pra entender a terra cap[itulo 8

Washington Martins da Silva Jr.Fundamentos da Engenharia do Petróleo I

O ciclo das rochas


Aula Passada

Intemperismo e Erosão

Intemperismo é o processo geral pelo qual as rochas sãodestruídas na superfície da terra. O intemperismo produztodas as argilas todos os solos e as substânciasdissolvidas e carregadas pelos rios para os oceanos. Asrochas meteorizam-se (alteram-se) de dois modos:

•Intemperismo químico

•Intemperismo físico


Aula Passada

Intemperismo químicoOcorre quando os minerais de uma rocha são quimicamentealterados ou dissolvidos.

Intemperismo físicoOcorre quando a rocha sólida é fragmentada por processosmecânicos que não mudam sua composição química.

O intemperismo químico e físico reforçam-se mutuamente.A decomposição química deteriora os fragmentos dasrochas e torna-os mais susceptíveis ao rompimento.


Aula Passada

A erosão é o conjunto de processos que desagregam etransportam solo e rochas morro a baixo ou na direçãodo vento. Esses processos transportam material alteradoda superfície da terra de um local e depositam-no emoutro lugar.


Aula Passada


Estudo de como os processos geológicos do intemperismo, transporte, sedimentação e a diagênese produzem

sedimentos e rochas sedimentares

Capítulo 8


A maior parte da superfície terrestre incluindo o assoalhooceânico, é coberta de sedimentos.

Disposto em camadas de partículas soltas, os sedimentostêm diversas origens:

•Dos sedimentos que são gerados pelo intemperismo doscontinentes.

•Que resultam dos restos de organismos que secretam conchasminerais.

•Que consistem dos cristais inorgânicos que precipitam quandoelementos químicos dissolvidos nos oceanos e lagos secombinaram para formar novos minerais.

Sedimentos e Rochas Sedimentares


As rochas sedimentares foram uma vez sedimentos, e porisso, são registros das condições da superfície terrestreda época e do lugar onde eles foram depositados.

Os geólogos podem construir o caminho de volta dessasrochas para inferir as áreas fontes desses sedimentos e ostipos de ambientes onde eles foram sedimentados.

Por exemplo, o Monte Everest é constituído de calcáriosfossilíferos. Essa evidência indica que muito antes deleter sido soerguido, esse lugar – o mais alto do mundo –fez parte do assoalho do oceano.

Sedimentos e Rochas Sedimentares


1- Rochas sedimentares e o ciclo das rochas



A matéria prima do intemperismo e da erosão:partículas e substâncias dissolvidas.

Sedimentos clásticos ou siliclásticos são fragmentos derochas fisicamente transportados e produzidos pelointemperismo de rochas compostas predominantementepor silicatos.

O tamanho das partículas é variável:




A mistura de minerais nos sedimentos clásticos varia.Minerais como o quartzo são resistentes aointemperismo e, assim, são encontrado inalterados nossedimentos clásticos.

Onde o intemperismo é pouco intenso, muitos mineraisque são instáveis e condições superficiais sobrevivemcomo partículas clásticas.




Sedimentos químicos e bioquímicos. Os produtosdissolvidos pelo intemperismo são íons ou moléculas emsolução nas águas dos solos rios lagos e oceanos. Essassubstâncias dissolvidas são precipitadas como reaçõesquímicas e bioquímicas.

Os sedimentos químicos formam-se no local dedeposição ou próximo dele.




Os sedimentos bioquímicos constituem-se de mineraisnão dissolvidos de restos de organismos, bem como deminerais precipitados por processos biológicos.Na prática muitos sedimentos químicos e bioquímicossobrepõem-se.

Na crosta, a fragmentação de rochas pelo intemperismo físico émuito maior que a dissolução causada pelo intemperismo químico.Os sedimentos clásticos são cerca de 10 vezes mais abundantesque os químicos e bioquímicos.




Em ambientes marinhos rasos, as conchas (sedimentobioquímico) podem ser transportadas e, posteriormente,quebradas e depositadas como sedimentos bioclásticos.Esses sedimentos consistem, predominantemente, dedois minerais de carbonato de cálcio – calcita e aragonita– em proporções variáveis.Em águas profundas, sem a presença de correntesmarítimas, dificilmente formam-se sedimentosbioclásticos.




Outros sedimentos químicos formam-se apenas porprocessos inorgânicos. Por exemplo a evaporação daágua do mar freqüentemente leva à precipitação decamadas compostas por gipsita ou halita.Esses sedimentos formam-se em climas áridos, em locaisonde um braço de mar ficou suficientemente isoladopara que a evaporação pudesse concentrar os elementosquímicos dissolvidos na água até o ponto de precipitação.



Transporte e deposição: a viagem até o sítiodeposicional

Depois de se formarem pelo intemperismo e pela erosão,as partículas clásticas e os íons dissolvidos começam umaviagem até o local de sedimentação.A maioria dos sedimentos é transportada por correntesde arou de águas.

Quanto mais forte a corrente, isto é, quanto mais rápidoela flui, maiores são as partículas que ela transporta.




As correntes segregam as partículas nos seguintesmodos:

•Correntes fortes (mais velozes que 50 cm/s) carregamcascalho com abundante suprimento de detritos grossose finos. Ex: riachos que fluem velozmente em terrenosmontanhosos.



•Correntes moderadamente fortes (velocidade entre 20-50 cm/s) depositam camadas de areia. As correntes deforça moderada são as mais comuns na maioria dos rios,que carregam e depositam areia em seus canais.

•Correntes fracas (velocidade menor que 20 cm/s)carregam lama, composta pelas menores partículasclásticas. Essas correntes são encontradas na planície deuma vale fluvial quando as inundações recuamvagarosamente ou param de escoar.




As correntes podem começar carregando partículas detamanhos muito diversos e, a medida que variam avelocidade, essas partículas vão se separando.Essa tendência de segregar sedimentos de acordo com otamanho, à medida que varia a velocidade da corrente, échamada de seleção:




O transporte das partículas não é contínuo, masintermitente:

•Cheia de rios;•Ventos fortes;

Os processo de intemperismo físico e químico continuamdurante o transporte:




O intemperismo físico durante o transporte afeta otamanho das partículas de dois modos:

•Reduzindo o tamanho;•Arredondando fragmento originariamente angulosos.

Colisões energéticas podem levar a quebra da partícula.Choque mais fracos podem lascar pequenos pedaços das bordas edos cantos. A abrasão causada pelo substrato rochoso, associadaaos impactos entre os grãos também levam ao arredondamentodas partículas.




O processos de cheias de rios também afeta ointemperismo químico.

Quando um rio inunda um vale, deposita areia, silte eargila. Depois que o a inundação recua, o intemperismoquímico dos depósitos recomeça e prossegue até apróxima cheia.


2- Ambientes de sedimentação



Um ambiente de sedimentação é um lugar geográficocaracterizado por uma combinação particular deprocessos geológicos e condições ambientais.Os ambientes de sedimentação são frequentementeagrupados por sua localização, seja nos continentes, emregiões costeiras ou, ainda, nos oceanos. As condiçõesambientais também incluem:

•O tipo e a quantidade de agua (oceanos, lago, rioeterra árida);•O relevo (terras baixas, monanha, planície costeira,oceano raso e oceano profundo);•A atividade biológica.



Ambientes de sedimentação clásticos versus químicos ebioquímicos

Os ambientes de sedimentação clásticos são aquelesque constituídos predominantemente por sedimentosclásticos. Por exemplo:Ambientes aluviais; Continentais; Desérticos; Lacustres;Glaciais;Deltas; Praias; Planícies de maré;Plataforma continental; Assoalho oceânico profundo.



Ambientes de sedimentação clásticos versus químicos ebioquímicos

Os ambientes de sedimentação químicos e bioquímicossão aqueles caracterizados principalmente pelaprecipitação. De longe, os mais abundantes são osambientes carbonáticos – locais marinhos onde ocarbonato de cálcio, principalmente de origembioquímica, é o principal sedimento. Exemplo:


3- Estruturas sedimentares



Todos os tipos de acamamento e muitas outrassuperfícies formadas durante a deposição são chamadosde estruturas sedimentares.

O acamamento, ou estratificação, é uma feição comum dos sedimentos e das rochas sedimentares.



Estratificação cruzadaA estratificação cruzada consiste em conjuntos de material estratificado, depositado pelo vento ou pela água, nos quais as lâminas inclinam-se em relação a horizontal segundo ângulos de até 35°.

Estratificação cruzada num ambiente desértico. A variação nas direções da estratificação cruzada deste arenito deve-se às mudanças na direção do vento no tempo em que as dunas foram depositadas. Arenito navajo, Parque Nacional Zion, sudoeste de Utah (EUA).



Estratificação cruzada

Os estratos cruzados formam-se quando grãos sãodepositados sobre planos mais inclinados, no sentido dacorrente (a jusante), das dunas de areia sobre o solo, oudas barras arenosas em rios e sobre o mar. A estratificaçãocruzada em dunas arenosas depositadas pelo vento podeser complexa, como o resultado da rápida mudança dasdireções do agente de transporte.



A estratificação cruzada forma-se quando os grãos são depositados sobre o plano mais íngreme e inclinado no sentido da corrente (para jusante) de uma duna ou marca ondulada.



Estratificação gradacional

A estratificação gradacional é muito comum emsedimentos do talude continental e marinho profundodepositado por uma corrente de turbidez.



Estratificação gradacional

Um acamamento gradacional consiste em uma série decamadas de grãos grossos ou finos, cuja a espessura varia,normalmente, desde poucos centímetros a muitos metros,as quais formavam leitos horizontais, ou próximos a isso,ao tempo de deposição. Essas acumulações podemalcançar centenas de metros.Um pacote de camadas formado como resultado dadeposição de uma corrente de turbidez é chamado deturbidito.



Marcas onduladas

As marcas onduladas ou ondulações são dunas de areiaou silte muito pequenas cuja a dimensão mais longa estaem ângulo reto com a corrente.

Elas formam cristas, ou corrugações, pequenas e estreitas,geralmente de apenas um ou dois centímetros de altura,separada por calhas mais largas.

Essas estruturas sedimentares são comuns tanto emareias modernas como em arenitos antigos.



Marcas onduladas em uma praia atual.



Marcas onduladas em arenito antigo.



Marcas onduladas

As ondulações podem ser observadas nas superfícies dasdunas expostas ao vento, em barras arenosassubaquáticas de correntes rasas e sob as ondas das praias.



Distinguem-se dois tipos de ondulações:•Simétrica feita pela vai e vem de ondas de corrente,por exemplo mar na areia da praia.•Assimétricas feita por correntes em uma únicadireção. Ex.: barras arenosas fluviais, dunas eólicas.



Estruturas de bioturbação

Estruturas sedimentares que são remanescentes de furose túneis escavados por moluscos, vermes e muitos outrosorganismos marinhos que vivem no fundo do mar. Taisorganismos retrabalham os sedimentos escavando atravésde lama e areias – um processo chamado de bioturbação.Eles ingerem sedimentos a procura de pequenasquantidades de matéria orgânica e deixam para trássedimentos retrabalhados, que preenchem os furos.



A partir das estruturas de bioturbação, os geólogospodem deduzir o comportamento dos organismos queescavam os sedimentos e, assim, reconstruir ambientes desedimentação.

Rastros de trilobitas que viveram em sedimentos lamosos do Cambriano Médio, em Montana (EUA), há cerca de 500 milhões de anos.



Ciclos sedimentares ou seqüência de camadas

Os ciclos sedimentares são estruturados por camadasintercaladas e verticalmente empilhadas de arenitos,folhelho e outros tipos de rochas sedimentares.

Os ciclos sedimentares ajudam a reconstruir toda aseqüência de deposição de sedimentos.



Ciclos sedimentares ou seqüência de camadas


4- Soterramento e diagênese: do sedimento à rocha



Diagênese: calor, pressão e reações químicastransformam os sedimentos em rochas

Depois que os sedimentos são depositados e soterradoseles passam pelo processo de diagênese – as váriasmudanças físicas e químicas que continuam até que ossedimentos ou rochas sedimentares sejam novamenteexpostos ao intemperismo ou o metamorfizados pelocalor e pressão.



Diagênese: calor, pressão e reações químicas transformamos sedimentos em rochas

O soterramento promove essas mudanças porque ossedimentos enterrados estão sujeitos ao crescenteaumento de temperatura e pressão no interior da Terra.

A temperatura aumenta no interior da terra numa taxamédia de 30°C para cada quilômetro.

Numa profundidade de 4 Km, os sedimentos podemalcançar 120°C ou mais, temperatura em que certos tiposde matéria orgânica enterrada pode ser convertido em óleoou gás.




A pressão aumenta com a profundidade numa médiaaproximada de 1 atm para cada 4,4 metros.

Esse aumento de pressão é responsável pela compactaçãodos sedimentos soterrados. Tanto a cimentação como acompactação resultam na litificação, a transformação dossedimentos em rocha.




A cimentação é a principal mudança da diagênese química,na qual os minerais são precipitados nos poros dossedimentos, formando o cimento que liga os sedimentosclásticos e as rochas. A cimentação diminui a porosidade,que é a percentagem do volume de uma rocha que consisteem poros abertos entre os grãos.Em algumas areias, o carbonato de cálcio é precipitadocomo calcita, a qual atua como um cimento que liga osgrãos e solidifica a massa resultante num arenito.



Grão de quartzo tamanho areia

Cimento de calcita

Outros minerais, como o quartzo, podem cimentar areias, lamas e cascalhos em arenito, lamitos e conglomerados




A principal mudança da diagênese física é a compactação,um decréscimo no volume e na porosidade dossedimentos. A compactação ocorre quando os grãos sãocomprimidos pelo peso dos próprios sedimentossobrepostos.




Os grão de areia, ao serem depositados, contémrelativamente poucos espaços vazios entre si, de modo quenão se compactam muito mais. Entretanto as lamasdepositadas recentemente, inclusive as carbonáticas, sãoaltamente porosas.É comum esse sedimento conter mais de 60% de água emseus espaços porosos. Como resultado, as argilascompactam muito depois do soterramento, perdendo maisda metade de usa água.


5- Classificação das rochas sedimentares e dos sedimentos clásticos



Classificação pelo tamanho das partículas

Os sedimentos e as rochas sedimentares clásticas sãoclassificados, primeiramente, pelo tamanho dos grãos:

•Grossa: cascalho e conglomerado;

•Média: areia e arenito;

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




Dentre os vários tipos de sedimentos e rochas sedimentares, os clásticos de grãos finos, que contêm maiores quantidades de argilominerais, são, de longe, os mais abundantes –três vezes mais comuns.




Conglomerado –de 2 a 256 mm.




Arenito – de 0,062 a 2 mm.




Folhelho –menor que 0,0039 mm.



Clasticos de grão médio: areia e arenito

As partículas clásticas de tamanho médio – areias – sãosubdivididas em finas, médias e grossas – relacionado coma força de corrente de transporte.A seleção dos grãos (homogeneidade) de um arenito podeajudar a distinguir sua origem. Bem selecionado – praia;pobremente selecionado – movimento de geleira.A existência de grãos angulosos indica que os grãospercorreram curtas distâncias; grãos arredondados indicamum longo caminho percorrido, como acontece em grandessistemas fluviais.




A mineralogia de areias e arenitos.A composição do arenito também pode indicar a origem darocha matriz.Os arenitos são classificados em quatro grupos principaisde acordo com a mineralogia e a textura:

•quartzarenito;•arcózio ou arenito feldspático;•arenito lítico;•grauvaca.




Quartzarenito

O quartzarenito é constituído quase inteiramente por grãosde quartzo, geralmente bem selecionados e arredondados.Essa areia de puro quartzo resulta de um extensointemperismo que ocorreu desde antes e, também,durante o transporte, removendo tudo, exceto o quartzo,que é o mineral mais estável.




Arcózio ou arenito feldspático

Contém mais de 25% de feldspato; os grãos tendem a sermal arredondados e menos selecionados que osquartzarenitos. Esse arenito rico em feldspato provém deterrenos graníticos e metamórficos rapidamente erodidos,onde o intemperismo químico é subordinado ao físico.




Arenito lítico

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




Grauvaca

É uma mistura heterogênea de fragmentos rochosos egrãos angulares de quartzo feldspato, sendo os grãosarenosos envolvidos por uma matriz argilosa de grãosfinos. A maior parte dessa matriz é formada por alteraçãoquímica, compactação e deformação mecânica defragmentos de rochas relativamente moles, tais comofolhelhos e algumas rochas vulcânicas, após soterramentoprofundo da formação arenítica.




Tanto hidrogeólogos como geólogos do petróleo têm uminteresse especial pelo arenito, pois esse tipo de rochacompõem os principais reservatórios de água potável e depetróleo/gás.

Além disso grande parte do urânio utilizado em usinasnucleares e bombas atômicas é proveniente do urâniodiagenético de arenitos.



Clásticos de grão fino: silte e siltitos; lama, lamitos efolhelhos; argila e argilitos.

Silte e siltitoO siltito é o equivalente litificado do silte, um sedimentoclástico cuja a maioria dos grãos tem um diâmetro entre0,0039 e 0,062 mm.A aparência dos siltitos é semelhante a dos lamitos ou dosarenitos de grãos muito finos.




Lama, lamito ou folhelho lamosoA lama é um sedimento clástico, misturado com água, emque a maioria das partículas é menor que 0,062 mm dediâmetros – silte ou argila ou ambos.Lamas são depositadas por rios e marés.Grande parte do assoalho do oceano profundo, onde ascorrentes são fracas ou ausentes, é coberta por lama.




Lama, lamito ou folhelho lamosoOs lamitos são maciços e, comumente, exibem laminaçãoincipiente ou nenhuma. Às vezes, a estratificação fica bemmarcada mas quando os sedimentos se depositam, mas éperdida com a bioturbação.


Rastros de trilobitas que viveram em sedimentos lamosos do Cambriano Médio, em Montana (EUA), há cerca de 500 milhões de anos.






Lama, lamito ou folhelho lamosoOs folhelhos são compostos de silte e uma quantidadesignificativa de argila,que causa a facilidade de rompimentodessa rocha ao longo dos planos de acamamento.Os folhelhos pretos ou carbonosos contém abundantematéria orgânica. Alguns são chamados de folhelhosoleígenos ou pirobetuminosos, contendo grandequantidade de matéria orgânica oleígena, a qual os tornafontes de petróleo.




Argila e argilitoA argila é o mais abundante componente dos sedimentosde grão fino e das rochas sedimentares e consistepredominantemente de argilominerais. O diâmetro daspartículas de tamanho argila é menor que 0,0039 mm. Arocha correspondente é o argilito.


6- Classificação das rochas sedimentares e dos sedimentos químicos e bioquímicos



As rochas sedimentares e os sedimentos clásticos forneceminformações sobre as rochas matrizes continentais e ointemperismo.

O sedimentos químicos e bioquímicos forneceminformações sobre as condições químicas do oceano,ambiente onde esse tipo de sedimentação é predominante.

Os ambientes de sedimentação carbonáticos, de longe osmais abundantes dentre os ambientes químicos ebioquímicos, ocorrem em regiões marinhas onde ocarbonato de cálcio é o sedimento principal.



Classificação pela composição química

Os sedimentos não clásticos são divididos em químicos ebioquímicos para enfatizar a importância dos organismoscomo os principais mediadores desse tipo desedimentação.As conchas dos organismos, precipitados bioquimicamente,representam uma grande parte do sedimento carbonáticodo mundo e o carbonato é de longe o mais abundantesedimento não-clástico.Os sedimentos químicos são precipitados apenas porprocessos inorgânicos e são menos abundantes.



Rochas sedimentares e sedimentos carbonáticos: calcáriose dolomitos

As rochas e os sedimentos carbonáticos formam-se daacumulação de minerais carbonáticos precipitados porprocessos orgânicos ou inorgânicos.A precipitação ocorre tipicamente como parte do processode crescimento dos organismos que secretam carbonato.Entretanto, a precipitação de carbonato também podeocorrer durante a sedimentação ou diagênese.Os minerais precipitados são carbonatos de cálcio ou demagnésio e cálcio.




As rochas carbonáticas são abundantes por causa dagrande quantidade de cálcio e carbonato presente na águado mar. Esse último deriva do dióxido de carbono daatmosfera. O cálcio e o carbonato provém do intemperismofácil de calcários os continentes. O cálcio também é supridopela alteração dos feldspatos e outros minerais de rochasígneas e metamórficas.A maioria dos sedimentos carbonáticos de ambientesmarinhos rasos é bioclástica.




Fontes oceânicas de sedimentos carbonáticosA maioria dos sedimentos carbonáticos depositados nasplanícies abissais dos oceanos é originada de conchas eesqueletos de foraminíferos, minúsculos organismosunicelulares que vivem nas superfícies das águas, e deoutros organismos que secretam carbonato de cálcio.Quando os organismos morrem, suas conchas e esqueletosassentam-se no fundo do mar e lá se acumulam comosedimentos.




Os recifes são estruturas orgânicas com forma de ummorrote arredondado ou de uma crista alongada,constituído de esqueletos de carbonato de cálcio demilhões de organismos.




O calcário sólido do recife é produzido diretamente pelaação de organismos. Sobre estes recifes e nas adjacênciasdeles, vivem centenas de espécies de outros organismosque precipitam carbonato – mariscos, algas e caracóis.

Algas marinhas também precipitam carbonatos. Essesorganismos unicelulares são similares aos vegetaisprimitivos e crescem sobre regiões de recifes e em outrosambientes carbonáticos.



Atóis de Darwin

Atol de Bora Bora, no Oceano Pacífico Sul.



Formação de um atol

Evolução de um recife de coral a partir de um ilha vulcânica, como foi primeiramente proposto por Charles Darwin no século XIX.




Precipitação inorgânica de sedimentos carbonáticosAs regiões quentes e tropicais dos oceanos sãosupersaturadas de carbonato de cálcio e precipitam-nopela seguinte reação química:

íons cálcio(dissolvidos) +

íons bicarbonato(dissolvidos)

Ca2+ 2HCO3-

carbonato de cálcio(precipitado)

+ácido carbônico

(dissolvido)

CaCO3 H2CO3




Quando os organismos multicelulares secretam conchascarbonáticas, estão efetivamente reproduzindo a mesmareação química, mas, nesse caso, por meios bioquímicos.




Sedimentos carbonáticos de origem mistaOs sedimentos carbonáticos contêm algumas lamas finasde origem mista, em parte constituída de fragmentosmicroscópicos de conchas e algas calcíferas e em parte deprecipitados. São encontrados em:

•lagunas;•extensas plataformas rasas – banco de Bahamas;•margens continentais passivas;•franjas de arco de ilhas vulcânicas;



Rochas sedimentares e sedimentos carbonáticos: calcáriose dolomitosAs plataformas carbonáticas, tanto no passado geológicoquanto no presente, constituem um ambiente carbonáticomisto.




CalcárioA rocha sedimentar bioquímica litificada a partir desedimentos carbonáticos mais comuns é o calcário,composto principalmente de carbonato de cálcio (CaCO3)na forma do mineral calcita. O calcário é formado de areiase lamas carbonáticas e, em alguns casos, de recifes antigos.



Calcário




DolomitosUm outra rocha carbonática abundante é o dolomito,constituído do mineral dolomita, que é composto decarbonato de cálcio e magnésio CaMg(CO3)2. Os dolomitossão sedimentos carbonáticos e calcários diageneticamentealterados.



Dolomito

O mineral dolomita não se forma de como precipitadoprimário a partir da água do mar comum e nenhumorganismo secreta conchas desse mineral. Ao invés disso acalcita original é convertidas em dolomita depois dadeposição.

Mineral Dolomita




Parte do íons cálcio da calcita é trocada por íons magnésioda água do mar (ou de águas subterrâneas ricas nesse íon)que lentamente passam pelos poros do sedimento. Issoconverte o mineral carbonato de cálcio, CaCO3, emdolomita, CaMg(CO3)2.




Recifes e processos evolutivosOs recifes atuais são constituídos principalmente porcorais; mas em épocas mais antigas, outros organismos –agora extintos – construíam estruturas resistentes a açãodas ondas, parte delas como contrafortes cimentados docalcário sólido.




Calcário recifal feito de moluscos extintos na Formação Shuiba, do Cretáceo, localizada em Omã



Os sedimentos evaporíticos: fontes de halita, gipsita eoutros sais

As rochas e os sedimentos evaporíticos são precipitadospor processos inorgânicos pela evaporação da água do mare de lagos de regiões áridas nos quais não há vertedouros.

Evaporitos marinhos. Os evaporitos marinhos são rochassedimentares e sedimentos químicos formados pelaevaporação da água do mar. Esses ambientes evaporíticospassam a existir quando a evaporação da água quente deuma baía ou de um braço de mar é mais rápida que amistura dessa água com a do mar aberto.




Evaporitos marinhos.O grau de evaporação controla a salinidade da águamarinha residual e, assim, os tipos de sedimentosformados.A água do mar tem a mesma composição em todos osoceanos, o que explica por que os evaporitos marinhos sãotão parecidos no mundo inteiro – mesma seqüência deminerais.




Evaporitos marinhos.Alguns evaporitos chegam a ter centenas de metros deespessura, mostra que eles não poderiam ter se formado apartir de pequenas quantidades de água. Essa evaporaçãoem grande escala ocorre em braços de mar onde severificam as seguintes condições:

•O suprimento de água doce dos rios é pequeno;•As conexões com o mar aberto são restritas;•O clima é árido.




Evaporitos marinhos.A medida que a água do mar evapora, os primeirosprecipitados que se formam são os carbonatos. Acontinuidade da evaporação leva à precipitação da gipsita,sulfato de cálcio (CaSO4x2H2O). Quando a gipsita seprecipita, já não resta quase nenhum íon carbonato naágua.Com o avanço da evaporação, o mineral halita (NaCl) – umdos evaporitos marinhos mais comuns – começa a seformar.



Gipsita



Halita



Sedimentos silicosos: fonte de sílex

O sílex é uma rocha constituída de sílica (SiO2) precipitadapor processo químicos ou bioquímicos.

Os caçadores primitivos utilizavam o sílex para fazer pontasde flechas e outros tipos de instrumentos – pedra lascada.

Parte do sílex de idade geológica recente consiste na opala,uma variedade de sílica não tão bem cristalizada.



Sílex



Sedimentos silicosos: fonte de sílex

Assim como o carbonato de cálcio, grande parte dosedimento silicoso é precipitada por processos bioquímicose secretada por organismos que vivem no mar.Estes organismos crescem na superfície das águas, onde osnutrientes são abundantes. Quando morrem formamacúmulos no assoalho oceânico, transformando-se emsedimentos de material silicoso. Com o soterramento e adiagênese forma-se o sílex.



Sedimentos fosfáticos

O fosforito, às vezes chamado de rocha fosfática, écomposta de fosfato de cálcio que se precipita da água domar rica nesse composto.

O fosforito forma-se diageneticamente pela interação desedimentos lamosos ou carbonáticos e a água rica emfosfato.



Sedimentos ferruginosos: a fonte das formações ferríferas

Formações ferríferas são rochas sedimentares quenormalmente contém mais de 15% de ferro na forma deóxido desse elemento, além de alguns silicatos e carbonatode ferro. A maioria dessas rochas formou-se em uma épocaremota da história da Terra, quando havia menos oxigêniona atmosfera, que permitia a a dissolução do ferro.

Na forma solúvel o ferro foi transportado para o mar eprecipitou-se onde o oxigênio estava sendo produzido pormicroorganismos.



Partículas orgânicas: fonte de carvão, óleo e gás

O carvão é uma rocha sedimentar bioquimicamenteproduzida e composta quase que inteiramente de carbonoorgânico formado pela diagênese de restos de vegetaçãode pântanos. O carvão é classificado como rochasedimentar orgânica, cujo o grupo consiste inteiramenteou parcialmente em depósitos ricos em carbono orgânicoformado pela decomposição de restos vegetais que foramsoterrados.



Partículas orgânicas: fonte de carvão, óleo e gás

O petróleo e o gás são fluidos que normalmente não sãoclassificados com as rochas sedimentares. Entretanto elespodem ser considerados sedimentos orgânicos, pois seformam pela diagênese desse material nos poros dasrochas sedimentares. O soterramento transforma a matériaorgânica originalmente depositada junto com sedimentosinorgânicos em fluido que, então, migra para outrasformações porosas e lá fica aprisionado.

O óleo e o gás são encontrados principalmente em arenitose calcários.


7- A tectônica de placas e as bacias sedimentares



Os ambientes de sedimentação, a composição e a texturados sedimentos e a geometria das bacias onde estes seacumulam estão relacionados com o lugar em que ocorremna placa tectônica.Os sedimentos acumulam-se em depressões formadas pelasubsidência da crosta terrestre, onde estão soterrados econvertidos em espessas pilhas de rochas sedimentares.



Durante a subsidência, uma ampla área da crosta afundaem relação às elevações das áreas adjacentes.

A subsidência é parcialmente induzida pelo peso adicionaldos sedimentos sobre a crosta, mas é principalmentecontrolada pelos mecanismos tectônicos, tais como oabatimento de blocos em escala.



Mecanismos tectônicos de subsidência

As bacias sedimentares são regiões de considerávelextensão (pelo menos 10.000 Km²), onde a combinação desedimentação e subsidência formou uma espessaacumulação de sedimentos e rochas sedimentares.

Os estudos foram primeiramente estimulados pelaexploração de petróleo e gás, os quais são abundantes embacias sedimentares.




Bacias rifte e bacias de subsidência térmica Quando umcontinente começa a fragmentar-se, o mecanismo desubsidência da bacia, controlado pelas forças de separaçãodas placas, envolve deformação, adelgaçamento eaquecimento da porção da litosfera sotoposta .



Uma rachadura alongada e estreita, conhecida como vale em rifte,desenvolve-se com afundamento de grandes blocos crustais.O magma quente e dúctil do manto sobe e preenche o espaço criadopela litosfera e pela crosta adelgaçada, iniciando um erupção vulcânicade rochas basálticas na zona do rifte.




Nos estágios finais, quando os processos de rifteamentosão substituídos pela expansão do assoalho oceânico,fazendo com que as placas continentais comecem a seafastar uma da outra, o mecanismo de subsidência da baciapassa a envolver, principalmente, o esfriamento da litosferaque foi adelgaçada e aquecida durante os estágios iniciaisdo processo.




Nesse momento, o esfriamento leva a um aumento dadensidade da litosfera, que leva a subsidência e aodesenvolvimento de bacias de subsidência térmica costaafora.

Os sedimentos são supridos pela erosão das áreasadjacentes para formar os depósitos da plataformacontinental.




As bacias sedimentares das regiões costeiras do Atlânticona América do Norte e do Sul, na Europa e na África sãoprodutos desse processo. Essas bacias começaram a seformar quando o supercontinente Pangéia se fragmentouhá cerca de 200 milhões de anos e, com isso, as placasNorte e Sul-Americana separaram-se das placas Eurasiana eAfricana.


Bibliografia

Grotzinger, J., Press, F., Siever, R., Jordan, T., “Para Entender aTerra”, editora Bookman, 4° edição, Porto Alegre, 2006.

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