se formarem pelo internperismo e pela erosão, aspartículas elásticas e os íons dissolvidos começam uma viagematé o local de sedimentação. Essa viagem pode ser muito longa;por exemplo, ela pode estender-se por milhares de quilômetrosdesde os tributários do rio Mississipi, nos contrafortes dasMontanhas Rochosas, até os pântanos da Louisiana.

A maioria dos agentes de transporte carrega material morroabaixo. Uma rocha que cai de um penhasco, a areia que é carre-gada por um rio que deságua no mar e as geleiras que vagarosa-mente deslizam morro abaixo são, todas elas, respostas à forçada gravidade. Embora os ventos possam levar materiais de lo-cais mais baixos para mais elevados, no longo percurso em quetransportam areia e pó, a gravidade acaba sendo inexorável, eessas partículas depositam-se em resposta a sua atração. Quan-do uma partícula soprada pelo vento cai no oceano e sedirnenta-se através da água, ela é "presa". Ela pode ser movimentada denovo somente por uma corrente oceânica, a qual transporta ape-nas para outro sítio deposicional do próprio fundo marinho.

os ambientes marinhos, as partículas produzidas porpecessos químicos ou bioquírnicos podem ser transportadas dei.de a área onde foram formadas até locais próximos ao sítiodedeposição. As correntes marinhas que transportam sedirnenncomo as correntes de maré (ver Capítulo 18), atuam em percasos mais curtos que os dos grandes rios continentais. O peqeno percurso de transporte dos sedimentos químicos ou bioquí·micos contrasta com as grandes distâncias de deslocamentcdssedimentos siliciclásticos.

As correntes como agentes de transporte de partículas elás-ticas A maioria dos sedimentos é transportada por corrente dear ou de água. A enorme quantidade de todos os tipos de sedi·mentos encontrada nos oceanos resulta, principalmente, daupacidade de transporte dos rios, que anualmente carregam UI1ll

carga de sedimentos sólidos e dissolvidos de cerca de 25 bi·lhões de toneladas (250 x 10 14 g).

As correntes de ar também movem materiais, mas em qutidade muito menor que a dos rios e correntes oceânicas. Qudo as partículas são levantadas por fluidos como o ar ou a ágas correntes carregam-nas adiante na direção do vento ourio. Quanto mais forte a corrente - isto é, quanto mais rápiela flui -, maiores são as partículas que ela transporta.

Força da corrente, tamanho da partícula e seleção A sementação começa onde o transporte termina. Para partículelásticas, a força que controla a sedimentação é predominantemente resultante do efeito da gravidade. As partículas tendemassentar-se sob a atração gravitacional. Essa tendência opõe-sà capacidade de uma corrente carregar uma partícula. Emborseja uma lei básica da física que, no vácuo, as partículas dqualquer tamanho e densidade caem no solo com mesma vekcidade, essa lei não se aplica a partículas num fluido. ele,(grãos maiores assentam-se mais rápido que os menores. A ~locidade de assentamento é proporcional à densidade e aotrnanho da partícula. Os minerais mais comuns nos sedimenttêm, aproximadamente, a mesma densidade (cerca de 2,6 a2g/cm '), Portanto, utilizamos o tamanho, que é mais convenietemente medido que a densidade, como indicador da velocilde de assentamento de minerais na sedimentação.

Quando uma corrente que está carregando partículas de 1

rios tamanhos se desacelera, ela não pode mais continuar lev;do as partículas maiores suspensas, que, então, se depositaQuando a corrente se desacelera ainda mais, as partículas n

Figura 8.2 Quando as correntesdiminuem a velocidade, os sedimentossegregados de acordo com o tamanhopartícula. O grupo relativamentehomogêneo de grãos de areia da esqueé bem selecionado; o grupo da direita I

pobremente selecionado. [Bill Lyons]Areia bem selecionada Areia pobremente selecionada

norestambémse assentam. Por fim, quando a corrente pára porcompleto,mesmo as menores partículas se depositam. Mais es-pecificamente,as correntes segregam as partículas nos seguin-tesmodos:

I Correntesfortes (mais velozes que 50 crn/s) carregam casca-lhocomum abundante suprimento de detritos grossos e finos.Taiscorrentessão comuns em riachos que fluem velozmente emterrenosmontanhosos, onde a erosão é rápida. O cascalho é de-positadona praia, em locais onde as ondas erodem costas rocho-sas.Asgeleirasproduzem e depositam detritos elásticos de todosostamanhosquando se movem para jusante.

I Correntes moderadamente fortes (velocidade entre 20-50em/s)depositam camadas de areia. As correntes de força mode-radasãocomuns na maioria dos rios, que carregam e depositamareiaemseus canais. Inundações que fluem rapidamente podemespalharareia na planície do vale fluvial. Os ventos tambémtransportame depositam areia, especialmente nos desertos; asondase as correntes depositam areia em praias e oceanos.

I Correntes fracas (velocidade menor que 20 crn/s) carregamlama,composta pelas menores partículas elásticas. Essas cor-rentessãoencontradas na planície de um vale fluvial quando asinundaçõesrecuam vagarosamente ou param de escoar. Em ge-ral,as lamas são depositadas no oceano a alguma distância dapraia,onde as correntes são muito lentas para carregar até mes-moasfinas partículas em suspensão. Grande parte do fundo domaraberto é coberto por partículas de lama originalmentetransportadaspelas ondas superficiais e correntes ou pelo ven-to.Todasessas partículas assentam-se vagarosamente em pro-fundidadesonde as correntes e ondas não atuam, até alcança-rem,por fim, o assoalho oceânico.

Comovemos, as correntes podem começar carregando par-tículasde tamanhos muito diversos e, à medida que variam avelocidade,essas partículas vão se separando. Uma correntefortee rápida pode depositar uma camada de cascalho, enquan-tomantémareias e lamas em suspensão. Se a corrente enfra-quecee desacelera, depositará uma camada de areia sobre a decascalho.Se parar completamente, então depositará uma cama-dade lama no topo da camada de areia. Essa tendência de se-gregarsedimentos de acordo com o tamanho, à medida que va-riaa velocidade da corrente, é chamada de seleção. Um sedi-mentobem selecionado consiste em partículas de tamanho pre-dominantementeuniforme. Um sedimento pobremente selecio-nadocontém partículas de muitos tamanhos (Figura 8.2).

O transporte das partículas não é contínuo, mas intermiten-te.Ascorrentes rápidas transformam-se em fluxos fracos ou pa-raminteiramente. Um rio pode transportar grandes quantidadesdeareia e cascalho quando suas margens extravasam, mas eleabandonaessa carga assim que a inundação recua e somentevoltaa apanhá-Ia e carregá-Ia para locais ainda mais distantesquandoda próxima cheia. Ventos fortes podem carregar grandesquantidadesde pó por poucos dias para, então, aquietar-se e de-positaro material como uma camada de sedimentos. Da mesmaforma,as marés fortes ou outras correntes de água rasa nos lito-raispodem transportar partículas erodidas de sedimentos de car-bonatode cálcio, depositados anteriormente, para lugares maisdistantescosta afora e abandoná-Ias lá. Os processos de intem-perismoquímico e físico continuam durante o transporte. Esses

CAPíTULO 8 • Sedimentos e Rochas Sedimentares 11 99

CurtaDistância do transporte

Moderada Longa

Maior,mais anguloso

Menor,mais arredondado

Figura 8.3 O transporte reduz o tamanho e a angularidade daspartículas elásticas. Os grãos tornam-se arredondados e umpouco menores à medida que são transportados, embora suaforma geral possa não mudar significativamente.

processos, assim como os agentes de transporte, que são maisrápidos, tendem a operar de forma intermitente.

Enquanto as correntes de água e vento estão transportandopartículas, o intemperismo físico continua. Seus processos afe-tam as partículas de dois modos: reduzindo o tamanho delas earredondando os fragmentos originalmente angulosos (Figura8.3). À medida que vão sendo transportadas, as partículas tom-bam e chocam-se umas com as outras ou friccionam-se contra osubstrato rochoso. Os seixos ou grãos maiores que colidemenergicamente podem quebrar-se em dois ou mais pedaços me-nores. Choques mais fracos podem lascar pequenos pedaços dasbordas e dos cantos. A abrasão causada pelo substrato rochoso,associada aos impactos entre os grãos, também arredonda aspartículas, desgastando-as e suavizando as arestas e as pontas.Esses efeitos aplicam-se à maioria das partículas grandes, ha-vendo pouca abrasão na areia e no silte causada por impacto.

o intemperismo químico é intermitente Embora o materialelástico ainda esteja em contato com os principais agentes dointemperismo químico - água mais oxigênio e dióxido de car-bono da atmosfera -, as reações lentas do intemperismo nãotêm muito efeito durante os breves períodos em que o materialestá sendo de fato transportado por uma corrente. A maior par-te do intemperismo químico ocorre durante um longo períodointermitente, quando o sedimento está temporariamente depo-sitado antes de ser apanhado de novo pela corrente. Por exem-plo, quando um rio inunda seu vale por poucos dias, depositaareia, silte e argila. Depois que a inundação recua, o intempe-rismo químico dos depósitos recomeça e prossegue até a próxi-ma cheia, que pode carregar o sedimento da inundação anterior,redepositando-o mais longe a jusante, onde novamente come-çará a sofrer intemperismo químico.

Dessa maneira, os episódios de transporte e deposição po-dem alternar-se com os de intemperismo químico. A deposiçãopode ser intermitente e o tempo total entre a formação dos de-tritos elásticos e sua deposição final pode ser de muitas cente-

200' Para Entender a Terra

nas ou milhares de anos, dependendo da distância até a área dedeposição final e do número de paradas ao longo do caminho.As partículas c1ásticas erodidas nas cabeceiras do rio Mississi-pi, situadas nas montanhas no oeste de Montana (EUA), porexemplo, levam centenas de anos para viajar os 3.200 km dosrios Missouri e Mississipi até o Golfo do México. Durante essalonga jornada, os intemperismos físico e químico podem afetaras partículas que esses rios carregam.

Oceanos e lagos: tanques de mistura química O fator de con-trole da sedimentação química e bioquímica é mais químico doque gravitacional. Substâncias químicas dissolvidas na águadurante o intemperismo são carregadas por ela como uma solu-ção homogênea. Materiais como os íons de cálcio dissolvidosformam a própria solução aquosa, de modo que a gravidade nãotem como atuar para a deposição isolada dos mesmos. Como osmateriais dissolvidos fluem rio abaixo, eles entram definitiva-mente nas águas de lagos ou oceanos.

Os oceanos podem ser pensados como imensos tanques demistura química. Os rios, a chuva, o vento e as geleiras constan-temente levam materiais dissolvidos para eles. Além disso, pe-quenas quantidades de materiais dissolvidos entram no oceanopelas reações químicas entre a água e o basalto quente das dor-sais mesoceânicas. O oceano está continuamente perdendoágua, que evapora de sua superfície. Todavia, os volumes de en-trada e saída de água dos oceanos são tão exatamente equilibra-dos que eles permanecem constantes por curtos intervalos dotempo geológico, como anos, décadas ou mesmo séculos. Emgrandes escalas de milhares a milhões de anos, entretanto, oequilíbrio pode mudar. Durante as Idades do Gelo, por exemplo,quantidades significativas de água do mar foram convertidas emgelo glacial e o nível do mar foi rebaixado por mais de 100 m.

A entrada e a saída de materiais dissolvidos são, da mesmaforma, equilibradas. Cada um dos vários componentes da águado mar participa de alguma reação química ou bioquímica que,por fim, se precipita da água e se deposita no assoalho marinho.Como resultado, a salinidade do oceano - a quantidade total desubstâncias dissolvidas num dado volume de água do mar -mantém-se constante. Considerando todos os oceanos do mun-do, a precipitação equilibra o influxo total de materiais dissol-vidos pelo intemperismo continental e pela atividade hidroter-mal das dorsais mesoceânicas - que é outra maneira, ainda, pe-la qual o sistema Terra mantém seu equilíbrio.

Podemos entender alguns dos mecanismos que sustentamesse balanço químico ao analisarmos o balanço do cálcio. Es-se elemento é um importante componente do mais abundanteprecipitado bioquímico formado nos oceanos: o carbonato decálcio (CaCO)). O cálcio é dissolvido quando o calcário e ossilicatos que o contêm - como certos feldspatos e piroxênios -alteram-se nos continentes, liberando-o como íons (Ca2+) quesão levados para os oceanos. Aí, vários organismos marinhoscombinam, por meio de processos bioquímicos, íons de cálciocom íons de bicarbonato (HC03 -), também presentes na águado mar, para formar conchas de carbonato de cálcio. O cálcio,que entra no oceano como íon dissolvido, sai dele como sedi-mento sólido quando os organismos morrem e suas conchassedimentam-se e acumulam-se como sedimento de carbonatode cálcio sobre o fundo marinho. Por fim, processos pós-depo-sicionais transformam o carbonato de cálcio em calcário. Des-sa forma, o balanço químico que mantém constante o nível de

cálcio dissolvido no oceano é, em parte, regulado pelasatill·dades dos organismos.

Mecanismos não-biológicos também mantêm o balançoqui·mico nos oceanos. Por exemplo, íons de sódio (Na") levadopa-ra os oceanos reagem quimicamente com íons de cloro (C1-)pa-ra formar o precipitado de c1oreto de sódio (NaCI). Issoacenece quando a evaporação eleva a quantidade de íons de sódioecloro para além do ponto de saturação. Como vimos noCapítu·103, as soluções cristalizam minerais quando se tomam tãosa·turadas com os materiais dis olvidos que não podem maiscon·tê-los, A intensa evaporação necessária para a cristalizaçãoésal ocorre nas águas rasas e quentes dos braços de mar.

A sedimentação orgânica é, também, outro tipo de precipl·tação bioquímica. A vegetação pode ser preservada durantetécadas em pântanos e se acumular como matéria orgânicacon·centrada, turfa, a qual contém mais de 50% de carbono. A tur·fa é, por fim, soterrada e transformada pela diagênese emcarovão. Tanto em águas de lagos como de oceanos, os restosdea)·gas, bactérias e outros organismos microscópicos podemacu·mular-se em sedimentos como matéria orgânica que, porsuavez, pode ser transformada em petróleo e gás.

UkDlt>ientesde sedimentaçãoDentre as várias maneiras pelas quais a sedimentação podeserclassificada, os geólogos estabeleceram o conceito de ambiente de sedimentação como o mais útil. Um ambiente de sedlmentação é um Iugar geográfico caracterizado por uma combinação particular de processos geológicos e condições arnbieatais (Figura panorâmica 8.4). Os ambientes de sedimentaçãosão freqüentemente agrupados por sua localização, seja noscontinentes, em regiões costeiras ou, ainda, nos oceanos. Acondições ambientais incluem:

• O tipo e a quantidade de água (oceano, lago, rio e terra árida);

• O relevo (terras baixas, montanha, planície costeira, oceanoraso e oceano profundo);

• A atividade biológica.

Os processos geológicos incluem as correntes que transportam e depositam os sedimentos (água, vento e gelo), o posicionamento na placa tectônica, que pode afetar a sedimentação eosoterramento dos sedimentos, e a atividade vulcânica. Assim,um ambiente praial considera conjuntamente as dinâmicas dasondas aproximando-se e arrebentando no litoral, as correntesresultantes e a distribuição dos sedimentos na praia.

Os ambientes de sedimentação estão relacionados com seuposicionamento na placa tectônica. Por exemplo, o ambiente deuma trincheira oceânica profunda é encontrado numa zonadesubducção, enquanto espessos depósitos aluviais (fluviais) es-tão tipicamente associados a montanhas formadas pela colisãode continentes. Os ambientes de sedimentação podem ser afe-tados ou determinados tanto pelo clima como pela tectônicaPor exemplo, um ambiente desértico tem um clima árido; umambiente glacial, frio.


o SISTEMA TERRA

OS AMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO RESULTAM DA INTERAÇÃO DE MÚLTIPLOS FATORES

Atmosfera, hidrosfera,litosfera e biosferainteragem ...

o...e suas interações especí-ficas criam ambientes desedimentação comsedimentos específicos.

Deserto

GAmbientes continentais lago

Agente de trans- Correntes lacustres,DOs ambientes continentais porte ondas

mostram uma grande variação Sedimentos Areia e lama,

de temperatura e precipitação preci~itados salinosem c imas áridos

de chuva.Clima Árido a úmido

Processos orgânicos Organismos de águadoce e precipitados

5Ambientes costei ros Delta

Agente de trans- Correntes fluviais, ondas11Os ambientes costeiros são porte

dominados pela ação de ondas, Sedimentos Areia e lama

marés e correntes. Clima Árido a úmido

Processos orgânicos Soterramento dedetritos vegetais

QAmbientes marinhos Mar profundo

Agente de trans-porte

Sedimentos

Correntes oceânicasCorrentes de turbidez

Lama e areia

DOs ambientes marinhos sãoinfluenciados principalmentepelas correntes.____________ ~Processos orgânicos Deposição de restos

de organismos

Processosorgânicos eorganismosque modificamos sedimentos

localizaçâogeográfica eposicionamentona placa tectõnica

Sedimentos depositados I

\4D Recife orgãnico

AluvialQ

Desértico Glacial

Correntes fluviais Vento Gelo, água de degelo

Areia, lama e cascalho Areia e pó Areia, lama e cascalho

Árido a úmido

Matéria orgânica em depó-sitos lamosos de inundação

Árido

Pouca atividadeorgânica

Frio

Pouca atividadeorgânica

6 7t_~-Praia Planícies de maré

Ondas, correntes de maré Correntes de maré

Areia e cascalho Areia e lama

Árido a úmido Árido a úmido

Pouca atividade orgânica Organismos misturadosaos sedimentos

Plataforma continental Margem continentalRecifes orgãnicos

Ondas e marés Ondas e marés Correntes oceânicase ondas

Lama e areia

Deposição de restosde organismos

Areia e lama

Deposição de restosde organismos

Organismos calcificados

Secreção de carbonatospor corais e outrosorganismos

Figurapanorâmica 8.4 Um ambiente de sedimentação é caracterizado por um conjunto particular de condições ambientais eprocessosgeológicos.

Os ambientes de sedimentação elásticos são aqueles constituí·dos predominantemente por sedimentos elásticos. Exemplsdesses são os ambientes aluviais (correntes fluviais) contine.tais, desérticos, lacustres e glaciais, bem como os ambienscosteiros, transicionais entre os continentais e os marinhos:dei·tas, praias e planícies de maré. Nessa categoria, estão tambémincluídos os ambientes oceânicos da plataforma continental,damargem continental e do assoalho oceânico profundo, onde

A dinâmica das ondas, das marés e das correntes em praias are- areias e lamas são depositadas. Os sedimentos desses ambieanosas domina os ambientes costeiros (ver Figura panorâmica tes elásticos são freqüentemente chamados de sedimentos ter.8.4). ~s ?rganismos pod~m ser a?undant:s ne,ss~s águas rasas, rígenos, para indicar sua origem do continente.mas nao influenciam muito a sedimentação elástica, exceto on- r Ambientes de sedimentação químicos e bioquímicossãode os ~~dimentos c.arboná~cos tan:bém são abundantes. Entre aqueles caracterizados principalmente pela precipitação quími.os am lentes costeiros, po emos citar: ca e bioquímica (Quadro 8.2). De longe, os mais abundanís

são os ambientes carbonáticos -locais marinhos onde o cartonato de cálcio, principalmente de origem bioquímica, é o principal sedimento. Centenas de espécies de moluscos e outrosorganismos invertebrados, bem como algas calcárias (contendocálcio), secretam materiais e conchas carbonáticas. Váriaspopulações desses organismos vivem em diferentes profundidades da água, tanto em áreas calmas como em lugares ondeasondas e as correntes são fortes. Quando eles morrem, suascon·chas se acumulam para formar o sedimento.

Os ambientes carbonáticos, com exceção daqueles demarprofundo, são encontrados predominantemente nas regiõesoceânicas tropicais ou subtropicais mais quentes, onde ascoadições químicas favorecem a precipitação de carbonato decál·cio. Essas regiões contêm recifes orgânicos, praias de areiacarobonática, planícies de maré e margens carbonáticas rasas. Empoucos lugares, os sedimentos carbonáticos podem formar-se

202 [Para Entender a Terra

Ambientes continentais_ \J Os ambientes de sedimentação em continentes são diversos, de-

vido ao grande intervalo de variação de temperatura e precipi-tação de chuva na superfície. Esses ambientes são estruturadosno entorno de rios, desertos, lagos e geleiras (ver Figura pano-râmica 8.4).

..-í~• Um ambiente aluvial inclui um canal fluvial, as margens docanal e o fundo plano do vale, em ambas as margens do canal,que é inundado quando o rio transborda. Os rios estão presen-tes em todos os continentes, exceto na Antártida, de modo queos depósitos aluviais estão amplamente distribuídos. Os orga-nismos são abundantes nos depósitos de inundação lamacentose são responsáveis pelos sedimentos orgânicos. O clima variade árido a úmido.

• Um ambiente desértico é árido. Os sedimentos num desertoformam-se pela combinação da ação do vento com o trabalhodos rios (na maioria intermitentes) que correm nele. A aridez ini-be o crescimento orgânico, de modo que os organismos têm pou-co efeito nos sedimentos. As dunas de areia do deserto propor-cionam um ambiente arenoso especial.

_ V • Um ambiente lacustre é controlado pelas ondas relativamentepequenas e pelas correntes moderadas dos corpos interiores deágua doce ou salina. A sedimentação química de matéria orgâni-ca ou de carbonatos pode ocorrer em lagos de água doce. Os la-gos salinos, como aqueles encontrados em desertos, evaporam eprecipitam diversos minerais evaporíticos, como a halita. OGrande Lago Salgado! (EUA) é um exemplo.

• Um ambiente glacial é dominado pela dinâmica das massas degelo em movimento e é caracterizado pelo clima frio. A vegeta-ção está presente, mas tem pouco efeito no sedimento. Nas bor-das de derretimento de uma geleira, as correntes da água do de-gelo formam um ambiente aluvial transicional.

Ambientes costeiros

• ambientes deltaicos, onde os rios desembocam em lagos ouno mar;

;t> • ambientes de planície de maré, onde extensas áreas expostasna maré baixa são dominadas por correntes de maré;

"- • ambientes praiais, onde as ondas fortes que se aproximam earrebentam no litoral distribuem os sedimentos na praia, deposi-tando faixas de areia ou cascalho.

Ambientes marinhosOs ambientes marinhos geralmente são subdivididos de acordocom a profundidade da água, que determina os tipos de corren-tes encontrados nos locais oceânicos (ver Figura panorâmica8.4). Alternativamente, eles podem ser classificados com basena distância até a margem continental:

• Ambientes de plataforma continental estão localizadoseláguas rasas distantes das praias continentais, onde a sedirrenção é controlada por correntes relativamente calmas. A sedinetação pode ser elástica ou química, dependendo da fontededá>ticos e da intensidade da produção de carbonato por organismou das condições de formação de evaporitos.

• Recifes orgânicos são compostos por estruturas carbonácsformadas de material secretado por organismos, construfdassbre as plataformas continentais ou em ilhas vulcânicas oceâncs

• Ambientes de margem continental são encontrados naságuIDmais profundas das margens continentais, onde o sedimentoidepositado por correntes de turbidez. Uma corrente de turbideziuma avalancha submarina turbulenta de sedimento e água qesmove vertente abaixo .

• Ambientes marinhos profundos compreendem todos osassoo·lhos do oceano profundo, distante dos continentes, onde aságu~calmas são perturbadas apenas ocasionalmente por corrensoceânicas. Entre esses ambientes, pode-se citar o talude conti·nental, que é construído por correntes de turbidez deslocandospara longe das margens continentais; as planícies abissais,~quais acumulam sedimentos supridos predominantemente poresqueletos de plâncton, provenientes de águas mais superficiais;e as dorsais mesoceânicas.

Ambientes de sedimentação elásticos versusquímicos e bioquímicos


Ambiente Agente de precipitação Sedimentos

Quadro8.2 Principais ambientes de sedimentação químicos e bioquímicos

COSTEIRO E MARINHO

Carbonático(inclusiverecifes,mar profundo, etc.)

Evaporito

Silicosos:mar profundo

Organismos conquíferos, algumas algas,precipitação inorgânica da água do mar

Evaporação da água do mar

Organismos conquíferos

CONTINENTAL

Evaporito Evaporação da água lacustre

Pântano Vegetação Turfa

emáguas mais frias, que são supersaturadas em carbonato -águasque geralmente estão abaixo de 20°C, tais como algumasregiõesdo Oceano Índico no sul da Austrália. Os sedimentoscarbonátlcosde águas frias são predominantemente materiaisconquíferosde calcita.

Umambiente evaporítico forma-se numa enseada ou braçodemar,onde a taxa de evaporação da água quente é maior queamisturacom a água do mar aberto com a qual está conectada.Ataxae o tempo de evaporação controlam a salinidade da águadomar submetida a esse processo e, assim, os tipos de sedi-mentosformados. Ambientes evaporíticos também se formamemlagossem rios emissários. Tais lagos podem produzir sedi-mentosde halita, borato, nitratos e outros sais.

Ambientes silicosos são ambientes marinhos profundos es-peciais,cujo nome se refere aos restos de carapaças silicosasnelesdepositados. Os organismos que secretam sílica desenvol-vem-sena superfície das águas, onde os nutrientes são abun-dantes.Suas carapaças assentam-se no assoalho do oceano eacumulam-seem camadas de sedimentos silicosos.

~m-uturas sedimentares

Todosos tipos de acamamento e muitas outras superfícies for-madasdurante a deposição são chamados de estruturas sedi-mentares.O acamamento, ou estratijicação, é uma feição co-mumdos sedimentos e das rochas sedimentares. As camadasparalelasde diferentes tamanhos de grão ou composição indi-camsucessivas superfícies deposicionais. O acamamento podeserdelgado, com espessura da ordem de centímetros ou mesmomilímetros.No extremo oposto, o acamamento pode ter espes-surade metros ou mesmo muitos metros. Grande parte do aca-mamentoé horizontal, ou próximo a isso, no tempo de deposi-ção.Alguns tipos de acamamento, entretanto, formam-se comaltosângulos em relação à horizontal.

Areias e lamas carbonáticas, recifes

Gipsita, halita, outros sais

Sílica

Halita, boratos, nitratos, carbonatos eoutros sais

Estratificação cruzadaA estratificação cruzada consiste em conjuntos de materialestratificado, depositado pelo vento ou pela água, nos quais aslâminas inclinam-se em relação à horizontal segundo ângulosde até 35° (Figura 8.5). Os estratos cruzados formam-se quan-do os grãos são depositados sobre os planos mais inclinados, nosentido da corrente (ajusante), das dunas de areia sobre o solo,ou das barras arenosas em rios e sob o mar. A estratificação cru-zada em dunas arenosas depositadas pelo vento pode ser com-plexa, como resultado da rápida mudança das direções do agen-

Figura 8.5 Estratificação cruzada num ambiente desértico. Avariação nas direções da estratificação cruzada deste arenitodeve-se às mudanças na direção do vento no tempo em que asdunas foram depositadas. Arenito Navajo, Parque Nacional Zion,sudoeste de Utah (EUA). [Peter Kresan]


te de transporte. A estratificação cruzada é comum em arenitos(Figura 8.6) e é também encontrada em cascalhos e alguns se-dimentos carbonáticos. Ela é mais fácil de ser observada emarenitos do que em areias, nas quais, geralmente, deve ser aber-ta uma trincheira ou, de outro modo, ser escavadas para ver-seuma secção transversal das mesmas.

Estratificação gradacionalA estratificação gradacional- é muito comum em sedimentosdo talude continental e marinho profundo depositados por umavariedade especial de corrente de fundo chamada corrente deturbidez (ver Capítulo l7). Cada camada numa estratificaçãogradacional progride desde grãos grossos na base até grãos fi-nos no topo. A gradação indica uma diminuição da corrente quedepositou os grãos. Um acamamento gradacional ' consiste emuma série de camadas de grãos grossos a finos, cuja espessuravaria, normalmente, desde poucos centímetros a muitos metros,as quais formavam leitos horizontais, ou próximos a isso, aotempo de deposição. As acumulações de muitas camadas gra-dacionais individuais podem alcançar uma espessura total decentenas de metros. Um pacote de camadas formado como re-sultado da deposição de uma corrente de turbidez é chamado deturbidito.

Marcas onduladasAs marcas onduladas ou ondulações são dunas de areia ou sil-te muito pequenas cuja dimensão mais longa está em ângulo re-to com a corrente. Elas formam cristas, ou corrugações, peque-nas e estreitas, geralmente de apenas um ou dois centímetros dealtura, separadas por calhas mais largas. Essas estruturas sedi-mentares são comuns tanto em areias modernas como em areni-tos antigos (Figura 8.7). As ondulações podem ser observadasnas superfícies das dunas expostas ao vento, em barras arenosas

Desertos Praias~~"t-Ir: " , > ---.s--:

Lado montante,de onde vem acorrente (barlavento)-.

lado jusante.para ondeva i a corren~(sotavento)

/

Estratificação cruzada

Figura 8.6 A estratificação cruzada forma-se quando os grãossão depositados sobre o plano mais íngreme e inclinado nosentido da corrente (para jusante) de uma duna ou marcaondulada.

subaquáticas de correntes rasas e sob as ondas nas praias.0,geólogos podem distinguir ondulações simétricas feitas pelovaivém das ondas numa praia de ondulações assimétricasfor·madas por correntes movendo-se numa única direção sobrebar·ras arenosas fluviais ou dunas eólicas (Figura 8.8).

Figura 8.7 (Esquerda) Marcas onduladas em areias de uma praia atual. [RaymondSiever] (Direita) Marcas onduladas em um arenito antigo. [Reg Morrison/Auscape]

Ondulações simétricas(praia)

Ondas

\~

~

Inclinações iguais


Ondulações assimétricas(duna e barra arenosafluvial)

Inclinaçãosuave

Inclinaçãoíngreme

/Vento ou água

/

Figura8.8 As formas das ondulações na areia de uma praia, produzidas pelo vaivém das ondas,sãosimétricas. Já as ondulações em dunas eólicas e barras arenosas de rios, produzidas pelomovimentoda corrente numa única direção, são assimétricas.

Estruturasde bioturbaçãoA estratificação em muitas rochas sedimentares apresenta-sequebradaou rompida por tubos aproximadamente cilíndricos,depoucoscentímetros de diâmetro, que se estendem vertical-menteatravés de muitas camadas. Essas estruturas sedimenta-ressãoremanescentes de furos e túneis escavados por molus-cos,vermes e muitos outros organismos marinhos que vivemnofundodo mar. Tais organismos retrabalham os sedimentosexistentesescavando através das lamas e areias - um processochamadode bioturbação. Eles ingerem os sedimentos em bus-cadaspequenas quantidades de material orgânico que contêm

Figura 8.9 Estruturas de bioturbação. Pensa-se que estesrastrosforam feitos por trilobitas que viveram em sedimentoslamososdo Cambriano Médio, em Montana (EUA), há cerca de500 milhões de anos. Esta rocha está entrecruzada por traços etúneisfossilizados, ancestralmente escavados na lama pororganismos. [Chip Clark]

e deixam para trás sedimentos retrabalhados, que preenchem osfuros (Figura 8.9). A partir das estruturas de bioturbação, osgeólogos podem deduzir o comportamento dos organismos queescavaram os sedimentos e, assim, reconstruir os ambientes desedimentação.

Ciclos sedimentaresou seqüências de camadasOs ciclos sedimentares são estruturados por camadas interca-ladas e verticalmente empilhadas de arenito, folhelho e outrostipos de rochas sedimentares. Uma seqüência pode consistir emarenito com estratificação cruzada, sobreposto por siltito bio-turbado, e este, por sua vez, superposto por arenito com marcasonduladas - em qualquer combinação de espessuras para cadatipo de rocha da seqüência. Os ciclos de camadas fornecem aosgeólogos idéias sobre a história dos eventos antigos que ocorre-ram na superfície terrestre.

Os ciclos sedimentares ajudam os geólogos a reconstruircomo ocorreu toda a seqüência de deposição dos sedimentos.A Figura 8.10 mostra um ciclo de camadas tipicamente for-mado por rios. Um rio deposita seqüências repetitivas que seformam quando o canal migra lateralmente no fundo do vale.A parte inferior de cada seqüência representa os sedimentosdepositados na porção mais profunda do canal, onde as corren-tes são mais fortes. A parte superior representa os sedimentosdepositados nas porções mais rasas, onde as correntes são maisfracas. Um típico ciclo formado dessa maneira consistirá emsedimentos que gradam, em direção ao topo, desde grossos atéfinos. Camadas com estratificação cruzada de grande porte se-rão encontradas na base, seguidas por estratificação cruzada depequeno porte e, no topo, por laminação horizontal. Na cama-da de topo com laminação horizontal, os sedimentos finos acu-mulam-se na parte mais rasa do canal, onde as correntes maisfracas permitem que o material em suspensão seja decantado,depositando-se em camadas horizontais. Atualmente, existem


1 m

Figura 8.10 Areias e cascalhos de um cicloaluvial típico. Esse tipo de ciclo é formado pelamigração de uma barra de pontal num riomeandrante (ver Capítulo 14). [USA-NRCS,foto de Jim R. Fortner]

Ciclo superior

tPlanície de inundação: I

lama e silte

Canal raso:areia de grão fino,

estratificação cruzadade pequeno porte

Canal profundo:sedimentos de

grão grosso,estratificação

de grandeporte

o~n.,~,

'"n3'oa.

Um ~ciclo 3

'":l:roa.o

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Fotografia doperfil do ciclo aluvial Ciclo inferior

avançados modelos computadorizados que relacionam os ci-elos de areias depositadas em ambientes aluviais a seus fatorescausais. Outras características de seqüências deposicionais po-dem ser utilizadas para reconhecer a deposição em litorais emares profundos. (Essas seqüências serão abordadas maisadiante, no Capítulo 17.)

~mJ~rramento e diagênese: doélimento à rocha

As partículas elásticas produzidas pelo intemperismo e pela ero-são do solo geralmente terminam como sedimentos marinhosdepositados em várias partes dos oceanos, levados até eles porrios, ventos e geleiras. Uma pequena quantidade de sedimentoselásticos fica depositada nos terrenos continentais.

De forma similar, a maioria dos sedimentos químicos e bio-químicos é depositada nos assoalhos dos oceanos, embora tam-bém se depositem em lagos e pântanos. Uma vez que os sedi-mentos elásticos, químicos ou bioquímicos cheguem até o as-soalho dos oceanos, eles são ali aprisionados. Uma correnteoceânica pode carregá-los novamente e transportá-los para umsítio deposicional diferente do assoalho marinho. Na maioriadas regiões profundas do oceano, entretanto, as correntes defundo não são fortes o suficiente para erodir os sedimentos de-pois que eles se depositaram. Portanto, em comparação com ossedimentos que se acumulam em regiões continentais, umagrande fração de sedimentos depositada no fundo oceânico ésoterrada e preservada por um longo período de tempo.

Desenho interpretativo

Diagênese: calor, pressão e reações químicastransformam os sedimentos em rochaDepois que os sedimentos são depositados e soterrados, elesestão sujeitos à diagênese - as várias mudanças físicas e quím-cas que continuam até que os sedimentos ou rochas sedimemares sejam novamente expostos ao intemperismo ou metamorfizados pelo calor e pela pressão (Figura 8.11). O soterramentopromove essas mudanças porque os sedimentos enterrados estão sujeitos ao crescente aumento de temperatura e pressãonointerior da Terra.

A temperatura aumenta com a profundidade na crosta ter·restre numa taxa média de 30°C para cada quilômetro. Numaprofundidade de 4 km, os sedimentos soterrados podem alcançar 120°C ou mais, temperatura em que certos tipos de matériaorgânica enterrada com os sedimentos podem ser convertidosem óleo ou gás. A pressão também aumenta com a profundidade - numa média aproximada de I atmosfera para cada 4,4 fi.

Esse aumento de pressão é responsável pela compactação dossedimentos soterrados. Tanto a cimentação como a compactação resultam na litificação, o endurecimento de sedimentosmoles em rocha.

A cimentação é a principal mudança da diagênese química, naqual os minerais são precipitados nos poros dos sedimentos,formando o cimento que liga os sedimentos elásticos e as re-chas. A cimentação diminui a porosidade, que é a percentagemdo volume de uma rocha que consiste em poros abertos entreosgrãos. A cimentação também resulta na litificação, que é o en-durecimento de sedimentos moles em rocha. Em algumasareias, por exemplo, o carbonato de cálcio é precipitado como


oOs sedimentos são soterrados, com-pactados e litificados em profundi-dades rasas da crosta da Terra...

o...ou podem ser empurrados na zo-na de subducção, onde estão sujei-tos a altas pressões e temperaturas.

DA compactação por soter-ramentoespreme a água.

Compactação

50·60'70de água

1

DA diagênese é o processo - físico equímico - que transforma ossedimentos em rochas sedimentares.

nSedimentos diferentes resultamem rochas sedimentares diversas.

Fino ---------..,.~ Grosso

10-20% de ãgua~,--:. __ --'-_

I litificação I

oA precipitação ou adiçãode novos minerais cimentaas partículas sedimentares.

CimentaçãoLama Cascalho Matéria orgânicaAreia

Folhelho Arenito Conglomerado Petróleo e gás Carvão

Figura 8.11 Os processos diagenéticos produzem mudanças na composição e na textura. A maioria das mudanças tende atransformaros sedimentos moles e soltos em rochas sedimentares duras e litificadas. [Folhelho: D. Cavagnaro/Visuals Unlimited.Arenito e conglomerado: Breck P.Kent. Petróleo e gás e carvão: John Woolsey]

caleita,a qual atua como um cimento que liga os grãos e solidi-ficaa massa resultante num arenito (Figura 8.12). Outros mi-nerais,como o quartzo, podem cimentar areias, lamas e casca-lhosem arenitos, lamitos e conglomerados.

grãos de areia, ao serem depositados, contêm relativamentepoucos espaços vazios entre si, de modo que não se cornpac-tam muito mais. Entretanto, as lamas depositadas recente-mente, inclusive aquelas carbonáticas, são altamente porosas.É comum esse sedimento conter mais de 60% de água emseus espaços porosos. Como resultado, as argilas compactammuito depois do soterramento, perdendo mais da metade desua água.

Compactação A principal mudança da diagênese física é acompactação, um decréscimo no volume e na porosidadedo edimentos. A compactação ocorre quando os grãos sãocomprimidos pelo peso dos sedimentos sobrepostos. Os


Figura 8.12 Esta micrografiade um arenito mostra grãos dequartzo (branco e cinza) cimentados por caleita (cores vivasevariadas)introduzidas depois da deposição.

~sificação das rochastilfQ!imentares e dos sedimentos

c ásticosPodemos, agora, utilizar nosso conhecimento em sedimentaçãopara classificar os sedimentos e seus equivalentes litificados,que são as rochas sedimentares. As principais elasses existentessão, novamente, a elástica e a química e bioquímica. Os sedi-mentos e rochas sedimentares clásticos constituem mais de trêsquartos da massa total de sedimentos e rochas sedimentares dacrosta terrestre. Começaremos, portanto, por eles.

Classificação pelo tamanho das partículasOs sedimentos e as rochas sedimentares elásticos são classificados, primeiramente, pelo tamanho dos grãos, resultando nastrês categorias gerais abaixo relacionadas (Quadro 8.3):

• Grossa: cascalho e conglomerado;

• Média: areia e arenito;

• Fina: silte e siltito; lama, larnito e folhelho; argila e argilito.

A classificação das várias rochas e sedimentos elásticos pe10tamanho de suas partículas põe em evidência um importantecondicionante da sedimentação: a intensidade da corrente. Como já vimos, quanto maior a partícula, mais forte se faz necessária a corrente para carregá-Ia e depositá-Ia. Essa relação entrea intensidade da corrente e o tamanho da partícula é a razão pe-Ia qual partículas de mesmo tamanho tendem a se acumular emcamadas diferentes. Isto é, geralmente as camadas de areia nãocontêm seixos ou lama e, na maioria dos casos, as lamas têmapenas partículas mais finas que areia.

Dentre os vários tipos de sedimentos e rochas sedimentares,os elásticos de grãos finos, que contêm maiores quantidades deargilominerais, são, de longe, os mais abundantes - cerca detrês vezes mais comuns que os elásticos mais grossos (Figura8.13). Essa abundância deve-se à alteração química para argilominerais de grandes quantidades de feldspato e outros silicatosda crosta da Terra. A seguir, voltaremos a abordar mais detalhadamente cada um dos três grandes grupos de rochas e sedimentos elásticos.

Clásticos de grão grosso: cascalho econglomerado"Cascalho é o sedimento mais grosso, consistindo em partículascom mais de 2 mm de diâmetro, incluindo seixos, calhaus ematacões (ver Quadro 8.3). Conglomerado é o equivalente li-

Rocha

Quadro 8.3 Principais elasses de rochas sedimentares e sedimentos elásticos Jf

Tamanho da partícula Sedimento

GROSSO CASCALHO

Maior que 256 mm Matacão

)256-64 mm Calhau64-2 mm Seixo

MÉDIO

2-0,062 mm AREIA

FINO LAMA

0,062-0,0039 mm Silte

Menor que 0,0039 mm Argila

Conglomerado

Arenito

Siltito

1Lamito (fratura em bloco)Folhelho (quebra ao longo do acamamento)Argilito

Arenito econglomerado 11 '70

Rochascarbonáticas 14'70

Siltito, lamitoe folhelho 75'70

Figura 8.13 A abundância relativa dos principais tipos derochassedimentares. Em comparação com estes três tipos, todososdemais - evaporitos, sílex e outras rochas sedimentaresquímicas- existem somente em pequenas quantidades.

tificadodo cascalho (Figura 8.14). Seixos, calhaus e matacõessãofáceis de se estudar devido aos grandes tamanhos, que po-demnos informar a velocidade das correntes que os transporta-ram,sendo muito importantes. Ademais, a composição dessesc1astosnos conta sobre a natureza das áreas-fonte onde foramproduzidos.

Em poucos ambientes, como rios de montanhas, praias ro-chosascom ondas altas e águas de degelo de geleiras, existemcorrentesfortes o suficiente para transportar seixos. Correntesfortestambém transportam areia e quase sempre ela é encontra-daentreos seixos. Uma parte dela foi depositada com o casca-lhoe outra parte infiltrou-se nos espaços entre os fragmentosdepoisque o cascalho foi depositado. Os seixos e os calhaus fi-camarredondados rapidamente, devido à abrasão durante otransporteno solo ou na água.

elásticos de grão médio: areia e arenito 'Asareias consistem em partículas de tamanho médio, cujo diâ-metrovaria desde 0,062 até 2 mm (ver Quadro 8.3). Esses sedi-


mentos são movidos até mesmo por correntes moderadas, comoaquelas dos rios, ondas nos litorais e ventos que sopram a areianas dunas. As partículas de areia são grandes o suficiente paraserem vistas a olho nu e muitas de suas características são facil-mente reconhecidas com o uso de uma simples lupa de mão. Oequivalente litificado da areia é o arenito (ver Figura 8.14).

Tamanhos e formas dos grãos de areia As partículas elásti-cas de tamanho médio - areias - são subdivididas em finas mé-dias e grossas. O tamanho médio dos grãos de qualquer arenitopode ser um importante indício tanto da força da corrente queos transportou como do tamanho dos cristais erodidos da rocha-matriz. A variedade e a abundância relativa dos diversos tama-nhos também são significativas. Se todos·os grãos são próximosdo tamanho médio, diz-se que a areia é bem selecionada. Semuitos grãos são maiores ou menores que a média, a areia é po-bremente selecionada. O grau de seleção pode ajudar a distin-guir, por exemplo, entre areias de praias (bem selecionadas) eareias lamosas depositadas por geleiras (pobremente seleciona-das). As formas dos grãos de areia também podem ser impor-tantes indicadores de sua origem. Assim como os seixos, osgrãos de areia são arredondados durante o transporte. A exis-tência de grãos angulosos indica que percorreram distâncias pe-quenas, enquanto grãos arredondados indicam um longo cami-nho percorrido, como ocorre em um grande sistema fluvial.

Mineralogia de areias e arenitos Dentro de cada categoria, oselásticos podem ser, ainda, subdivididos de acordo com a com-posição mineralógica, a qual pode ajudar a identificar a rocha-matriz. Assim, há arenitos que são ricos em quartzo e, outros,em feldspato. Certas areias são bioelásticas e formam-se quan-do materiais como o carbonato, originalmente depositado comoconchas, são quebrados e transportados por correntes. Assim, acomposição mineralógica das areias e arenitos indica a área-fonte que foi erodida para produzir os grãos. A presença de pla-gioelásios sódicos e feldspatos potássicos com bastante quart-zo, por exemplo, pode indicar que os sedimentos foram erodi-dos a partir de um terreno granítico. Outros minerais, como se-rá abordado no Capítulo 9, seriam indicativos de rochas paren-tais metamórficas.

Conglomerado Arenito Folhelho

Figura 8.14 Rochas sedimentares elásticas. [Conglomerado e arenito: Breck P. Kent. Folhelho:D.Cavagnaro/Visuals Unlimited]

21 O I Para Entender a Terra

pactação e deformação mecânica de fragmentos de rocha relativamente moles, tais como folhelhos e algumas rochas vuldnicas, após soterramento profundo da formação arenítica.

A composição mineralógica das rochas-matrizes pode tam-bém ser correlacionada com o posicionamento na placa tectôni-ca. Arenitos contendo abundantes fragmentos de rochas vulcâ-nicas máficas, por exemplo, são derivados de arcos vulcânicosde zonas de subducção. Tanto os hidrogeólogos como os geólogos do petróleo têm

um interesse especial pelos arenitos. Os hidrogeólogos examinam sua origem para predizer possíveis suprimentos de águaem áreas com arenitos porosos, tais como aquelas encontradasnas planícies do oeste norte-americano. 10 Os geólogos dopetróleo precisam saber sobre a porosidade e cimentação dosarenitos, pois boa parte do petróleo e do gás descobertos nosúltimos 150 anos foi encontrada em reservatórios areníticos.Além disso, grande parte do urânio utilizado em usinas nu·cleares e bombas atômicas é proveniente do urânio diagenéuco de arenitos.

Principais tipos de arenitos Os arenitos são classificados emvários grupos principais, de acordo com sua mineralogia e tex-tura (Figura 8.15):

• O quartzareníto? é constituído quase que inteiramente porgrãos de quartzo, geralmente bem selecionados e arredondados(ver Figura 8.15). Essa areia de puro quartzo resulta de um ex-tenso intemperismo que ocorreu desde antes e, também, duran-te o transporte, removendo tudo, exceto o quartzo, que é o mi-neral mais estável.

Clásticos de grão fino: silte e siltitos;lama, lamitos e folhelhos; argila e argilitos TI

Os sedimentos e rochas sedimentares elásticos de grão maisfi·no são os siltes e siltitos; as lamas, lamitos e folhelhos; e asar·gilas e argilitos. As partículas desses sedimentos variam basunte sua composição mineralógica e diâmetro, embora todasse·jam menores que 0,062 mm.

Os sedimentos de grão fino são depositados pelas correntesmais suaves, as quais permitem que se assentem lentamente atéo fundo tranqüilo das águas.

• O arcózio ou arenito feldspático? contém mais de 25% defeldspato; os grãos tendem a ser mal arredondados e menos sele-cionados que os quartzarenitos. Esse arenito rico em feldspatoprovém de terrenos graníticos e metamórficos rapidamente ero-didos, onde o intemperismo químico é subordinado ao físico.

• O arenito lítico'' contém muitos fragmentos derivados derochas de textura fina, predominantemente folhelhos, rochasvulcânicas e rochas metamórficas de grão fino.

• A grauvaca? é uma mistura heterogênea de fragmentos ro-chosos e grãos angulares de quartzo e feldspato, sendo os grãosarenosos envolvidos por uma matriz argilosa de grãos finos. Amaior parte dessa matriz é formada por alteração química, com-

Silte e siltito O siltito é o equivalente litificado do silte, umse-dimento c1ástico cuja maioria dos grãos tem um diâmetro entre

Quartzarenito:puro quartzo

Grauvaca:predominância da matriz

L.......J1 mm Leques aluviais

L.......J1 mm

Figura 8.15 A mineralogia dosquatro principais grupos de arenitos.

0,0039 e 0,062 mm. A aparência dos siltitos é semelhante à doslamitosou dos arenitos de grãos muito finos.

Lama,lamito e folhelho lamoso A lama é um sedimento elás-tico,misturado com água, em que a maioria das partículas émenorque 0,062 mm de diâmetro (ver o Quadro 8.3). Assim, alamapodeser constituída por sedimentos de tamanho silte ouargilaou também por diversas proporções de ambos. Esse ter-mogeralé muito utilizado no trabalho de campo, pois freqüen-tementeé difícil distinguir-se entre sedimentos de tamanho sil-teouargila sem um estudo detalhado com o uso de microscó-pio.Lamassão depositadas por rios e marés. Depois que um rioinundousua planície fluvial e a enchente recuou, a corrente di-minuie a argila se deposita, sendo que parte dela contém abun-dantematéria orgânica. Essa lama contribui para a fertilidadedasporçõesmais baixas do vale fluvial. As lamas também sãofreqüentementedeixadas para trás pelas marés vazantes emmuitasplanícies de maré, onde a ação das ondas é branda.Grandeparte do assoalho do oceano profundo, onde as corren-tessãofracas ou ausentes, é coberta por lama.

Asrochas de grão fino equivalentes da lama são o lamito eofolhelho.Os lamitos são maciços e, comumente, exibem la-minaçãoincipiente ou nenhuma. Às vezes, a estratificação ficabemmarcadaquando os sedimentos se depositam, mas é perdi-dacoma bioturbação (ver Figura 8.9). Os folhelhos (ver Figu-ra8.14)são compostos de silte e de uma quantidade significa-tivadeargila, que causa a facilidade de rompimento dessa ro-chaaolongo dos planos de acamamento. Muitas lamas, lamitosefolhelhostêm mais de 10% de carbonato, formando depósitos

CAPíTULO 8 • Sedimentos e Rochas Sedimentares ~

de folhelhos caIcários. Os folhelhos pretos ou carbonosos con-têm abundante matéria orgânica. Alguns são chamados de fo-lhelhos oleígenos ou pirobetuminosos, contendo grande quan-tidade de matéria orgânica oleígena, a qual os torna importan-tes fontes de óleo. (Os folhelhos oleígenos encontram-se maisdetalhados no Capítulo 22.)

Argila e argilito A argila é o mais abundante componente dossedimentos de grão fino e das rochas sedimentares e consistepredominantemente em argilominerais. O diâmetro das partícu-las de tamanho argila é menor que 0,0039 mm (ver Quadro8.3). As rochas que consistem exelusivamente em partículas detamanho argila são chamadas de argilitos.

~aljlfsificação das rochasimentares e dos sedimentos

químicos e bioquímicos

Temos mostrado como as rochas sedimentares e os sedimentoselásticos fornecem-nos informações sobre as rochas-matrizescontinentais e o intemperismo. Já os sedimentos químicos ebioquímicos informam-nos sobre as condições químicas dooceano, o ambiente onde esse tipo de sedimentação é predomi-nante (Quadro 8.4). Os ambientes de sedimentação carboná-ticos, de longe os mais abundantes dentre os ambientes quími-cos e bioquímicos, ocorrem em regiões marinhas onde o carbo-

Sedimento Rocha

Quadro 8.4 Classificação de rochas yedimentares e sedimentos químicos e bioquímicos

Composição química

BIOQUÍMIca

Areiae lama(originalmentebioclásticos)

Sedimentossilicosos

CaIcário

Sílex

Turfa,matéria orgânica Orgânicas

QUÍMICO

Originalmentenão-sedimentar(formadopela diagênese)

Sedimentode óxido de ferro

Dolornito

Formação ferrífera

Sedimentoevaporítico Evaporito

Originalmentenão-sedimentar(formadopela diagênese)

Fosforito

Minerais

Carbonato de cálcio (CaC03) Calcita (aragonita)

Opala, calcedônia equartzo

Compostos de carbonoCarbono combinado comoxigênio e hidrogênio

(carvão), (óleo), (gás)

Carbonato de magnésioe cálcio (CaMg[C03h)

Silicato de ferro; óxido (Fep3);carbonato

Dolomita

Hematita, limonita,siderita

Cloreto de sódio (NaCI);sulfato de cálcio (CaS04)

Fosfato de cálcio (Ca3[P04]2)

Gipsita, anidrita,halita e outros sais

Apatita


nato de cálcio é o sedimento principal. A sedimentação quími-ca também ocorre em alguns lagos, particularmente aqueles deregiões áridas onde a evaporação é intensa, como o Grande La-go Salgado, em Utah (EUA). Tais sedimentos representam so-mente uma minúscula fração em relação à quantidade deposita-da nos litorais oceânicos ou plataformas continentais e no ocea-no profundo.

Classificação pela composição químicaAs rochas sedimentares e os sedimentos químicos e bioquími-cos são classificados pela sua composição química (ver Quadro8.4). Para os sedimentos marinhos, essa classificação é baseadanos elementos químicos dissolvidos na água do mar.

Os sedimentos não-elásticos são divididos em químicos ebioquímicos para enfatizar a importância dos organismos comoos principais mediadores desse tipo de sedimentação. As con-chas dos organismos, precipitadas bioquimicamente, represen-tam uma grande parte do sedimento carbonático do mundo e ocarbonato é de longe o mais abundante sedimento não-elástico.Os sedimentos químicos são precipitados apenas por processosinorgânicos e são menos abundantes.

Rochas sedimentares e sedimentoscarbonáticos: calcá rios e dolomitosAs rochas e os sedimentos carbonáticos formam-se da acu-mulação de minerais carbonáticos precipitados por processosorgânicos ou inorgânicos. A precipitação ocorre tipicamentecomo parte do processo de crescimento dos organismos que se-cretam carbonato. Entretanto, ela também pode ocorrer duran-te a sedimentação ou diagênese. Os minerais precipitados sãocarbonatos de cálcio ou de magnésio e cálcio. As rochas carbo-náticas são abundantes por causa da grande quantidade de cál-cio e carbonato presente na água do mar. Este último deriva dodióxido de carbono da atmosfera. O cálcio e o carbonato pro-vêm do intemperismo fácil de calcários dos continentes. °cál-cio também é suprido pela alteração dos feldspatos e de outrosminerais de rochas ígneas e metamórficas.

A maioria dos sedimentos carbonáticos de ambientes mari-nhos rasos é bioclástica. Eles foram originalmente secretadoscomo conchas por processos bioquímicos de organismos quevivem próximos à superfície ou no fundo dos oceanos. Seus es-queletos constituem peças individuais ou clastos de carbonato.Parte dos depósitos de carbonato é formada por detritos bio-elásticos que foram quebrados e transportados por correntes,mas a maioria dos carbonatos simplesmente representa a acu-mulação in situ de diversos esqueletos de carbonato de cálcio.Eles são encontrados desde os recifes de coral do Pacífico e doCaribe até os bancos rasos J2 das ilhas Bahamas. Embora a pla-nície abissal oceânica seja menos acessível para estudo do queesses espetaculares lugares turísticos, é onde a maior quantida-de de carbonato está hoje depositada.

Fontes oceânicas de sedimentos carbonáticos A maioria dossedimentos carbonáticos depositados nas planícies abissais dosoceanos é originada de conchas e esqueletos de foraminíferos,minúsculos organismos unicelulares que vivem nas superfíciesdas águas, e de outros organismos que secretam carbonato decálcio. Quando os organismos morrem, suas conchas e esque-

letos assentam-se no fundo do mar e lá se acumulam comesdimentos (Figura panorâmica 8.16). Além da calcita,Imaioria dos sedimentos carbonáticos contém aragonita,umforma menos estável de carbonato de cálcio. Como já foiabOJ'dado neste capítulo, parte dos organismos precipita calcita,etra parte, aragonita, e outra, ainda, ambos.

Os recifes são estruturas orgânicas com a forma deummorrote arredondado ou de uma crista alongada, constituínpor esqueletos de carbonato de cálcio de milhões de organi,·mos. Nos mares quentes atuais, a maioria dos recifes é COIlt

posta por corais e outros organismos calcíferos menos conht·cidos, como as algas. Em contraste com o sedimento mols:solto produzido em outros ambientes, o carbonato de cálciodos corais e de outros organismos forma uma estrutura rígid!e resistente à ação das ondas - um contraforte de calcáriosóli·do cimentado - que é construída até um pouco acima doníveldo mar (ver Figura panorâmica 8.16; também a Figura 8.1).0calcário sólido do recife é produzido diretamente pela ação~organismos; não há nenhum estágio de sedimentos moles.S~bre esses recifes e nas adjacências deles, vivem centenas dee,·pécies de outros organismos que precipitam carbonato, muitOIdos quais semelhantes aos familiares mariscos, algas e cara·cóis de nossos litorais. As algas marinhas também precipitamcarbonato. Esses organismos unicelulares são similares aosve·getais primitivos e crescem sobre regiões de recifes e emou·tros ambientes carbonáticos.

(

Precipitação inorgânica de sedimentos carbonáticos Um!fração significativa da lama carbonática de lagunas e margemrasas, como aquelas das ilhas Bahamas, é diretamente precipi·tada da água do mar por processos inorgânicos. Microrgatismos podem ajudar a facilitar esse processo, mas seu papelain·da é incerto. Os fundamentos químicos da precipitação carlonática inorgânica consistem na abundância relativa de íonscál·cio (Ca2+) e bicarbonato (HC03 -) na água do mar. As regiõsquentes e tropicais dos oceanos são supersaturadas de carbomto de cálcio e precipitam-no pela seguinte reação química:

íons cálcio(dissolvidos) +

Ca2+

íons bicarbonato(dissolvidos)

2HC03-

carbonato de cálcio(precipitado) +

CaC03

ácido carbônico(dissolvido)

H2C03

Quando os organismos multicelulares secretam suas conchas carbonáticas, estão efetivamente produzindo a mesmareação química, mas, nesse caso, por meios bioquímicas. Areação química que precipita o carbonato de cálcio é o inversodaquela que ocorre no intemperismo químico dos calcários(ver Capítulo 7).

Sedimentos carbonáticos de origem mista Os sedimentoscarbonáticos contêm algumas lamas finas de origem mista, emparte constituídas de fragmentos microscópicos de conchasealgas calcíferas e, em parte, de precipitados inorgânicos (ou miocrobianos). Essas lamas formam-se em lagunas atrás de recifese em extensas plataformas rasas como aquelas das Bahamas.


o SISTEMA TERRA

OS ORGANISMOS CRIAM SISTEMAS DE PLATAFORMAS CARBONÁTICAS

SISTEMACLIMÁTICO

SISTEMA DATECTÔNICA

DE PLACAS

SISTEMA DOGEODíNAMO

A construção de plataformascarbonáticas envolve a interação dahidrosfera, da biosfera e da litosfera.

As Bahamas são um sistema de plata-formas carbonáticas no Oceano Atlân-tico Norte, a leste da Flórida (EUA).

Plataformas carbonáticas são construídasem mares quentes e rasos por organismosconstrutores de recifes, como corais eminúsculos foraminíferos que precipitamcarbonato de cálcio como caleita e aragonita.

Dentro da laguna do recife de coral, o crescimentode organismos que secretam carbonato, incluindoforaminíferos, corais, algas e moluscos, é rápido eos sedimentos carbonáticos formam-se depressa ...

Recifedecoral

Luz

Se o nível do mar sobe, orecife continua a crescer emdireção à luz, acompanhandoo nível do mar ...

... enquanto na parte externado recife no oceano aberto asedimentação é muito mais lenta. Luz Plataforma

carbonática

Por fim, uma plataforma decarbonato cresce, comlaterais abruptas inclinadasem direção ao oceano aberto.

O carbonato inorgânico tambémse precipita na água supersaturadada laguna e aumenta a plataformade sedimentação.

... e a sedimentação na lagunapassa a acumular sedimentosno oceano aberto.

Figura panorâmica 8.16 O crescimento de uma plataforma carbonática. No topo, à direita, plataformas carbonáticas nasBahamas.[NASA] No centro, à esquerda, recife de coral da Ilha Largo, Flórida (EUA). [Stephen Frink/lndex Stock Imagery] No centro,à direita, micrografia eletrônica de varredura de um foraminífero no centro do buraco de uma agulha. [Chevron Corporation]


queletos entrelaçados de corais e algas calcíferas em contí-nuo crescimento, formando um calcá rio duro e resistente.ln-

ternamente à frente recifal há uma plataforma plana que seestende em direção à laguna rasa, em cujo centro pode estarsituada uma ilha. Partes do recife, bem como a parte centralda ilha, estão acima do nível da água e podem tornar-se vege-tadas. Uma grande quantidade de espécies animais e vegetaispode habitar o recife e a laguna.

Os recifes de corais geralmente são limitados a águas commenos de 20 m de profundidade porque, abaixo disso, aágua do mar não transmite luz suficiente para permitir o cres-cimento da estrutura recital, (Exceções são alguns tipos decorais individuais - não coloniais - que crescem em águasmuito mais profundas.) Darwin explicou como os recifes decorais poderiam ser construídos desde o assoalho do ocea-

Ato I de Bora Bora, no Oceano Pacífico Sul. Organismos recifais construíram umabarreira no entorno de uma ilha vulcânica, formando uma laguna protegida. [lean-Marc Truchet/Stone/Getly Images]

8.1 Os recifes de coraise atóis de Oarwin

Há mais de 200 anos os recifes de corais têm atraído ex-ploradores e escritores de livros de viagens. Desde que

Charles Darwin navegou os oceanos a bordo do Beagle, de1831 a 1836, esses recifes também têm sido assunto de dis-cussão científica. Darwin foi um dos primeiros a analisar ageologia dos recifes de corais e sua teoria da origem dosmesmos ainda é aceita nos dias de hoje.Os recifes de coral que Darwin estudou eram atóis, isto é,ilhas no oceano aberto com forma de lagunas circulares. Aparte mais externa de um recife é uma frente resistente à açãodas ondas, ligeiramente submersa, com uma forte inclinaçãoem direção ao oceano. A frente do recife é composta por es-

Tais depósitos são encontrados em margens continentais passi-vas e em franjas de arcos de ilha vulcânicos nas regiões quen-tes dos oceanos, nos locais não invadidos por sedimentos clãs-ticos.

As plataformas carbonáticas, tanto no passado geológicocomo no presente, constituem outro importante ambiente car-bonático misto. Assim como o Banco das Bahamas, essas pla-taformas são extensas áreas planas e rasas, onde tanto os carbo-natos biológicos como os não-biológicos são depositados.

Abaixo do nível da plataforma estão as rampas carbonáticas, le-vemente inclinadas em direção às águas mais profundas, quetambém acumulam sedimentos carbonáticos, predominante-mente de grão fino. Em tempos passados, as plataformas for-maram platôs carbonáticos cuja borda era claramente demarca-da por recifes de vários organismos recifais e pela construçãode bancos de bioclásticos e outros materiais. Abaixo das coroasestão os taludes íngremes cobertos por detritos derivados dosmateriais que as constituem. O papel desempenhado por orga


ESTÁGIO 1Um vulcão ésoerguidoapartirdo assoalho oceãnico.

ESTÁGIO 2Ovulcãotorna-se inativoe é erodido. Um recifedefranja se forma.

ESTÁGIO 3Aplaca oceânicaentraemsubsidência, levando·-~-"""'-'-'·á,a ilhavulcânica com ela. ·~-"-li<'::"'~..ii.!UOrecife cresce, mantendosuaposição em relaçãoà subida do nível do mar.

ESTÁGIO 4À medida que asubsidênciacontinua, o recife cobrecompletamente a ilha vulcânica soterrada.

no profundo e escuro. O processo inicia com um vulcãoemergindo na superfície a partir do assoa lho oceãnico. Àmedida que o vulcão se torna temporária ou permanente-mente inativo, os corais e as algas colonizam a margem econstroem recifes de franja - recifes de corais similares aatóis que crescem no entorno das margens de uma ilhavulcânica central. A erosão pode então rebaixar a ilha vul-cânica até quase o nível do mar.

Darwin supôs que se tais ilhas vulcânicas entrassemem subsidência lenta, submergindo abaixo das ondas, umativo crescimento de corais e algas poderia compensar es-se rebaixamento por meio da construção continuada dorecife, de modo que a ilha permaneceria. Dessa forma, ailha vulcânica desapareceria e nos depararíamos com umatol. Mais de 100 anos depois de Darwin ter proposto suateoria, perfuraçôes profundas em vários atóis penetraramnas rochas vulcânicas abaixo do calcário coralino, confir-mando-a. E, algumas décadas mais tarde, a teoria da tec-tônica de placas explicou tanto o vulcanismo como a sub-sidência que resultaram do resfriamento e da contração daplaca oceânica.

Evolução de um recife de coral a partir da subsidência deuma ilha vulcânica, como foi primeiramente proposto porCharles Darwin no século XIX.

nismosjá extintos na construção de recifes antigos será aborda-dobrevemente.

Calcário A rocha sedimentar bioquímica litificada a partir desedimentoscarbonáticos mais comum é o calcário, compostoprincipalmente de carbonato de cálcio (CaC03) na forma domineralcalcita (Figura 8.17a, ver Quadro 8.4). O calcário éformadoa partir de areias e lamas carbonáticas e, em alguns ca-sos,de recifes antigos.

Dolomitos: formados pela diagênese Uma outra rocha carbo-nática abundante é o dolomito, constituído do mineral dolomi-ta, que é composto de carbonato de cálcio e magnésioCaMg(C03)2 (ver Quadro 8.4). Os dolomitos são sedimentoscarbonáticos e calcários diageneticamente alterados. O mineraldolomita não se forma como precipitado primário a partir daágua do mar comum e nenhum organismo secreta conchas des-se mineral. Ao invés disso, a calcita ou a aragonita originais deum sedimento carbonático são convertidas em dolomita depois

Figura 8.17 Rochas sedimentares químicas e bioquímicas. [Breck P. Kent] (a) Calcário,litificado a partir de sedimentos carbonáticos; (b) gipsita e (c) halita, evaporitos marinhos quese cristalizam em bacias oceânicas de águas rasas; e (d) sílex, constituído de sedimento desílica.

21 6 , Para Entender a Terra

(a) Calcãrio

(e) Halita

da deposição. Parte dos íons cálcio da calcita ou da aragonita étrocada por íons magnésio da água do mar (ou de águas subter-râneas ricas nesse íon) que lentamente passam pelos poros dosedimento. Isso converte o mineral carbonato de cálcio, Ca-C03, em dolomita, CaMg(C03)2.

Recifes e processos evolutivos Os recifes atuais são cons-truídos principalmente por corais; mas, em épocas mais anti-gas, outros organismos - tais como uma variedade agora ex-tinta de moluscos (Figura 8.18) - construíam estruturas resis-tentes à ação de ondas, parte delas como contrafortes cimen-tados de calcário sólido. Os sucessivos pulsos de diversifica-ção e extinção de organismos construtores de recifes registra-dos ao longo do tempo geológico ilustram como a mudançaecológica e ambiental ajuda a regular os processos da evolu-ção. Hoje, efeitos naturais e produzidos pela humanidadel 'ameaçam o crescimento dos recifes de coral, os quais sãomuito sensíveis às mudanças ambientais. Em 1998, um even-to El Nifio elevou as temperaturas da superfície do mar até umponto no qual muitos recifes no Oeste do Oceano Índico mor-reram. Os recifes das Ilhas da Flórida estão próximos do fimpor uma razão completamente diferente: eles estão ganhandoalgo bom em quantidades excessivas. Ocorre que as águas

S'

ec

(b) Gipsita

(d) Sílex

Figura 8.18 Calcário recifal feito de moluscos extintos(rudistas) na Formação Shuiba, do Cretáceo, localizada em Omã.[John Grotzinger]

subterrâneasoriginadas nas fazendas da Península da Flóridaestãose infiltrando próximas aos recifes e expondo-os a con-centraçõesletais de nutrientes.

Os ambientes marinhos onde a sedimentação carbonáticaproduzestruturas rígidas de calcário - incluindo recifes, bancosdecarbonato e depósitos de águas profundas no oceano aberto-serãoabordados em detalhe no Capítulo 17.

Ossedimentos evaporíticos: fontes de halita,gipsitae ouros saisAsrochas e os sedimentos evaporíticos são precipitados porprocessosinorgânicos pela evaporação da água do mar e de la-gosde regiões áridas nos quais não há vertedouros.

Evaporitos marinhos Os evaporitos marinhos são rochas se-dimentarese sedimentos químicos formados pela evaporaçãodaágua do mar. Esse ambiente evaporítico passa a existirquandoa evaporação da água quente de uma baía ou de umbraçode mar é mais rápida que a mistura dessa água comaquelado mar aberto. O grau de evaporação controla a salini-dadeda água marinha residual e, assim, os tipos de sedimentosformados.Os sedimentos e as rochas produzidos nesses am-bientescontêm minerais formados pela cristalização de clore-tode sódio (halita), sulfato de cálcio (gipsita e anidrita) e ou-ras combinações de íons comumente encontradas na água domar.À medida que a evaporação avança, a concentração desaisna água do mar torna-se mais alta e os minerais passam a

Durante a Época Miocena, oMar Mediterrâneo tornou-seuma bacia evaporítica rasa.(Neste bloco-diagrama, aprofundidade da bacia foiexagerada.)

A água salgada entra noMediterrâneo atravésde uma estreita barreira.


se cristalizar em uma série seqüencial. À proporção que osíons se precipitam para formar cada mineral, a água do mar re-sidual vai mudando de composição.

A água do mar tem a mesma composição em todos os ocea-nos, o que explica por que os evaporitos marinhos são tão pare-cidos no mundo inteiro. Também não importa onde ela evapo-ra, pois sempre se forma a mesma seqüência de minerais. A his-tória dos minerais evaporíticos mostra que a composição dosoceanos do mundo permanece mais ou menos constante há 1,8bilhão de anos. Antes desse tempo, entretanto, a seqüência deprecipitação pode ter sido diferente, indicando que era outra acomposição da água do mar.

O grande volume de muitos evaporitos marinhos, que che-gam a ter algumas centenas de metros de espessura, mostra queeles não poderiam ter se formado a partir de pequenas quanti-dades de água, como aquelas represadas em baías ou lagos ra-sos. Uma imensa quantidade de água do mar deve ter evapora-do. A maneira como tal quantidade de água do mar evapora émuito clara em baías ou braços de mar onde se verificam as se-guintes condições (Figura 8.19):

• O suprimento de água doce por rios é pequeno.

• As conexões com o mar aberto são restritas.

• O clima é árido.

Em tais lugares, a água evapora constantemente, mas as co-nexões permitem que a água do mar flua para repor a água eva-porada na baía. Como resultado, essas águas permanecem com

... do que aquela quefoi reposta peloinfluxo de água doce.

Influxo de águaEvaporação doce (pequeno)

S,d;meo'o,",,'O'''kol• ... formando os sedi-

mentos evaporíticos.À medida que a baciatorna-se mais salina, a gipsitae a halita precipitam-se, ...

Figura 8.19 Um ambiente evaporítico marinho. No momento em que a água do mar evaporava numa baciarasa,como a do Mar Mediterrâneo, onde há uma conexão restrita com o oceano aberto, formou-se a gipsitacomoum sedimento evaporítico. O posterior aumento na salinidade levou à cristalização da halita.

21 S/ Para Entender a Terra

volume constante, mas tomam-se mais salinas que as do ocea-no aberto. As águas da baía mantêm-se mais ou menos invaria-velmente supersaturadas e os minerais evaporíticos depositam-se continuamente no assoalho da bacia evaporítica.

À medida que a água do mar evapora, os primeiros precipi-tados que se formam são os carbonatos. A continuidade da eva-poração leva à precipitação da gipsita, sulfato de cálcio(CaS04 x 2HP) (ver Figura 8.17b). Quando a gipsita se preci-pita,já não resta quase nenhum íon carbonato na água. A gipsi-ta é o principal constituinte do gesso e é utilizada para fabricarargamassa, que reveste as paredes das habitações modernas.

Com o avanço continuado da evaporação, o mineral halita(NaCl) - um dos sedimentos químicos mais comuns precipita-dos com a evaporação da água do mar - começa a se formar(ver Figura 8.17c). A halita, como você deve estar lembrado doCapítulo 3, é o sal de cozinha. O substrato rochoso da cidade deDetroit, Michigan (EUA), é composto por camadas de sal quese depositaram pela evaporação de um braço de oceano antigoe que são exploradas comercialmente.

Nos estágios finais da evaporação, depois que o cloreto desódio foi esgotado, os cloretos e sulfatos de magnésio e potás-sio precipitam-se. As minas de sal próximas a Carlsbad, NovoMéxico, contêm quantidades comercializáveis de cloreto de po-tássio. Essa substância é freqüentemente utilizada como substi-tuto do sal de cozinha (cloreto de sódio) pelas pessoas que so-frem restrições alimentares.

Essa seqüência de precipitação tem sido estudada nos labo-ratórios e é equivalente às seqüências sedimentares encontradasem certas formações salinas naturais. Grande parte dos evapo-ritos do mundo consiste em espessas seqüências de dolomita,gipsita e halita e não contém os precipitados dos estágios finais.Muitos sequer chegam a precipitar a halita. A ausência dos es-tágios finais indica que a água não evaporou completamente,mas foi reposta por água do mar normal enquanto a evaporaçãocontinuava.

Evaporitos não-marinhos Sedimentos evaporíticos tambémse formam em lagos de regiões áridas que caracteristicamentetêm poucos ou nenhum rio desembocando neles. Em tais lagos,o nível da água é controlado pela evaporação, e a chegada desais vem do intemperismo químico acumulado. O Grande LagoSalgado, em Utah (EUA), é um dos mais bem conhecidos des-se tipo. As águas dos rios chegam no lago levando sais dissol-vidos no processo de intemperismo. No clima seco de Utah, aevaporação supera o influxo de água doce dos rios e da chuva.Como resultado, os íons dissolvidos concentrados no lago tor-nam-no em um dos corpos de água mais salgados do mundo -oito vezes mais que a água do mar.

Em regiões áridas, pequenos lagos podem coletar sais inco-muns, como boratos (compostos do elemento boro), e algunstomam-se alcalinos. A água desse tipo de lago é venenosa. Fon-tes de boratos e nitratos (minerais contendo o elemento nitrogê-nio) economicamente viáveis são encontradas em sedimentossob alguns desses lagos.

Sedimentos silicosos: fonte de sílexUma das primeiras rochas sedimentares utilizadas para finspráticos por nossos ancestrais pré-históricos foi o sílex, que éfeito de sílica (Si02) precipitada por processos químicos ou

bioquímicos (ver Figura 8.17d). Os caçadores primitivosuliL orzavam essa rocha para fazer pontas de flecha e outros tipos erinstrumentos, pois ela podia ser lascada e adquirir o formato fi,instrumentos duros e afiados. Um nome comum de sue! tuflint, 14 que é utilizado como sinônimo. Na maioria dos síler, esílica encontra-se na forma de quartzo cristalino extremamerfino. Parte do sílex de idade geológica recente consiste nao~1Ia, uma variedade de sílicanão tão bem cristalizada.

Assim como o carbonato de cálcio, grande parte dosedimento silicoso é precipitada por processos bioquímicas esecre·tada por organismos que vivem no mar. Esses organismosrrscem na superfície das águas, onde os nutrientes são abundassQuando morrem, afundam até o assoalho oceânico, ondeSUl.

conchas acumulam-se como camadas de sedimentos siliccaPosteriormente, essas camadas são soterradas por sedimemmo material silicoso é cimentado durante a diagênese, formaeo sílex. Ele também pode se formar como nódulos diagenétoie massas irregulares em substituição ao carbonato em calcári~e dolomitos.

Sedimentos fosfáticosDentre vários outros tipos de sedimentos depositados porpf\fcessos químicos ou bioquímicos na água do mar, podem-sectar os fosfatos. O fosforito, às vezes chamado de rocha fosfáti·ca, é composto de fosfato de cálcio que se precipita da água~mar rica nesse composto, em margens continentais ondeemer·gem correntes de água fria e profunda contendo esse e outrolnutrientes. O fosforito forma-se diageneticamente pela intesção entre sedimentos lamosos ou carbonáticos e a água ricaeafosfato.

Sedimentos ferruginosos: a fonte dasformações ferríferasFormações ferríferas são rochas sedimentares que normamente contêm mais de l5% de ferro na forma de óxidos des~elemento, além de alguns silicatos e carbonatos de ferro.Amaioria dessas rochas formou-se numa época remota da hist&ria da Terra, quando havia menos oxigênio na atmosfera, e.cemo resultado, o ferro dissolvia-se mais facilmente. Na formasolúvel, o ferro foi transportado para o mar e precipitou-se on·de o oxigênio estava sendo produzido por microrganismos.

Partículas orgânicas: fonte de carvão,óleo e gásO carvão é uma rocha sedimentar bioquimicamente produzidae composta quase que inteiramente de carbono orgânico formado pela diagênese de restos da vegetação de pântanos. O carvãoé classificado como rocha sedimentar orgânica, cujo grupoconsiste inteiramente ou parcialmente em depósitos ricosemcarbono orgânico formados pela decomposição de restos devegetais que foram soterrados.

O petróleo e o gás são fluidos que normalmente não sãoclassificados com as rochas sedimentares. Entretanto, elespodem ser considerados sedimentos orgânicos, pois se formampela diagênese desse material nos poros das rochas sedimenures. O soterramento profundo transforma a matéria orgânica

originalmente depositada junto com sedimentos inorgânicosemfluido que, então, migra para outras formações porosas e láficaaprisionado. Como já observado anteriormente neste capí-tulo,o óleo e o gás são encontrados principalmente em arenitosecalcários(ver Capítulo 22).

"~LIIz:::ctônica de placasas bacias sedimentares

Osambientes de sedimentação, a composição e a textura dossedimentose a geometria das bacias onde estes se acumulamestãorelacionados com o lugar em que ocorrem na placa tectô-nica.Por exemplo, o ambiente de fossa submarina profunda éencontradoem uma zona de subducção, enquanto espessos de-pósitosaluviais (fluviais) estão tipicamente associados commontanhasformadas pela colisão de continentes. Os depósitosaluviaistambém são encontrados ao longo de margens de valesemriftels nos continentes.

Os arenitos que se formam em deltas de margens continen-taisestáveis tendem a ter grãos predominantemente de quartzo,bemarredondados e selecionados. Já aqueles depositados emfossassubmarinas profundas, típicas de zonas de colisão de ar-coinsular e continente, são constituídos por abundantes frag-mentosde rochas ígneas e metamórficas, sendo menos arredon-dadose selecionados.

Os sedimentos acumulam-se em depressões formadas pelasubsidência da crosta terrestre, onde são soterrados e converti-dosem espessas pilhas de rochas sedimentares. Durante a sub-sidência,uma ampla área da crosta afunda em relação às eleva-çõesdas áreas adjacentes. A subsidência é parcialmente induzi-dapelo peso adicional dos sedimentos sobre a crosta, mas éprincipalmente controlada pelos mecanismos tectônicos, taiscomoo abatimento de blocos em escala regional.

Mecanismos tectônicosdesubsidência de baciasAsbacias sedimentares são regiões de considerável extensão(pelomenos 10.000 km-), onde a combinação de sedimentaçãoesubsidência formou uma espessa acumulação de sedimentose rochas sedimentares. Os estudos foram primeiramente esti-muladospela exploração de petróleo e gás, os quais são abun-dantesem bacias sedimentares. Nosso crescente conhecimentopossibilitou-nos inferir a estrutura mais profunda das bacias e,assim,entender melhor a litosfera continental.

Bacias rifte e bacias de subsidência térmica Quando umcontinente começa a fragmentar-se, o mecanismo de subsidên-ciada bacia, controlado pelas forças de separação das placas,envolvedeformação, adelgaçamento e aquecimento da porçãodalitosfera sotoposta (Figura 8.20). Uma rachadura alongadaeestreita, conhecida como vale em rifte, desenvolve-se com oafundamento de grandes blocos crustais. O magma quente edúctil do manto sobe e preenche o espaço criado pela litosferaepeJa crosta adelgaçadas, iniciando-se uma erupção vulcânicaderochas basálticas na zona do rifte. As bacias rifte são pro-fundas, estreitas e alongadas, com espessas sucessões de rochas


sedimentares e também de rochas ígneas extrusivas e intrusivas.O vale em rifte do Leste da África." o vale em rifle do RioGrande (EUA) e o Vale do Jordão no Oriente Médio são exem-plos atuais de bacias rifle (Figura 8.21).

Nos estágios finais, quando os processos de rifteamento sãosubstituídos pela expansão do assoalho oceânico, fazendo comque as placas continentais comecem a se afastar uma da outra,o mecanismo de subsidência da bacia passa a envolver, princi-palmente, o esfriamento da litosfera que foi adelgaçada e aque-cida durante os estágios iniciais do processo (Figura 8.20).Nesse momento, o esfriamento leva a um aumento da densida-de da litosfera, o que, por sua vez, leva à sua subsidência e aodesenvolvimento de bacias de subsidência térmica'? costaafora. Os sedimentos são supridos pela erosão das áreas adja-centes para formar os depósitos da plataforma continental.

As bacias sedimentares das regiões costeiras do Atlânticona América do Norte e do Sul, na Europa e na África são produ-tos desse processo. Essas bacias começaram a se formar quan-do o supercontinente Pangéia se fragmentou há cerca de 200milhões de anos e, com isso, as placas Norte e Sul-Americanasepararam-se das placas Eurasiana e Africana. A Figura 8.20mostra os depósitos sedimentares com a forma de uma grandecunha disposta sobre a plataforma continental e a margematlântica dos Estados Unidos, as quais formaram-se dessa ma-neira.l'' As bacias de costa afora continuam a receber sedimen-tos por um longo período de tempo, seja porque a borda deri-vante do continente afunda lentamente, seja porque os conti-nentes têm uma imensa área que pode prover o suprimento departículas. Posteriormente, a carga resultante do aumento damassa de sedimentos deprime a crosta, de modo que as baciaspodem receber ainda mais materiais do continente. Como re-sultado desse duplo efeito, os depósitos podem acumular-se emum metódico acomodamento de espessuras de 10 km ou mais.

A Bacia de Illinois (EUA) é um exemplo de subsidênciatérmica que começou com um rifteamento continental inter-rompido. 19 Há cerca de I bilhão de anos, o protocontinentenorte-americano foi rachado por um vale em rifte com direçãonorte-nordeste que se estendia desde o sul da confluência atualdos rios Mississipi e Ohio até a região nordeste da penínsulameridional de Michigan.ê" Esse vale subsidiu à medida que afenda tectônica se abria e recebeu sedimentos fluviais que seacumularam por uma espessura de, pelo menos, 3 km. Duran-te milhões de anos, enquanto o rifte permanecia inativo, o va-le tectônico original foi gradualmente soterrado pelos sedi-mentos. A subsidência continuou à medida que o calor inicialda crosta na zona de rifteamento foi lentamente diminuindo eela sofria afundamento térmico. Há cerca de 500 milhões deanos, a crosta afundou até ficar abaixo do nível do mar e, en-tão, as águas rasas espalharam-se sobre essa região do conti-nente. Os sedimentos da bacia em subsidência passaram a serareias marinhas e, depois, carbonatos marinhos de águas rasas,inclusive recifes, em certos locais. Hoje, esses recifes formamprolíferos reservatórios de petróleo e gás, que continuam sen-do explorados.

Essa sedimentação carbonática foi encerrada há quase 330milhões de anos, quando enormes rios iniciaram o transportede areia, cascalho e lama (provenientes da erosão dos MontesApalaches) para dentro da bacia de subsidência térmica que,então, assumia a forma de uma colher. A sedimentação aluvial

220 I Para Entender a Terra

(a) Vales emfalhas

Vale em rifte Sedimentos vulcânicose não-marinhos

Aquecimentoda litosfera

Astenosfera

(b)

Subsidência por Posição inicialesfriamento e da litosferaadensamento da litosfera

Plataforma carbonática

(c) /

(d) Bacia de subsidência térmica(depósitos na plataforma continental)

\

Margem e taludecontinental

~~ .•.~

Planície abissal

/

Crosta continental afundadapelo peso dos sedimentose esfriamento da litosfera

Grande vale em rife da África Oriental

CAPíTULO 8 • Sedimentos e Rochas Sedimentares \ 221

Figura 8.21 Rifteamento eseparação de placa dentro de umcontinente.

acumuloumais 1 km de sedimentos na bacia, dessa vez comabundantematéria orgânica que, gradualmente, se converteuemcamadas de carvão, que predominam na região. A subsi-dênciada bacia finalmente cessou há cerca de 250 milhões deanos,embora o rifte subjacente ainda se mova ao longo dasgrandesfalhas soterradas e cause terremotos, como aquele quesacudiuseriamente a cidade de Nova Madrid, no Missouri(EUA), em 1812.

Baciasflexurais Um terceiro tipo de bacia desenvolve-se den-trodezonas tectônicas convergentes, onde uma placa litosféri-caé empurrada sobre a outra. Quando isso acontece, o peso daplacacavalgante causa uma curvatura ou flexão na placa acava-lada,resultando na formação de uma bacia flexural. A BaciaIndo-Gangética,cujo nome deriva dos rios Indo e Ganges, queafluempara ela, está em subsidência como resposta a uma fle-xuracôncava da Placa Índica produzida quando essa placa seenverga,ao colidir e ser empurrada sob a Placa Eurasiana.

I RESUMO

Quaissão os principais processos formadores das rochassedimentares? O intemperismo e a erosão produzem as par-tículaselásticas que compõem os sedimentos e, também, osíonsdissolvidos que se precipitam para formar os sedimentosbioquímicose químicos. As correntes de água e vento e o flu-xodo gelo transportam os sedimentos para seus lugares defi-nitivosde acumulação, os sítios de sedimentação. A sedimen-

tação (também chamada de deposição), que é o assentamentode partículas a partir do agente de transporte, produz camadasde sedimentos em canais fluviais e vales, sobre dunas areno-sas e nas orlas e assoalhos dos oceanos. A litificação e a dia-gênese endurecem os sedimentos, transformando-os em ro-chas sedimentares.

Quais são as duas principais subdivisões dos sedimentos edas rochas sedimentares? Os sedimentos e as rochas sedi-mentares são classificados como elásticos ou químicos e bio-químicos. Os sedimentos elásticos formam-se a partir de frag-mentos de rochas parentais resultantes do intemperismo físicoe de argilominerais, produzidos pelo intemperismo químico. Ascorrentes de água e vento e o gelo carregam esses produtos só-lidos para os oceanos e, às vezes, depositam-nos ao longo docaminho. Os sedimentos químicos e bioquímicos originam-se apartir dos íons dissolvidos na água durante o intemperismo quí-mico. Esses íons são transportados em solução para os oceanos,onde se misturam com a água do mar. Por meio de reações quí-micas e bioquímicas, os íons são precipitados da solução, e aspartículas precipitadas assentam-se sobre o assoalho oceânico.

Como são classificados os principais tipos de sedimentosc1ásticos? E os químicos e bioquímicos? Os sedimentos e asrochas sedimentares elásticos são classificados pelo tamanhode suas partículas como: cascalhos e conglomerados; areias earenitos; siltes e siltitos; lamas, larnitos e folhelhos; argilas e ar-gilitos. Esse método de classificação dos sedimentos enfatiza aimportância da energia da corrente, no processo de transporte edeposição dos materiais sólidos. As rochas sedimentares e ossedimentos químicos e bioquímicos são classificados com base

Figura 8.20 O desenvolvimento das bacias sedimentares numamargemcontinental fendilhada. (a) Um rifte desenvolveu-se naPangéiaquando o material quente vindo do manto ascendeu e oantigocontinente deformou-se e adelgaçou-se. Os sedimentosvulcânicose não-marinhos do Triássico foram depositados nos valesfendidos.(b) A expansão do assoalho oceãnico teve início. A

litosfera esfriou e contraiu-se sob a margem continental recuada, aqual afunda sob o nível do mar. (c) Evaporitos, sedimentos deltaicose carbonáticos foram depositados. (d) Esses depósitos foramcobertos por sedimentos do Jurássico e do Cretáceo provenientesda erosão continental. As margens atlânticas da Europa, da África eda América do Norte e do Sul tiveram histórias similares a esta.


na sua composição química. As rochas carbonáticas - calcárioe dolomito - são as mais abundantes dessa classe de rochas. Ocalcário é constituído predominantemente de materiais conquí-feros precipitados por processos bioquímicos. O dolomito éformado pela alteração diagenética do calcário. Outros sedi-mentos químicos e bioquímicos são os evaporitos; os sedimen-tos silicosos, como o sílex; os fosforitos; as formações ferrífe-ras; as turfas e outras matérias orgânicas que são transformadasem carvão, óleo e gás.

I Conceitos e termos-chave

• ambiente carbonático (p. 219)

• ambiente de sedimentação(p.200)

• ambiente silicoso (p. 203)

• areia (p. 209)

• arenito (p. 209)

• argila (p. 211)

• argilito (p. 211)

• bacia de subsidência térmica(p.219)

• bacia tlexural (p. 221)

• bacia rifte (p. 219)

• bacia sedimentar (p. 219)

• bioturbação (p. 205)

• calcário (p. 215)

• carvão (p. 218)

• cascalho (p. 208)

• ciclos sedimentares (p. 205)

• cimentação (p. 206)

• compactação (p. 207)

• conglomerado (p. 208)

• depósito da plataformacontinental (p. 2 19)

• diagênese (p. 206)

• dolomito (p. 215)

• estratificação (p. 203)

• estratificação cruzada (p. 203)

• estratificação gradacional(p.204)

• estrutura sedimentar (p. 203)

• folhelho (p. 21 I)

• forarninífero (p. 212)

• formação ferrífera (p. 2 18)

• fosforito (p. 218)

• gás (p. 218)

• lama (p. 21 I)

• lamito (p. 211)

• litificação (p. 206)

• ondulações (p. 204)

• partícula elástica (p. 197)

• petróleo (p. 218)

• plataforma carbonática(p.214)

• porosidade (p. 206)

• recife (p. 212)

• rocha carbonática (p. 212)

• rocha evaporítica (p. 217)

• rocha sedimentar orgânica(p. 218)

• salinidade (p. 200)

• sedimento bioelástico (p. 198)

• sedimento bioquímico (p. 197)

• sedimento carbonático (p. 212)

• sedimento elástico (p. 197)

• sedimento evaporítico (p. 217)

• sedimento químico (p. 197)

• sedimentos terrígenos (p. 202)

• seleção (p. 199)

• sílex (p. 218)

• silte (p. 210)

• siltito (p. 210)

• subsidência (p. 219)

• turfa (p. 200)

I Exercícios

Este icone indica que há uma animação disponível nosíriotlCONEOARWEB trônico que pode ajudá-lo na resposta.

1. Qual o processo que transforma o sedimento em rochasdimentar?

2. Em que aspectos as rochas sedimentares elásticas diferem daschas sedimentares químicas e bioquímicas?

3. Como e com base em que critério são subdivididas as rochasmentares elásticas?

4. Que tipo de rocha sedimentar foi originalmente formado pelaeporação da água do mar?

5. Defina ambiente de sedimentação e relacione três tipos~ambiente elásticos,

6. Cite três tipos de arenito.

7. Liste dois tipos de rochas carbonáticas e explique em que elasdife·rem.

8. Como os organismos produzem ou modificam os sedimentos?

9. Dê o nome de dois íons que fazem parte do processo de precipsção de carbonato de cálcio em um ambiente de sedimentação.

10. Relacione dois tipos de rochas sedimentares onde são enconrraro petróleo e o gás.

Questões para pensar

Este icone indica que há uma animação disponível no sírio/u·C()N{OARWEB trônico que pode ajudá-lo na resposta.

1. O intemperismo dos continentes foi muito mais intenso e ampl.mente distribuído nos últimos 10 milhões de anos do que em época!mais antigas. Como essa observação pode ser suportada com basena.evidências obtidas dos sedimentos que cobrem atualmente a superfíeterrestre?

2. Em quais aspectos você poderia considerar que uma cinza vulcâni·ca é um sedimento?

3. Uma geóloga ouviu dizer que um determinado arenito origineuea partir de um granito. Que evidências ela deveria obter analisandoarenito, para poder sustentar tal conclusão?

4. Você está observando uma secção transversal de uma rnarcadem'da num arenito. Como você poderia deduzir a direção da correnteqdepositou a areia?

5. Você descobriu uma seqüência sedimentar que tem um conglone;rado na base. Este grada em direção ao topo para um arenito e, depoispara um folhelho; por fim, no topo, grada para um calcário de areiacarbonática cimentada. Que mudanças na área-fonte dos sedimentou no ambiente de sedimentação podem ter sido responsáveis poreseqüência?

6. Da base para o topo, uma seqüência sedimentar é formada porucalcário bioelástico que passa para uma rocha carbonática densa OOgi

nadapororganismos produtores de cimento carbonático (incluindo al-gasnormalmenteencontradas em corais) e termina com camadas dedolomito.Deduza o possível ambiente de sedimentação representadoporessaseqüência.

7. Emque tipos de ambientes de sedimentação você esperaria encon-trarlamascarbonáticas?

8. Como você pode utilizar o tamanho e a seleção dos sedimentosparadistinguir entre aqueles depositados em um ambiente slacial eaquelesdepositados em um deserto? '"

9. Descrevauma areia de praia supostamente formada pela batida dasondasnumafalésia constituída predominantemente por basaltos.

10. Qualo papel que as correntes de transporte desempenham na ori-gemdealguns calcários?

11.Dêo nome de uma rocha sedimentar que é essencialmente umprodutoda diagênese e que não tem um sedimento como sendo seuexatoequivalente.

12. Ondepodem ser comumente encontrados os recifes?

13. Uma baía é separada do oceano por uma abertura estreita erasa.Quetipo de sedimento você esperaria encontrar no assoalho des-sabaíase o clima fosse quente e árido? Que tipo de sedimento vocêencontrariase o clima fosse frio e úmido?

14. Emque medida o sílex e o calcário são similares em suas origens?

Roteirode pesquisa:investiguecom seus colegas

Sedimentoscarbonáticos

Ostrês principais minerais das rochas carbonáticas são a cal-cita, CaC03; a aragonita, também CaCO' e a dolomita3' ,CaMg(C03)2' A calcita e a aragonita são polimorfos; elas têmamesma composição química, mas diferentes estruturas cris-talinas.Alguns organismos fabricam suas conchas e esquele-toscom aragonita, enquanto outros, com calcita. Interessan-temente, fósseis de organismos muito antigos nunca são fei-tosde aragonita. A explicação para isso é devida ao fato dequea aragonita, eventualmente, colapsa para formar a calei-ta,pois é menos estável que ela.

A origem da doI omita, em contraste, não é bem sabida.Trata-sede um mineral encontrado em muitas seqüências sedi-mentares, mas que não é constituinte das conchas ou de sedi-mentoscarbonáticos recentemente depositados. Muitos sedi-mentólogos consideram-na um mineral secundário, que se for-maquand~ a calcita ou a aragonita (que são minerais primá-nos)combinam-se com o magnésio. Outros pensam que a do-lomiraàs vezes se forma como um mineral primário. Talvezvocêpossa ajudar a resolver essa questão. Neste roteiro de in-vestigação, você e um colega devem propor e explicar uma hi-pótesepara a formação da dolomita. Descrevam como vocêspoderiam testar essa hipótese, talvez utilizando equipamentosem laboratórios disponíveis. Peçam ajuda ao professor paraefetuar tal experimento em laboratório e concIuam o teste empoucas semanas.


Inferindo a origem de formações interessantes

O Conglomerado Shawangunk é uma unidade sedimentar bem conhe-cida, que se distribui de Nova Jersey até o sul de Nova York. Parte de-la está exposta em afloramentos. O Conglomerado Shawangunk con-siste predominantemente em seixos de quartzo, de sorte que é muitoresistente à erosão e forma espetaculares penhascos nas vertentes les-te das Montanhas Catskill. Somente em poucos lugares ocorrem sei-xos de outros tipos de rochas.

Que tipo de área-fonte forneceu os sedimentos grossos do Conglo-merado Shawangunk? Como você poderia determinar a direção daárea-fonte no tempo da deposição do conglomerado? O que a pequenadiversidade de rochas que compõem os seixos informa sobre a área-fonte? Utilizando um mapa geológico de sua própria região, localizeuma unidade conglomerática e determine a fonte de suas partículasconstituintes. Se não houver conglomerados em sua região, descubrapor quê.

Sugestões de leitura

Blatt, H., and Tracy, R. J. 1996. Sedimentary rocks. In: Petrology.New York: W. H. Freeman. 2d ed., pp.215-350.

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Sugestões de leitura em português

Baptista Neto, J. A., Ponzi, Y. R. A. e Sichel, S. E. (orgs.) 2004. In-trodução à geologia marinha. Rio de Janeiro: lnterciência.

Bigarella, J. J., Suguio, K. e Becker, R. D. (eds.) 1979. Ambientesde sedimentação. Curitiba: UFPR.

Della-Fávera, J. C. 2001. Fundamentos de estratigrafia moderna.Rio de Janeiro: UERJ.

Giannini, P. C. F 2000. Depósitos e rochas sedimentares. In: Tei-xeira, W. Toledo, M. C. M. de Fairchild, T. R.; e Taioli, F. (orgs.) 2000.Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos. p. 285-304.

Giannini, P. C. F e Riccomini, C. 2000. Sedimentos e processossedimentares. In: Teixeira, w., Toledo, M. C. M. de, Fairchild, T. R. eTaioli, F (orgs.) 2000. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Tex-tos. p. 167-190.

Mantesso-Neto, Y., Bartoreli, A., Carneiro, C. D. R. e Brito-Neves,B. B. de. (orgs.). 2005. Geologia do continente sul-americano: evolu-ção da obra de Fernando Marques de Almeida. São Paulo: Beca.

Mendes, J. C. 1984. Elementos de estratigrafia. São Paulo: Quei-roz: Edusp.


Nowatzki, C. H., Santos, M. A. A., Leão, H. Z., Schuster, V. L. L. eWacker, M. L. 1984. Glossário de estruturas sedimentares. Acta Geol.Leopoldensia, 18/19:7-432.

Raja-Gabaglia, G. P. e Milani, E. J. 1990. Origem e evolução debacias sedimentares. Rio de Janeiro: Petrobrás.

Salgado-Labouriau, M. L. 1994. História ecológica da Terra. SãoPaulo: Edgar Blücher.

Suguio, K. 1992. Dicionário de geologia marinha. São Paulo: TAQueiroz.

Suguio, K. 1998. Dicionário de geologia sedimentar e áreas afins.Rio de Janeiro: Bertrand Brasil.

Suguio, K. 2003. Geologia sedimentar. São Paulo: Edgard Blü-cher.

I Notas de tradução

I Em inglês, Great Salt Lake.2 A expressão estratificação gradacional, embora amplamente utili-

zada para traduzir graded bedding, pode gerar ambigüidade. A gra-dação do tamanho do grão tanto pode ocorrer dentro de uma mesmacamada (ou estrato) ou em um conjunto de estratos sucessivos.Quando ocorre dentro de uma mesma camada, utiliza-se o termogradação normal (do grosso para o fino) ou gradação inversa (dofino para o grosso). Porém, quando a gradação do tamanho de grãoocorre em um conjunto de estratos sucessivos, é denominada degranodecrescência ascendente (os grãos tornam-se cada vez maisfinos nas camadas em direção ao topo) ou granocrescência ascen-dente (os grãos tornam-se cada vez mais grossos nas camadas emdireção ao topo).

3 este caso, pode-se utilizar, também, granodecrescência ascen-dente, pois o grão vai afinando em direção às camadas de topo.

4 Utiliza-se, também, o termo de origem latina rudito (rúdus, "pedramiúda misturada com cal"), para designar a rocha, e depósito rudá-ceo, para denominar o sedimento. Ou, também, o sinônimo de ori-gem grega psefite ou psefito (pséphos, "seixo rolado"), para a rocha,e depósito psefiiico.

5 Os termos arenito para rocha e arenáceo para os depósitos têm ori-gem latina (aréna, "areia, praia, margem, chão, teatro"). Também seutiliza o sinônimo de origem grega psamito (de psámmos, "areia"),para a rocha, e depósito psamítico.

6 Também grafado como "quartzo arenito" ou "quartzoarenito". Keni-tiro Suguio, um dos mais notáveis mestres da Geologia Sedimentarbrasileira, utiliza quartzarenito (cf. Suguio, K. 1998, Dicionário deGeologia Sedimentar, e 2003, Geologia Sedimentar). O quartzarenitocontém mais de 95% de quartzo na sua fração detrítica.

7 Embora também grafado como "arcose" (Dicionário Houaiss), "ar-cóseo" (Dicionário Aurélio) e, como adjetivo, "arenito arcóseo" (Di-cionário Houaiss), preferiu-se a forma "arcózio" e "arcoziano" (cf.Suguio, 1998, Dicionário de Geologia Sedimentar). A palavra deri-va do francês arkose e é grafada em inglês e alemão como arkose e,em espanhol, arcosa. Certas classificações contemporâneas de ro-chas sedimentares utilizam a designação "arenito feldspático".

8 Também grafado como litarenito em classificações antigas.Eletém mais de 25% de partículas líticas em sua fração areia.

9 A palavra "grau vaca" é uma grafia mais recente daquela dad'de 1950, "grauvaque", e de "grauwache", utilizada no séculoEla deriva do alemão grauwacke ("grés, psamito") e, eventualte, também é grafada apenas como wacke. Essa rocha contémde 15% de matriz pelítica.

10 No Brasil, são muitas as ocorrências de aqüíferos em rochasceas. A principal delas é conhecida como Aqüífero Guarani-ciado como um dos maiores do mundo -, que ocorre na Fonn.Botucatu na Bacia do Paraná. Essa formação está distribuídagrande parte dos territórios dos estados de Mato Grosso doSul,.Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul, além dospaívizinhos Uruguai, Argentina e Paraguai.

11 Utiliza-se o termo de origem latina "lutito" (lútum, "lama, lodo,mo"), para designar a rocha, e "depósito lutáceo", para denomaasedimento. Ou, também, o sinônimo de origem grega "pelito"lós, "lama, lodo, argila"), para a rocha, e "depósito pelítico".

12 O Grande Banco das Bahamas, quase emerso, na costa aforadarida, ocupa uma área de cerca de 700 km de comprimento e 300de largura, na maior parte coberta com uma lâmina de águamenos de 10 metros de profundidade. Nas partes emersas, ocoareias calcárias, com menor volume de lama carbonática e rochserecife.

13 O aquecimento global da superfície terrestre, devido aos gases-efa, é, em média, de 0,75°C. Essa temperatura é mais facilmentesorvida pelos oceanos que, em resposta, aumentam seu volume.j,zendo com que o nível do mar suba e afogue recifes, bancosdeorais, etc. Existem suspeitas de que o aumento da temperaturadi!oceanos esteja causando uma doença conhecida como branquea-mento dos corais, que sofrem despigmentação e morrem. Alémdi;.so, os atóis também foram utilizados no passado recente parateslt<de bombas atômicas, feitos pelos Estados Unidos e pela França.

14 Variedade de sílex preto ou cinza-escuro, composto por cafcedôniaporém com menos brilho e pureza e mais opaco.

15 Sobre o uso em português do termo "rifte", ver nota 4 no Capítulo!16 Também denominado de "Grande Vale da África Oriental", é UIIIl

fissura cujo trecho principal tem 2.400 km de extensão e atécercade 50 km de largura, desde a costa do Mar Vermelho, na Etiópia,ateo Lago Manyara, na Tanzânia. Nesse trajeto existem cerca de]Ovulcões ativos e semi-ativos e diversos lagos.

17 Em inglês, thermal sag basin. Suguio (2003) denomina essa faseeformação da bacia de "pós-fossa de afundamento".

18 A Figura ilustra, também, os processos que ocorreram na margematlântica brasileira, que foram semelhantes àqueles da costa lestedaAmérica do Norte.

19 Também conhecido como "alaucógeno".20 O território do Estado de Michigan (EUA) é formado por duaspe.

nínsulas que compartimentam os grandes lagos: a península supe·rior delimita o lago Superior, a norte, e o Michigan, a sul. A penín·sula inferior separa o lago Michigan, a oeste, e o Huron, a leste.

21 Melhor seria designar "protoplaca Sornaliana", posto que elaain·da não se separou e o processo de rifte poderá ser interrompido.

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