Resumo de Petrologia Sedimentar

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~ Resumo de Petrologia Sedimentar – Vitória de Azevedo ~
· Tração: transporte de material grosso como grânulos e areia.
· Suspensão: transporte de material leve como silte e argila.
· Cascalho para formar swaley, passa por retrabalhamento quando formado é mais retrabalhado, perde energia, ficando mais fino e terá hummocky e depois a marca de onda. 
· Tem tempestitos, sucessão gradada com hummocky, onda de tempestade, depósito areno-silte-argiloso.
· Rocha carbonática com menos de 1% de lama = grainstone. Com mais de 1% de lama = Packstone. Ambos são suportados por grãos. 
· Sedimento grosseiro, onde um rio com muita energia transporta esse material. Sedimentos finos o transporte é feito por rios com menos energia.
· Rochas sedimentares preservadas no registro geológico foram depositadas em ambientes similares (análogos) aos atuais.
· Importância das rochas sedimentares
Compõe 70% da superfície da Terra. Evolução da vida, da atmosfera, e da hidrosfera. Recursos minerais: óleo, gás, água potável, PO4, K, S, sulfato, alumínio, Fe, Cu, Pb, Zn, estanho, titânio, Au, Th, terras raras, Mn, areia, argila, bentonita, diatomita, zeolitas, calcário, etc. Sistemas geoquímicos complexos, sem ‘’equilíbrio’’ termodinâmico simples. Conhecimento da dinâmica da crosta terrestre.
· Conhecimento da dinâmica da crosta terrestre em Jack Hills, na Austrália, onde as rochas foram encontradas contendo os mais antigos minerais conhecidos na Terra, um zircão 4,4 Ba de idade.
· Exploração Econômica
· Bacias Sedimentares unidades geotectônicas que apresentam (ou apresentaram) subsidência e que foram preenchidas por sedimentos.
· Petrogênese Sedimentar o ciclo geológico na superfície da crosta terrestre: 
– Em que baixas T e P, água, CO2, O2 e organismos. 
– Minerais das rochas ígneas e metamórficas em desequilíbrio: "Os minerais são estáveis apenas nas condições nas quais foram formados" (Keller, 1969). 
– Resultado: “Intemperismo’’ dividido em: Processos físicos geram desagregação e em processos químicos (+ bioquímicos) geram dissolução, alteração.
– Partículas desagregadas: fragmentos, clastos; areia e grãos maiores → transporte por tração. 
– Novos minerais (em equilíbrio com as condições superficiais): argilas, óxidos e hidróxidos → transporte em suspensão.
– Íons em solução nas águas superficiais → transporte em solução. Logo gerando sedimentos que irá gerar rochas sedimentares.
· Classes das rochas sedimentares
· Existe dois grandes grupos de rochas sedimentares
1. Rochas extrabaciais que são formadas essencialmente por partículas oriundas fora da bacia. Conhecidas também como rochas terrígenas, siliciclásticas, exógenas ou simplesmente clásticas. A composição destas é controlada pela área-fonte dos sedimentos, e a textura é controlada pelo ambiente deposicional. Os exemplos são lutitos, arenitos e conglomerados.
Rochas extrabaciais
2. Rochas intrabaciais são formadas essencialmente por minerais formados dentro da bacia, por processos químicos e/ou orgânicos. Conhecidas também como rochas químicas ou endógenas. A composição e a textura são controladas pelo ambiente deposicional. Como por exemplo as rochas carbonáticas, evaporíticas, fosfáticas, ferríferas e silicosas e outras como as orgânicas (carvão), bauxita etc. 
Rochas intrabaciais
· Outros grupos
3. Rochas Híbridas são formadas por misturas de proporções similares de materiais extrabaciais e intrabaciais como por exemplo os arenitos bioclásticos, fosfáticos, glauconíticos, etc.
Rochas híbridas
4. Rochas Vulcanoclásticas são caracterizadas por composição vulcânica e textura clástica. Formadas por processos ígneos (vulcanismo explosivo; autobrechamento e derrames): tratadas como rochas ígneas: rochas piroclásticas, autoclásticas, hialoclásticas. Por processos sedimentares de erosão de materiais vulcânicos: arenitos, conglomerados epiclásticos e rochas siliciclásticas.
Rochas vulcanoclásticas
5. Rochas sedimentares siliciclásticas são formadas por processos sedimentares de erosão e deposição de materiais vulcânicos: arenitos e conglomerados epiclásticos.
Rochas sedimentares siliciclásticas
· O volume relativo das rochas sedimentares
– Lutitos: 60 – 65%.
– Arenitos e conglomerados: 20 – 25%.
– Rochas carbonáticas: 10 – 15%.
– Outras intrabaciais: ~ 10% rochas evaporíticas predominam.
· Ocorrência das rochas sedimentares: Limite de profundidade cobrem cerca de 80% da superfície, mas ocupam apenas 5% do volume da crosta terrestre. Média de espessura sedimentar: de 1,8 Km nos continentes e 0,3 Km nas bacias oceânicas. Contato com rochas ígneas ou metamórficas abrupto, discordante sobre um ‘’embasamento cristalino”, ou gradual, por metamorfismo crescente.
· Diagênese campo de condições físicas e químicas que controla os processos geológicos atuantes sobre sedimentos depositados, depósitos residuais e sobre todos os tipos de rochas na superfície da crosta terrestre e nos primeiros milhares de metros de profundidade. De Ros (2001). * Neste sentido mais amplo, diagênese engloba o intemperismo. Os mesmos processos que afetam sedimentos inconsolidados como areia, conchas carbonáticas, lama também afetam as rochas sedimentares já formadas, outros tipos de rocha como as rochas ígneas e metamórficas, os solos, etc. 
· Sedimentos (inconsolidados) produzidos por: 
– Processos pré-deposicionais (intemperismo, erosão, transporte, precipitação química ou bioquímica a partir da água de mares ou lagos). 
– Processos sin-deposicionais sedimentação. 
– Processos pós-deposicionais rochas sedimentares (consolidadas).
· Características básicas da diagênese: 
– Baixa temperatura (até cerca de 200°C; dependendo da reatividade do material). 
– Baixas pressões (no máximo até 2000 Kg/cm2). 
– Presença de fluídos. 
– Abundância de soluções aquosas (salinidades desde água da chuva até salmouras muito concentradas). 
– Gases (CO2, O2, CH4, H2S, etc...). 
· Principais processos da diagênese 
1. Compactação: pelo soterramento; redução do espaço entre as partículas ocupado por fluídos (poros):
– Física rearranjo entre os grãos; fraturamento de grãos rígidos; esmagamento de grãos dúcteis.
– Química dissolução por pressão pela concentração de esforços ao longo dos contatos intergranulares.
2. Dissolução destruição de grãos e constituintes digenéticos: 
– Congruente total, colocando todos os íons em solução; exemplo: carbonatos.
– Incongruente incompleta, deixando subprodutos; exemplo: feldspatos → caulinita.
3. Autigênese auto geração de novos minerais (é ao contrário da diagênese), pode ocorrer em espaços não sólidos como por exemplo espaços com fluídos (água) e precipita o material: 
– Cimentação nos poros.
– Substituição dissolução e precipitação simultâneas.
4. Hidratação – Desidratação entrada ou saída de água da estrutura cristalina dos minerais. Exemplo anidrita ↔ gipsita (CaSO4 ↔ CaSO4.2H2O).
5. Oxidação na superfície ou sob influência da superfície; O2, bactérias aeróbicas. Exemplo hematita.
6. Redução sob influência da matéria orgânica e de bactérias anaeróbicas (contrária a oxidação). Exemplo pirita.
7. Recristalização crescimento ou diminuição do tamanho cristalino, mantendo a mesma composição mineralógica. Exemplo calcita fina vira calcita grossa.
8. Estabilização / inversão / neomorfismo substituição de um mineral pré existente por mineral de composição similar, mais estável nas condições diagenéticas. Exemplo aragonita → calcita.
· Estágios da diagênese estágios "ambientais" (Choquette & Pray, 1970; Schmidt & McDonald, 1979).
Subdivisões relativas ("precoce" x "tardia", ou "rasa" x "profunda" ou "de soterramento") são imprecisas e confusas.
– Eodiagênese após a deposição (normalmente, pequena profundidade), influência do ambiente deposicional, e/ou da circulação de água superficial, sob baixas condições de pressão e temperatura; períodos de tempo muito variáveis. Como por exemplo sedimentos continentais sob infiltração meteórica, carbonatos marinhos com cimentação precoce.– Mesodiagênese após o “soterramento efetivo”, ou efetivo isolamento da superfície; pressão e temperatura crescentes; fluídos diagenéticos modificados pelas reações com os minerais. Evolução: soerguimento → telodiagênese; soterramento crescente → metamorfismo (gradação: anquimetamorfismo).
– Telodiagênese reexposição de rochas previamente soterradas às condições superficiais por soerguimento e erosão de parte da seção (formação de discordâncias) ou infiltração profunda de águas meteóricas.
· Redefinição dos Estágios da Diagênese para reservatórios clásticos (Morad et al., 2000)
– Eodiagênese processos ocorrentes a profundidades de até 2 km, e temperaturas de até 70 ºC, com composição da água intersticial influenciada pelos fluidos deposicionais ou superficiais.
– Mesodiagênese rasa compreendendo processos ocorrentes entre 2 e 3 km de profundidade, e temperaturas entre 70 e 100 ºC.
– Mesodiagênese profunda compreendendo processos ocorrentes a mais de 3 km de profundidade, e temperaturas de mais de 100 ºC, até a passagem ao metamorfismo a cerca de 200 ºC.
– Telodiagênese definição igual à de Choquette & Pray (1970); Schmidt & McDonald (1979).
1. Controles da Diagêneses
	Controles composicionais
	Controles Não-composicionais
	1.Composição Detrítica
	1. Temperatura
	2. Composição de Fluído
	2. Pressão
	3. Composição dos constituintes diagenéticos anteriormente formado
	3. Tempo
	
	4. Fluxo de fluídos
2. Composição dos fluídos
Eodiagênese fluidos deposicionais
– Meteóricos Crescentes δ18O
– Marinhos Salinidade
– Evaporíticos αCl-, Na+, K+, Mg+, SO4-
Mesodiagênese fluídos evoluídos:
– Interações minerais dissolução, argilas
– Matéria orgânica HCO3-, CO2, ácidos orgânicos
– Dissolução de evaporitos, carbonatos
– Magmatismo
– Fluxo de fluídos
· Eodiagênese processos são controlados pelo ambiente superficial, que é comumente o deposicional. Rochas extrabaciais.
· Eodiagênese Continental água meteórica: caracterizada por alto CO3++, baixo SO4++ e 
baixa concentração inicial; concentra por evaporação.
· Eodiagênese Continental sob Clima Seco promovida sob intensa circulação e evaporação da água. Normalmente com intensa oxidação da matéria orgânica e do Fe++.
– O que é formado: hematita, calcita, dolomita, sílica, esmectitas autigênicas (neoformadas), argilas mecanicamente infiltradas, feldspatos e óxidos de titânio.
Hematita é proveniente da oxidação de minerais ferro-magnesianos (avermelhamento secundário) em arenitos. 
– Em lutitos desidratação de hidróxidos detríticos (depositados junto com argilas): red beds. 
– Em climas úmidos pode ocorrer em grandes volumes (ferricretes, lateritos) e inibir processos diagenéticos posteriores. 
– Pode ser removida por redução durante o soterramento pela ação de fluídos redutores e dissolventes. 
Calcita/Carbonatos calcita sem Fe e Mg. 
– Concentrações caliches ou calcretes no solo (raízes, bactérias, CO2), ou freáticos
– Condições semiáridas (abastecimento episódico). Nódulos, lentes, níveis maciços, crostas, rizólitos.
– Texturas microcristalina, mosaico fino, concrecional, fibrosa; excepcionalmente poiquilotópica. 
– Precipitação deslocante comum. Exemplo África do Sul.
Dolomita concentrações similares aos calcretes (dolocretes) sob condições áridas. Alta razão Mg/Ca: Ca fixado em sulfatos ou calcretes precipitados a montante. 
– Texturas microcristalina, nódulos, zonação por inclusões fluídas (grande variação de salinidade; excepcionalmente poiquilotópica. 
– Precipitação deslocante comum.
Sílica
– Silcretes pH alcalino que faz a dissolução de silicatos; alteração de vulcânicas (fontes importantes de sílica). 
– Clima árido.
– Mineralogia e textura: função da concentração de sílica e outros íons (Mg++, Na+).
– Opala-A (amorfa) alta concentração; metaestável no soterramento: se forma por cutículas ("verniz do deserto"), agregados colomorfos ou maciços.
– Opala-CT (cristobalita-tridimita) criptocristalina, esferas de lamelas ("lepisferas") "estabilização" da opala-A a maior T.
– Calcedônia quartzo fibroso; como franjas, esferulitos.
– Microquartzo ("chert”, “sílex") menores concentrações; mosaico fino; intergranular, deslocante, nódulos, massas.
– Megaquartzo soluções diluídas; mosaico, franjas prismáticas, crescimentos.
– Exemplos Austrália, África do Sul, NE do Brasil, Formação Botucatu (associados à alteração das vulcânicas).
Argilas autigênicas (neoformadas) formadas na própria diagênese (autigênica) e (neoformadas) a partir de fluídos. Em ambiente de clima seco geralmente é esmectita.
Esmectitas formada pela alteração de ferromagnesianos, feldspatos e vidro vulcânico. 
– Texturas franjas, pseudomorfos de grãos. 
– Arenitos líticos vulcanoclásticos: abundantes esmectitas (comissão básica gera nontronita e composição ácida gera montmorilonita) + zeolitas + opala + óxidos. A composição da esmectita é controlada pela composição dos minerais vulcânicos originais.
Argilas mecanicamente infiltradas argilas detríticas (normalmente esmectitas) infiltradas nos sedimentos grossos pelas enxurradas episódicas, devido ao rebaixamento do lençol freático. 
– Concentrações: 
Na zona vadosa (pequena quantidade, pouca preservação; retrabalhamento), no nível freático (queda da velocidade de infiltração).
Sobre barreiras de permeabilidade (embasamento raso, camadas lamosas).
Sob drenagens escavadas.
Nos leques aluviais proximais (enxurradas mais frequentes e intensas).
– Texturas cutículas, massas preenchendo poros, agregados vadosos geopetais (pendulares) e em menisco; impurezas aprisionadas (matéria orgânica, óxidos, silte) junto a argila. 
– Desidratação e contração diagenética (shrinkage), gerando descolamento, fragmentação, porosidade). 
– Cutículas contínuas e espessas inibição da diagênese posterior: preservação da porosidade. – Infiltração abundante prejudicial à porosidade e permeabilidade, devido à obliteração dos poros, criação de barreiras. 
– Exemplos Formação Sergi (Bacia do Recôncavo), Formação Açu (Bacia Potiguar); SW dos EUA.
Feldspatos 
– Origem: dissolução de feldspatos detríticos, alteração de micas gerando K + SiO2 em solução, concentram-se por evaporação. 
– Estrutura mais perfeita e composição mais pura que os feldspatos de alta T.
– Texturas crescimentos (epitaxiais devido não ter a mesma estrutura cristalina); substituição pseudomórfica de feldspatos detríticos por agregados microcristalinos, aspecto turvo "vacuolizado". 
– Exemplos Permo-Triássico da Espanha, e Inglaterra, Formação Açu (Cretáceo, Bacia. Potiguar).
Óxidos de Titânio 
– Ti pouco móvel, concentração residual; pela alteração de óxidos detríticos (ilmenita, titanomagnetita), silicatos (biotita, anfibólios, esfêno): precipitação de leucoxênio (criptocristalino), de anatásio (bipirâmides), e/ou de rutilo (prismático).
· Eodiagênese sob Condições Evaporíticas (climas áridos/ambiente evaporítico)
– O que é formado:
Sulfatos (anidrita, gipsita ou barita) 
– Com o preenchimento de poros poiquilotópico, em mosaico grosseiro ou radial-prismático ou como nódulos com textura microcristalina, em feltro fibroso ou fibro-radiada. Suas fábricas são suportadas pelo cimento por precipitação deslocante.
– Gipsita selenítica como cimento de areias eólicas; anidrita em sedimentos interduna ou em playas. 
Halita 
– Pode ocorrer como cimento poiquilotópico ou blocos intergranular. 
Interestratificados 
– Cloritas/esmectita (corrensita) como franjas e hormitas magnesianas fibrosas (atapulgita, sepiolita); podem passar a clorita no soterramento, fazendo uma substituição.
· Eodiagênese Continental Sob Ambiente de Clima Úmido caracterizada pela abundância de água meteórica, que pode mudar a composição original. Com circulação ativa: intensa lixiviação e oxidação. Sem circulação (pântanos) pode ter condições redutoras e matéria orgânica preservada. 
Depósitos Superficiais:
– Solos argilosos texturas complexas; substituição de grãos, bioturbação, infiltração abundante de argilas.
– Lateritos (ferricretes) florestas, savanas tropicais, formando cristase concreções.
– Bauxitas por intensa lixiviação total, só restam óxidos e hidróxidos de alumínio.
– O que é formado:
Caulinita 
– Estável em ambientes com alto fluxo meteórico, ou com matéria orgânica (ácidos): alta razão H+/íons. A Cimentação por caulinita se dá por agregados (em “livrinhos” ou “vermes” de lamelas empilhadas) disseminados ou em manchas. A Substituição de feldspatos, micas (esp. muscovita → expansão), outras argilas.
Carbonatos 
– Com fermentação da matéria orgânica em pântanos: ambiente redutor Fe++ livre, precipitação de siderita, como agregados maciços, franjas, concreções, pequenos cristais disseminados, esferulitos. 
– Mais raramente, calcita fortemente ferrosa. 
– Razão isotópica de carbono (δ¹³C) muito positiva.
· Eodiagênese Ambiente Marinho processos normalmente menos intensos que os continentais, pois a água do mar é menos desequilibrada em relação aos grãos. A água do mar é muito diferente da água meteórica.
– O que é formado:
“Argilas Verdes” (duas famílias diferentes de argilominerais que contém ferro)
– Glauconita (Glauconia) plataforma externa e talude superior; pelóides, filmes, matriz, micas; muitos substratos Fe3+ e Fe2+; subóxico; 14Ǻ – 10Ǻ; + K.
– Bertierina, Odinita (Verdina) estuários, deltas; plataforma interna; comum se formar como oóides e matriz; Fe2+; anóxico; 7Ǻ – 14Ǻ (chamosita: clorita).
Sílica (opala) faz a substituição na forma de cutículas, franjas, massas, substituição de argilas detríticas, carbonatos.
– A fonte é a dissolução do esqueleto de organismos silicosos (radiolários, diatomáceas, esponjas). 
– Alteração de materiais vulcânicos. 
– A sílica pode estar na forma de: 
Opala-A: através da precipitação de cutículas, agregados colomorfos ou maciços.
Opala-CT: (cristobalita-tridimita) criptocristalina, forma esferas de lamelas (“lepisferas”) e cristalização de opala-A.
Calcedônia: é uma sílica fibrosa na forma franjas e esferulitos.
Microquartzo (“chert”): em alguns arenitos há franjas de microquartzo que são formados a partir da opala-CT ou não e que contribuem para a preservação da porosidade, forma nódulos.
Dissolução de organismos silicosos 
– (Radiolários, diatomáceas, esponjas) cutículas (opala-A), massas (opala-CT), substituição de argilas detríticas, carbonatos. 
– Minerais formados:
Pirita 
– Originada como frambóides ou pequenos cristais cúbicos, formada a partir 
de poli-sulfetos (mackinawita, greigita), por redução bacteriana do sulfato.
Carbonatos composição e texturas dependem do mecanismo de precipitação:
– Zona de oxidação (interface água-sedimento e primeiros cm-dm): calcita magnesiana e aragonita microcristalinas como franjas fibrosas, massas e pseudo-pellets: beachrocks (arenitos de praia).
– Zona de redução de sulfato bactérias reduzem o SO4++ dissolvido a H2S, que combinando-se (H2S + Fe forma pirita) e como o Fe que precipita como pirita, resultando em calcita ou dolomita sem ferro como concreções ou cristais disseminados. O sulfato está presente em grandes quantidades na água do mar.
– Zona de fermentação bactérias alteram a matéria orgânica, liberando CO2 + CH4 → Fe++ livre vira carbonatos ferrosos (Fe-calcita, Fe-dolomita, anquerita, siderita), na forma de nódulos, concreções, cimentos (mosaico ou poiquilotópico) comumente zonados.
A percolação por água meteórica (por exemplo, devido a oscilações do nível do mar) resulta em cimentos com forte zonação (visível em catodo luminescência).
Depósitos vulcanoclásticos
Em ambientes eogenéticos marinhos, depósitos vulcanoclásticos alteram-se a esmectitas (nontronita ou montmorilonita), palagonita (hidratação de vidro básico), opala-A e CT, chert (ácidas) e zeólitas.
· Eodiagênese em Rochas Carbonáticas (Intrabaciais)
Diagênese em rochas carbonáticas
– Constituintes primários muito reativos, intensa diagênese precoce (eodiagênese normalmente muito mais importante que a mesodiagênese).
– Principal controle é pela composição da água que controla as reações sobre os constituintes primários e os cimentos precipitados.
– Folk 1974: Mg++ e outros íons envenenam o crescimentos dos cristais. Os cimentos marinhos ou hipersalinos são Mg-calcita ou aragonita fibrosas e/ou microcristalinas.
Ambientes e processos eodiagenéticos
– Disposição geral das zonas varia com as variações de geometria e escala (plataformas continentais marginais ou ilhas, etc).
Principais feições segundo os ambientes 
– Zonas eodiagenéticas carbonáticas (Longman, 1980)
· Mesodiagênese clástica
Controles
Temperatura da mesodiagênese atua através do:
– Gradiente geotérmico (função do ambiente tectônico) Exemplo rifts, crosta afinada, alto fluxo térmico; bacias intracratônicas: baixo fluxo térmico; bacias de sistemas arco-fossa: magmatismo: fontes locais de calor.
– Condutividade térmica das litologias lutitos são isolantes térmicos; evaporitos grandes condutores de calor e não tem porosidade. Aumenta em geral com a redução da porosidade, portanto com a profundidade.
– Efeitos da temperatura são controle termodinâmico sobre o equilíbrio das reações diagenéticas; controle cinético sobre as taxas e energia de ativação das reações.
Evolução térmica da matéria orgânica (nos lutitos associados) 
– Em função de temperatura, quantidade e tipo de matéria orgânica (continental com mais O).
– Evolução da M.O. gera solventes (CO2, ácidos orgânicos): geração de porosidade nos arenitos; culmina com a geração de hidrocarbonetos.
Litologias associadas
 – Lutitos liberam água, íons, solventes, hidrocarbonetos. Carbonatos e evaporitos liberam íons.
· Fluxo de fluídos na mesodiagênese, existe quatro regimes de circulação de fluídos em subsuperfície das bacias sedimentares:
– Meteórica na Eodiagênese em sistemas continentais entrada de água meteórica ou Telodiagênese, por discordâncias ou falhas): função de comunicação, gradiente hidráulico (relevo das margens da bacia), e clima (maior nos úmidos).
– Marinho pouca circulação; grande extensão; pequena profundidade de penetração.
– Compactacional expulsão da água por compactação (principalmente dos lutitos): fluxo relativo ascendente. Limitado pelo volume original de água conata (deposicional intersticial).
– Termobárico água liberada por reações de desidratação dos minerais (principalmente argilas esmectíticas): soluções ricas em íons (gerando cimentação), e solventes ( gerando dissolução); hidrocarbonetos.
· Composição Mineral (fator importante durante a mesodiagênese)
– Composição detrítica função de proveniência, mudanças no transporte, deposição e na eodiagênese.
– Composição dos constituintes eodiagenéticos influência nas reações mesodiagenéticas.
Influência da composição detrítica na redução da porosidade.
· Constituintes mesodiagenético: quartzo, feldspatos, calcita, dolomita, sulfatos, anidrita e barita, caulinita/dickita, ilita, clorita, quartzo tardio, albita tardia, minerais de titânio e sulfetos.
Crescimentos de Quartzo
– Fontes de sílica dissolução por pressão intergranular e em estilolitos; dissolução/substituição de grãos de silicatos; reações dos argilominerais e dissolução de silte em lutitos associados; alteração de materiais vulcânicos.
– Feições características crescimentos sintaxiais; iniciam-se como cristais separados; descontinuidade com os grãos: inclusões fluidas, argilas, óxidos, cuja ausência torna distinção possível apenas com uso de catodo luminescência. Cutículas espessas de argila podem impedir ou inibir a precipitação. Enquanto alguns arenitos exportam outros importam sílica.
– Influência podem estabilizar a fábrica mesmo em pequeno volume; bloqueiam rapidamente a permeabilidade, mas bem menos a porosidade.
Feldspatos
Normalmente, crescimentos menos abundantes que os de quartzo, mas também comuns.
– Fontes sílica, as mesmas do quartzo; Na, K: dissolução/substituição de feldspatos detríticos, micas; reações dos argilominerais nos lutitos; evaporitos.
– Feições composição: albita, sanidina ou microclínio com alta pureza química, retículo regular, apertado, portanto, mais resistentes à dissolução, alteração ou substituiçãodiagenética; comumente epitaxiais; formados junto com os crescimentos de quartzo.
– Influência similar à do quartzo, mas, devido ao menor volume, menos intensa.
Calcita mesodiagenéticas
– Produzidas por fermentação bacteriana (altos valores de δ13C); ou pela quebra térmica de complexos orgânicos, derivados da M.O. dos lutitos (descarboxilação, baixos valores de δ13C). 
– Outras fontes: reciclagem de cimentos eodiagenéticos; bioclastos e outras partículas; carbonatos dos lutitos, dissolução de rochas carbonáticas associadas; dissolução/substituição de plagioclásios.
– Feições mosaico grosso, macrocristalina, comumente poiquilotópica; teor de Fe variável, algumas vezes com zonação de Fe crescente; grandes cristais nucleiam nos poros maiores (mais fluxo);
– Cimentação parcial controlada por granulometria (lâminas mais grossas cimentadas antes), ou como "manchas" ou concreções em arenitos maciços.
– Substituição dos grãos, particularmente feldspatos, ao longo de filmes de difusão; cristais comumente mostram dissolução posterior.
– Influência em grandes teores, fecha toda a porosidade; em pequenos teores (cimentação parcial) exerce pouca influência na permeabilidade; volumetricamente, o principal cimento dos arenitos.
Dolomita
– Menos comum que a calcita; pode ocorrer em seu lugar na mesodiagênese rasa, como grandes cristais romboédricos, ou poiquilotópicos. As vezes com extinção ondulante e faces curvas (dolomita em sela).
– Mais comum na eodiagênese, em ambientes evaporíticos e/ou com grandes variações de salinidade (cristais com forte zonação), ou na mesodiagênese tardia, como pequenos cristais euédricos.
– Outras feições tendem a substituir clastos argilosos, carbonáticos ou micas; zonação de Fe é comum; pode ocorrer como dolomita, dolomita ferrosa ou anquerita (> 20 mole% FeCO3; comum na diagênese avançada), algumas vezes em um mesmo cristal.
– Fontes diagênese dos argilominerais nos lutitos; alteração de litoclastos (vulcânicos, metamórficos) e de grãos ferromagnesianos.
– Influência afeta menos a porosidade e permeabilidade do que a calcita; quando microcristalina, cria microporosidade intercristalina.
Sulfatos (anidrita e barita)
Menos comuns que os carbonatos na mesodiagênese. São mais comuns na eodiagênese, em ambientes evaporíticos
Anidrita
Solúvel, necessita altas concentrações de SO4.
– Fontes evaporitos associados, matéria orgânica, ou vulcanismo (redução de SO2). Comumente com hábito poiquilotópico. Mostra comumente dissolução posterior.
Barita
– Pouco solúvel; fonte de Ba da dissolução de feldspatos (K-feldspatos, esp.). Comumente poiquilotópica e fortemente corrosiva; raramente eodiagenética, microcristalina.
Caulinita/Dickita
– Normalmente, primeiro argilomineral a se precipitar na mesodiagênese nos poros secundários (neutralização parcial dos solventes ácidos sob pH ainda baixo), associada com restos de carbonatos e grãos dissolvidos.
Caulinita mesodiagnética 
– Diferenciação da caulinita eodiagenética possível com base nas fases associadas, história de soterramento, na estrutura cristalina mais organizada, hábito euédrico, isótopos de O e H.
Dickita
– Em lamelas grossas, hexagonais. Substituição de micas e outras argilas também na mesodiagênese.
– Influência pouco na permeabilidade (agregados espalhados); gera microporosidade; problemas de migração de finos na produção de reservatórios.
Ilita 
– Caracteristicamente formada em ambientes alcalinos com alta concentração de K (potássio). pode ser derivado de evaporitos (Mar do Norte), ou abundante dissolução de feldspatos.
– Feições neoformação em hábito fibroso; franjas; transformação de esmectita (através de interestratificados I-S); substituição de caulinita; substituição de feldspatos é mais intensa no anquimetamorfismo (sericitização).
– Influência é extremamente danosa à permeabilidade, e introduz muita microporosidade.
Clorita
– Ambientes com Mg, Fe, principalmente da diagênese de lutitos associados, alteração de fragmentos de rocha (especialmente vulcânicos) e grãos ferromagnesianos.
– Feições como franjas de lamelas em "castelo de cartas", "rosetas", "repolhos"; transformação/substituição de esmectitas (através de interestratificados clorita-esmectita), caulinita, biotita, grãos vulcânicos, ferromagnesianos, feldspatos.
– Influência preservação da porosidade, inibindo a cimentação por crescimento de quartzo e a compactação química, embora causando decréscimo da permeabilidade e resistividade elétrica pela microporosidade
Quartzo tardio
– Precipitado por soluções concentradas em sílica na diagênese avançada (dissolução por pressão; complexos). Alta temperatura, maior solubilidade da sílica.
– Feições muitas vezes cristais isolados, prismáticos (outgrowths; causa: interferência de outras fases, outros íons; alta concentração das soluções); crescimentos.
– Influência crescimentos promovem obliteração final da porosidade em reservatórios profundos na mesodiagênese avançada.
Albita tardia/Albitização
– Relacionada com soluções de alta atividade de Na+; concentração residual; transformação/diagênese das esmectitas nos lutitos; dissolução de evaporitos.
– Feições principalmente substituição de feldspatos detríticos; plagioclásios substituídos por agregados de cristais com maclas interrompidas; K-feldspatos, por agregados comumente sem maclas, turvos devido a inclusões fluídas.
– Também preenchendo poros intragranulares em feldspatos dissolvidos (ingrowths) e como cristais isolados ou em agregados paralelos ("paliçadas") nos poros intergranulares.
Minerais de Titânio
– Da remobilização de minerais eodiagenéticos de Ti, cloritização de biotita; alteração de fragmentos vulcânicos. 
– Óxidos (anatásio, rutilo, brookita): como cristais isolados. 
– Titanita (esfeno), principalmente como crescimentos sobre esfeno detrítico.
Outros minerais diagenético 
– Turmalina, fosfatos, halita, fluorita, anfibólios, carbonatos, sulfatos e silicatos alcalinos raros.
– Hidrocarbonetos líquidos, por degradação térmica, perda de voláteis, podem formar material sólido, chamado genericamente de betume.
Sulfetos
– Formados por redução termogênica de sulfato liberando H2S que reage com Fe → pirita ou com outros metais. 
– H2S pode criar porosidade na mesodiagênese profunda e pela reação com complexos metálicos dos lutitos, a formação de jazidas diagenéticas de Cu (Exemplo: Camaquã) e Zn-Pb ("Tipo Vale do Mississippi").
· Anquimetamorfismo (ou quase metamorfismo)
– Transição entre diagênese e metamorfismo.
– Aparecimento de minerais de temperatura de formação acima de 200°C, como epidotos (pistacita, clinozoisita), prehnita, pumpellyita, wairakita, micas (sericita, fengita), junto a cloritas de alta cristalinidade e albita.
– Desenvolvimento de recristalização nos contatos dos grãos de quartzo, orientação das micas e cloritas.
· Compactação 
– Produto do aumento de pressão com o soterramento.
– Redução do volume total, da porosidade, aumento da densidade da rocha.
– Da porosidade original (35-40%), metade é comumente perdida com a compactação nos primeiros 1500 m.
– Processos de compactação mecânica e química:
· Compactação mecânica (física)
– Envolve processos físicos de rearranjo ou deformação das partículas.
Rearranjo 
– Empacotamento cúbico ideal de esferas: 48% de porosidade, empacotamento romboédrico: 26%.
– Mais eficiente e rápido em sedimentos mais grossos e arredondados (compactam mais nos primeiros 1000m).
Fraturamento
– Grãos rígidos (quartzo, feldspatos mais facilmente devido as clivagens) podem ser fraturados na compactação.
Normalmente limita-se a poucos grãos (maiores, com clivagens, maclas e/ou previamente estressados; bioclastos alongados) ou ocorre segregado ao longo de zonas de rápida concentração de esforços (faixas de fraturamento ou falhamento).
Deformação elástica
– Micas são bem mais elásticas do que a maioria dos minerais e podem ser bastante deformadas na compactação, como também os fragmentos micáceos metamórficos.
– Rochas profundamente soterradas “descompactam” elasticamente quando soerguidas, desenvolvendo“poros de alívio” lamelares entre grãos e/ou cristais.
· Todos os minerais tem elasticidade.
Deformação plástica
– Grãos dúcteis, macios, amoldam-se e fluem para espaços intersticiais.
– Intraclastos argilosos, fragmentos de lutitos, rochas metamórficas de baixo grau, vulcânicas alteradas, grãos de feldspatos e outros minerais alterados a argila.
– Pseudomatriz ou matriz de compactação material intersticial produzido pela compactação de grãos dúcteis.
– Heterogênea na composição, textura e distribuição na rocha (empacotamento heterogêneo).
– Arenitos e conglomerados líticos ou intraclastos com mais de 20 % de grãos dúcteis comumente perdem toda sua porosidade primaria por compactação mecânica.
– Muitos dos grauvaques (graywackes) da literatura são rochas com esta origem.
· Compactação química (dissolução)
– Pressão dirigida aumenta a solubilidade dos minerais: concentração de esforços nos contatos entre os grãos promove sua dissolução.
– Mais intensa em arenitos finos, com grãos angulosos e argila, a partir dos 1000 m e nas rochas carbonáticas e evaporíticas: minerais mais solúveis.
– Pode restringir-se aos contatos intergranulares (passam de pontuais a longos, a côncavo-convexos, a suturados com a compactação) ou podem se concentrar ao longo de superfícies suturadas de dissolução da rocha (estilolitos), com concentração residual de argilas, óxidos, sulfetos e matéria orgânica.
· Compactação química ou mecânica quando funde um grão um no outro.
· Diagênese de depósitos vulcanoclásticos esses depósitos vulcanoclásticos alteram-se a abundante esmectitas (nontronita ou montmorilonita), palagonita (hidratação do vidro básico), opala-A e CT, chert (ácidas), e zeólitas. As zeólitas evoluem a espécies anidras (laumontita) e albita com o soterramento crescente. 
· Telodiagênese
Atuação de condições meteóricas sobre constituintes e feições característicos da mesodiagênese
– Oxidação de carbonatos ferrosos (Fe-dolomita/anquerita, Fe-calcita e siderita) e clorita mesodiagenéticos. 
– Extensa dissolução de constituintes mesodiagenéticos (especialmente carbonatos). 
– Caulinita abundante, recobrindo cimentos mesodiagenéticos, em poros de dissolução de feldspatos, e substituindo feldspatos detríticos e diagenéticos, argilominerais mesodiagenéticos (ilita, clorita), pseudomatriz e fragmentos de rocha. 
– Substituição de siderita, Fe-calcita, e principalmente dolomita/anquerita mesodiagenéticas por calcita não-ferrosa, comumente associada a óxidos de ferro. 
– Cutículas pós-compactacionais e agregados maciços de argilas mecanicamente infiltradas e óxidos de ferro e manganês recobrindo constituintes mesodiagenéticos.
· Porosidade 
– Percentual de espaços vazios em relação ao volume total da rocha. Depende do arranjo do grão ou tipo de empacotamento da rocha. 
– Da forma do grão (quanto maior o arredondamento, maior a porosidade).
– Do arranjo melhor no sistema cúbico > Sistema Ortorrômbico.
– Variação do tamanho de grão (> seleção > porosidade). Rochas bem selecionadas tendem a ter uma porosidade maior, porque quando o espaço do tamanho de grão é parecido, eles não serão preenchidos por grãos menores, logo terá mais poro.
– Esse espaço que é chamado de poro, pode ser ocupado por água, petróleo ou gás. Se um sedimento ou rocha possuir um elevado número de poros, dizemos que a porosidade é elevada. 
– Será considerada um bom reservatório se tiver muita porosidade e comunicação entre esses vazios sendo o conceito de permeabilidade. Arenito eólico é considerado um ótimo reservatório.
– Cimentação.
– A rocha é composta por dois grupos: o primeiro é o arcabouço, que é constituído pelos grãos que formam a rocha e o segundo grupo é o espaço intergranular, que é o espaço entre os grãos do arcabouço e esse espaço pode ser preenchido por matriz, cimento ou ser um poro vazio.
– Quanto a origem da porosidade em rochas clásticas (arenitos e conglomerados):
Em relação ao tempo de formação
– Primária: Formada durante a deposição do sedimento. Originada no tempo deposicional como por exemplo espaço entre grãos (intergranular). Depende de controles deposicionais e texturais, de controles composicionais e de curvas de decréscimo x profundidade.
– Secundária: Formada após ou pós-deposicional a deposição do sedimento, devido a mudanças químicas ou físicas. 
Com relação a morfologia
– Intergranular porosidade ocorre entre os grãos.
– Intragranular dissolução parcial ou total do interior dos grãos como por exemplo a dolomitização de carbonatos, fraturas, dissolução de conchas.
– Móldica porosidade ocorre devido a dissolução seletiva de determinados constituintes. É secundária. 
– Encolhimento porosidade que se forma devido à redução de volume dos constituintes ou matriz.
– Fratura porosidade devido ao fraturamento da rocha. Pode afetar vários grãos ou apenas um grão em particular.
– Intercristalina porosidade que ocorre entre cristais de cimento ou matriz recristalizada. Entre cristais da rocha.
· Critérios para a presença de porosidade secundária (Schmidt & McDonald, 1979)
1. Dissolução parcial poderia ser uma cimentação parcial.
2. Moldes são sempre secundários. 
4. Poros agigantados são poros com dimensões maiores que os poros adjacentes.
5. Poros alongados podem ser gerados pela forma do grão.
6. Grãos ocorridos podem ser liberados a partir do intemperismo.
7. Grãos alveolados são secundários, desde que não aumentem, eles não conseguem resistir ao transporte num estado de dissolução mais intensa.
8. Grãos fraturados podem ser gerados pela compactação.
· Porosidade Quanto a Mobilidade do Fluído
– Porosidade Total são todos os poros (conectados ou não conectados da rocha).
– Porosidade Efetiva somente os poros conectados.
– Mobilidade é a facilidade de uma formação em permitir que um fluído passe pelos poros.
· Modelos de geração de porosidade secundária
Schmidt & McDonald (1977, 1979)
– Mecanismo: dissolução mesodiagenética de carbonatos pelo CO2 liberado pela maturação térmica da matéria orgânica. 
– Critérios de reconhecimento: tipos genéricos e geométricos de poros secundários em arenitos.
– Efeito: exploração por reservatórios profundos no final dos 70’s, início dos 80’s.
– Limitações: balanço de materiais, baixa eficiência do CO2 como solvente, porém não explica o teor de porosidade gerado.
· Modelos de dissolução meteórica 
(Bjorlykke et al., 1989)
– Mecanismo: infiltração profunda da água meteórica por discordâncias, falhas (dissolução telodiagenética).
– Vantagem: suprimento ilimitado de solvente.
– Limitações: solvente pouco eficiente (dissolução incongruente de feldspatos, caulinita; dissolução de carbonatos limitada pela rápida neutralização); necessidade de comunicação com a superfície de gradiente hidráulico e de clima adequados. 
· Modelos de solventes orgânicos 
(Surdam et al., 1989) 
– Mecanismo: dissolução mesodiagenética de feldspatos e carbonatos por ácidos orgânicos liberados termicamente do querogênio, comuns nas águas de formação de campos de petróleo entre 80 e 120°C.
Complexação do Al aumento da solubilidade, dissolução congruente de feldspatos, dissolução de carbonatos.
Consistente explicação da sequência diagenética comumente identificada em subsuperfície. 
– Limitação: volume de ácidos passível de ser gerado.
· Porosidade em arenitos depende dos arranjos dos grãos. Pode variar de um pouco mais de 0% até 25-30%. 
· Porosidade em carbonatos é amplamente variável. Pode variar de 0% a … O tamanho do poro varia de microscópica, a vuggy a caverna.
· Fatores que afetam a porosidade e permeabilidade
	
	Porosidade
	Permeabilidade
	Tamanho do grão
	Não afeta
	Aumenta
	Seleção
	Aumenta 
	Aumenta
	Do arredondamento e esfericidade
	Aumenta 
	Aumenta
· Porosidade (escala) 
	Rocha reservatório
	0 – 5 % insignificante
	6 – 10% pobre
	11 – 15% regular
	16 – 20% boa
	21 – 25% muito boa
· Rochas carbonáticas (intrabaciais)
Porosidade em rochas carbonáticas (Choquette & Pray, 1970)
– Classificação em termos de espaço (ambientes) e tempo (pré, sin e pós deposicional; primáriae secundária).
· Tipo de poros em rochas carbonáticas (Choquette & Pray, 1970)
· Lutitos (pelitos/lamitos) são formados por lamas, que é transportada em suspensão e pode ser depositada com areia e cascalho apenas por meios de alta viscosidade (gelo e fluxo de detritos). A mistura pode se dar por vento, tempestades; pós deposicional por bioturbação, fluidização. Em depósitos sedimentares a lama é depositada separadamente da areia e do cascalho. Há dificuldades no estudo, devido ter poucos afloramentos (pouco resistentes, formam vales, e não elevações). De textura fina, petrografia óptica limitada, granulometria aproximada, estrutura, cor. A maior granulometria é tamanho silte que são de difícil separação e identificação.
– Importância constituem 65% do volume das rochas sedimentares, sendo a rocha sedimentar mais abundante. Fonte original de hidrocarbonetos. Fonte da água rica em íons para precipitação e solvente para diagênese de arenitos e carbonatos. Dissolução. 
– Melhor forma de estudar através da difratometria de raios-X possível acessar a mineralogia, especialmente dos argilominerais. Geoquímica orgânica permite entender a composição e evolução da matéria orgânica. Microscopia eletrônica + microssonda é possível saber a textura e composição dessas rochas. Novas técnicas de separação da fração síltica.
1. Textura dos lutitos
Granulometria
– Silte: 62 μm - 20 μm, é uma rocha áspera.
– Argila: < 20 μm (segundo alguns autores < 4 μm), é uma rocha lisa.
– Análise semiquantitativa da razão silte/argila: brilho das superfícies; sentir com o tato;
– "Mascar" (para lutitos pouco litificados): se sentir grãos nos dentes: > 1/3 de silte; se silte for visível com lupa de 10x: > 2/3 de silte.
Forma das partículas dos lutitos
– Silte bem anguloso: pouca abrasão; transporte em suspensão.
– Argila (argilominerais) em lamelas (função da estrutura cristalina - filossilicatos).
– Misturas de lama com areia e cascalho podem ser depositadas simultaneamente apenas por fluxos de alta viscosidade.
2. Estrutura dos lutitos
A. Fissilidade partição da rocha em planos aproximadamente paralelos e regulares. A fissilidade é dada pela orientação paralela das lamelas de argila na fábrica do lutito, sendo regular. Essas lamelas paralelas de argila são formadas na deposição em ambientes muito tranquilos, sem bioturbação, sem floculação (produção de flocos de argila com diversas orientações tipicamente por variação de salinidade que costuma ocorrer em deltas, estuários, principalmente de argilas com baixa carga tipo as caulinitas, argilas como esmectitas e ilmenitas não floculam). A fissilidade pode também ser geradas através da diagênese pelo arranjo na compactação pela recristalização e transformação em novos argilominerais sob pressão.
 Origem dos lutitos
	Deposicional
	Diagenética
	Em ambientes muito tranquilos
	Pelo rearranjo na compactação
	Sem bioturbação
	Pela recristalização 
	Sem floculação (promovida por variações de salinidade da água)
	Transformação em novos argilominerais sob pressão
	Matéria orgânica em suspensão (afeta principalmente argilas com baixa carga superficial - caulinitas)
B. Laminação pode ser gerada por:
– Variação de granulometria intercalações silte/argila.
– Variação de composição argilas de composição diferente; intercalação com mais ou menos carbonato microcristalino (micrita) misturado (margas).
– Variação de coloração teores variáveis de óxidos de ferro, ou de matéria orgânica.
C. Bioturbação 
– Intensa, pervasiva destruição das texturas pré existentes (como fissilidade e laminação) gerando uma textura maciça.
– Parcial traços fósseis/trace fossils (icnofósseis): gerados pela passagem de organismos na superfície ou no interior dos sedimentos à medida que organismos que vivem, movem-se e/ou alimentam-se.
D. Concreções e nódulos são agregados de carbonato, sílica, etc, precipitados na diagênese, segregados em áreas determinadas, com forma esferoidal, oval, irregular, etc... 
3. Classificação dos lutitos por Folk, 1968, seus principais parâmetros são a granulometria, laminação e fissilidade.
– Lutitos rochas com mais de 50% de argila + silte. Se tiver areia: arenoso e se com cascalho: conglomerático.
– Folhelhos (shales) são lutitos com fissilidade. Argila com silte onde predomina argila será um folhelho. Xisto argiloso = folhelho.
· Pode-se adicionar observações sobre estruturas (tipos de laminação, estratificação e deformações como bioturbação), tipos de fosseis, concreções, cristais, etc.
	Partículas
	 
	 Sem fissilidade
	 
	fissilidade Com fissilidade
	Mais de 2/3 de silte Partículas
	Siltito Siltito
	Laminado
	
	Laminado
	
	
	Não laminado
	Folhelho siltíco
	Não laminado
	Silte/argila entre 1/3 e 2/3
	Lamito
	Laminado
	
	Laminado
	
	
	Não laminado
	Folhelho lamoso
	Não laminado
	Mais de 2/3 de argila
	
	Laminado
	Folhelho argiloso
	Laminado
	
	Argilito
	Não laminado
	
	Não laminado
4. Composição dos lutitos
Argilomineral 
Filossilicatos: planares Folhas de anéis de tetraedros de Si-O ou Al-O
 Folhas de octaedros de Al-OH, Mg-OH, Fe-OH
· Argilominerais são um grupo de filossilicatos, que ocorre em tamanho pequeno e na fração argila (<20µm ou <4µm). É uma estrutura mais estável em condições superficiais, sendo um grupo de mineral mais abundante.
· Grupo das Caulinitas (Kanditas)
– Estrutura em camadas 1:1 (1 folha de tetraedro para 1 folha de octaedro). Espaço basal 7Å. Com forte ligação entre as folhas covalente e iônicas. De fraca ligação entre as camadas pontes de hidrogênio. Não há substituições por outros íons nas folhas, pois não há deficiência de carga na estrutura, não possuindo água, nem íons, entre as camadas.
1. Espécies: Grupo das Caulinitas (Kanditas)
– Caulinita Al4Si4O10(OH)8.
– Haloisita folhas enroladas, intempérica.
– Dickita maior temperatura, estrutura e forma mais perfeita, mesodiagênese.
– Nacrita passagem ao anquimetamorfismo.
– Serpentinas Mg6Si4O10(OH)8, rochas metamórficas, ultrabásicas.
– Bertierina Fe6Si4O10(OH)8, argila verde de ambientes deltaicos/estuarinos, rochas ferríferas.
2. Características do ambiente deposicional
– Deficientes em íons (ambientes com baixas razões Na, K, Ca/H+):
– Condição de diluição.
– Lixiviação (fluxo meteórico intenso).
– Ácido (ácidos orgânicos, CO2, solos, lamas ricas em matéria orgânica).
– Com avanço da lixiviação (ambientes tropicais úmidos) a caulinita perde Si passando a óxido de alumínio (bauxita).
· Grupo das Ilitas (hidromicas) (K, H3O)2(Al, Fe, Mg)4(Si, Al)8O20(OH)4
– Estrutura em camadas 2:1 (2 tetraedros:1 octaedro). 
– Espaço basal 10 a 20 Substituição Si por Al (Tetraedros) e Al por Fe, Mg (Octaedros), gera uma deficiência de carga que é compensada pela absorção de “K” entre camadas (chaveamento iônico) originando uma estrutura estável de 10 Å (como as micas).
1. Espécies 
– Ilita forma mais estável (K, H3O)2(Al, Fe, Mg)4(Si, Al)8O20(OH)4
– Glauconita argilas verdes de ambiente marinho borda de plataforma, rochas ferríferas 
– Vermiculita essencialmente formadas pelo intemperismo de micas, devido ter muitas substituições na estrutura como água e cátions (Ca+2, K+, Na+, Mg+2) entre as camadas se tornam expansivas, com H2O entre camadas, com glicol passam de 10Å para 14,5Å.
· Para Folk chama de folhelhos todos os lutitos com mais de 50% de fissilidade.
2. Características do ambiente deposicional
De ambientes mesodiagenéticos. Favorecidas por condições ricas em “K”. Seriam esperadas no intemperismo de feldspatos potássicos em granitos e gnaisses, porém como não há intemperismo gera uma taxa mais lenta de reação favorece a formação de caulinitas ou de esmectitas. Ocorrem no intemperismo apenas a partir de alteração de micas ("micas degradadas"). Na diagênese, com mais tempo disponível e maior temperatura, são os argilominerais mais abundantes.
· Grupo da Esmectita (“montmorilonitas”)
– Estrutura em camadas2:1 (2 tetraedros:1 octaedro). Espaço basal 9,6Å a 21,6Å, logo muito expansivas (normalmente 14Å e fixando-se em 17,7Å com glicol) e com muita água entre camadas. 
– Substituições em menor proporções Si por Al (Tetraedros) e maiores substituições em Al por Fe ou Mg (Octaedros). Em água diluída pode formar um gel que é muito utilizada em perfurações de poços que é a bentonita.
1. Espécies 
– Montmorilonita Al3,33Mg0,67(Si8O20(OH)4
– Beidelita E+0,33Al2(Si3,67Al0,33) O10(OH)2. nH2O
– Saponita Mg6(Si7,33Al0,67) O20(OH)4 esmectita magnesiana.
– Nontrolita (Fe+3)4(Si7,33Al0,67) O20(OH)4
– Estevensita Mg6Si8AlO20(OH)4 uma esmectita magnesiana típica de ambientes alcalinos.
2. Características do ambiente deposicional
Característica de clima seco (ambiente com pouca água). Vulcânicas ácidas alteram-se para esmectitas dioctaédricas (Al). Vulcânicas básicas alteram-se para esmectitas trioctaédricas (Fe, Mg). Na diagênese tendem a ser substituídas por outras argilas.
· Grupo das Cloritas
Estrutura em camadas 2:1:1. Camadas 2:1 intercaladas com folhas octaédricas de MgOH (folhas brucíticas devido se parecer com o mineral brucita). 
Espaço basal fixo em 14 Å, porém algumas cloritas com folha brucítica incompleta são levemente expansíveis. Muito expansivas e com muita água entre camadas. Muitas substituições de Si por Al (Tetraedros) e Al por Fe, Mg (Octaedros).
1. Espécies 
– Chamosita: (Fe, Mg,)12(Si, Al)8O20(OH)16 clorita de ferro
– Penina, clinocloro: clorita de magnésio 
– Clorita dioctaédrica: (Al)
2. Características do ambiente deposicional
Ambiente rico em ferro e magnésio. Originando no soterramento de arenitos e lutitos pela transformação de esmectitas e caulinitas, redução de óxidos de ferro, e neoformação (precipitação direta). Alteração diagenética, hidrotermal ou metamórfica de rochas básicas, ultrabásicas.
5. Diagênese
· Interestratificados (interacamadados, camadas-mistas)
– Intercalações irregulares (desordenadas) ou regulares (ordenadas) de diferentes argilominerais. 
– Comumente, interestratificações de esmectitas com ilitas (I-S), ou com cloritas (C-S; corrensita que é uma camada mista irregular entre clorita e esmectita), produzidos pela evolução diagenética das esmectitas sob soterramento crescente. Raramente, de cloritas com vermiculitas ou ilitas, e de esmectitas com talco.
· Outro grupo de argilominerais 
Hormitas 
– Estruturas em faixas de 2:1, similar aos anfibólios. 
– Possui uma forma fibrosa, de cor branca ou esverdeada. 
– Composição magnesiana, hidratada como por exemplo Sepiolita Mg8Si12O30(OH)4(H2O)4. 
– Ambientes alcalinos muito concentrados, com evaporitos e carbonatos alcalinos.
1. Espécies 
– Atapulgita
– Sepiolita
– Paligorskita
· Características ópticas básicas dos principais argilominerais sendo reconhecíveis nos argilominerais autigênicos em arenitos. Não sendo reconhecíveis nos lutitos.
– Caulinita possui baixo relevo e baixa birrefringência cinza em LP/NC (luz polarizada/nicóis cruzados) e incolor em LN/NP (luz polarizada/luz natural/nicóis paralelos).
– Esmectitas de baixo relevo e moderada birrefringência (branco, amarelo, verde, azul em LP e castanho, avermelhado, esverdeado em LN).
– Ilitas alto relevo e média birrefringência (branco, amarelo, verde, azul em LP e incolor em LN).
– Cloritas de alto relevo e birrefringência baixa (cinza ou anômala/azul berlim, vinho em LP e esverdeada em LN).
· Outros minerais presentes na composição dos lutitos
– Silte (silicilásticas) como quartzo, feldspatos e micas. Difícil distinção, devido às pequenas dimensões, falta de maclas e clivagens nos feldspatos. Identificação por meio de bissulfito de sódio.
– Carbonatos em lutitos, calcita microcristalina no início da diagênese. Carbonatos podem ocorrer na forma de micrita (partículas de carbonato tamanho argila de origem intrabacial), bioclastos e concreções e nódulos, comumente compostos por dolomita ou siderita. 
– Óxidos de Ferro como a Hematita Fe2O3 forma-se pela oxidação de minerais ferrosos na diagênese. Goethita FeO.OH. Limonita em uma mistura de hidróxidos criptocristalinos. Típicos de lutitos continentais (ambientes oxidantes) de cor avermelhados a acastanhados. Hidróxidos podem ser detrítico, transportados e depositados junto com as argilas.
– Pirita FeS2 é comum em lutitos com matéria orgânica, típica de ambientes redutores. 
– Bactérias anaeróbicas provem a redução do sulfato de água, produzindo H2S, que reage com o ferro precipita pequenos cristais de pirita comumente agregados esféricos chamados de frambóides.
– Matéria Orgânica preservada por rápida deposição, elevada produtividade e/ou em ambientes anóxicos. Lutitos geradores de petróleo, normalmente escuros, foram depositados em ambientes marinhos ou lacustres profundos. Restos de algas microscópicas são preservados como matéria orgânica amorfa (querogênio). Restos de plantas terrestres, como matéria carbonosa (vitrinita, etc). Matéria orgânica é importante na redução de minerais (argilas, óxidos) e íons (ferro, manganês, sulfato). Ácidos orgânicos e CO2 liberados da matéria orgânica antes da geração de hidrocarbonetos atuam como agentes redutores e solventes. Presença de matéria orgânica confere cores muito escuras. 
Na falta de óxidos de ferro ou de matéria orgânica, os lutitos assumem as cores das argilas: caulinitas – branco; esmectitas – castanho claro, rosado, esverdeado; cloritas e ilitas – verde, cinza esverdeado; misturas – tons castanhos e acinzentados.
· Diagênese dos lutitos
– Importância do estudo da diagênese nos lutitos marcos e geotermômetros da evolução das sequências sedimentares. Íons e água para a diagênese de arenitos e rochas carbonáticas associados. Geração de solventes orgânicos e hidrocarbonetos pela evolução térmica da matéria. Fixação inicial de metais-base na matéria orgânica e nos argilominerais.
– Principais feições da diagênese dos lutitos: perda da água inter – camadada das esmectitas. Sorção de K+ e Mg+ a partir das soluções intersticiais. Organização e ordenamento dos retículos cristalinos dos argilominerais. Crescimento do tamanho dos cristais de argilominerais. Eliminação da maior parte dos carbonatos introduzidos na deposição ou/e na Inter do Al das camadas octaédricas para as tetraédricas. Uniformização da composição, levando, na diagênese avançada, a uma assembleia estável de ilita + clorita.
– Evidência da diagênese sistemática nos lutitos mudanças da composição com a profundidade. Mudanças da composição com a idade. Tendência geral a destruição das esmectitas e caulinitas, formação de ilitas e cloritas. Datação por K/Ar, Rb/Sr fornece comumente idades menores que as da deposição.
· Eodiagênese 
1. Praticamente não ocorrem transformações de uma espécie de argilominerais em outra (nem de esmectitas em ilitas no fundo do mar); apenas neoformação, pela substituição de outros minerais e materiais, ou pela precipitação direta, a partir da água:
A. Alteração de cinzas piroclásticas e outros minerais vulcânicos:
– Cinzas ácidas (riolíticas) alteradas em ambientes ácidos (continental úmido; pântanos com carvão) → caulinitas (tonsteins);
– Cinzas ácidas alteradas em ambientes alcalinos (continental seco; marinho) → camadas de grande extensão lateral com esmectitas dioctédricas (bentonitas) cujos minerais acessórios (exemplo zircão) e elementos-traço (terras-raras) identificam origem piroclástica;
– Vulcanoclásticas básicas (ambiente alcalino) → esmectitas trioctaédricas magnesianas (saponitas) ou férricas (nontronitas); hidratação de vidro básico a palagonita.
B. Precipitação direta (normalmente como oóides, pelóides, cutículas, franjas ou "matriz" fina):
– Glauconita: minerais verdes de ferro com estrutura que evolui de "esmectítica" a "ilítica". Concentram-se em algumas rochas ferríferas; acessório em arenitos e calcários marinhos (borda da plataforma).
– Bertierina: “caulinita” de ferro precipitada em estuários e deltas (rochas ferríferas).
– Ambientes fortemente alcalinos e magnesianos (evaporitos): atapulgita, sepiolita (hormitas).
– Lagos vulcânicos magnesianos:talco-estevensita (esmectita magnesiana) por exemplo: Bacia de Campos.
2. Principal fase de expulsão de água e perda de porosidade por compactação mecânica. Lamas recém depositadas possuem cerca de 80% de água que é reduzida a cerca de 30-40% de água ao final da eodiagênese.
3. Nódulos e concreções de carbonatos de diversas composições elementos maiores e razões isotópicas de carbono (δ13C) permitem identificar se o processo de precipitação ocorreu na zona de oxidação, de redução de sulfato ou de fermentação.
· Mesodiagênese
– Esmectitas transformação gradual das esmectitas em ilitas e cloritas, através de interestratificados I-S e C-S. Expulsão de água e cátions, influenciando na diagênese de arenitos e calcários associados. Água para o transporte de solventes orgânicos e hidrocarbonetos. Transformação concentra-se em um intervalo de profundidade, função da temperatura, do tempo de residência (taxa de soterramento) e da composição original das esmectitas (as com ferro são mais resistentes).
A ilitização da esmectita nos lutitos é a reação mais importante da diagênese, promovendo enorme fluxo de massa nas bacias sedimentares. Esmectita + K+ + Al3+ → Ilita + H2O + Ca2+ + Na+ + Fe2+ + Mg2+
– Caulinitas mantém-se estáveis (dickita) apenas em ambientes continuamente ácidos ao longo da diagênese (matéria orgânica). Em ambientes alcalinos, são destruídas com o soterramento crescente, passando a cloritas ou ilitas.
– Ilitas evoluem a partir dos interestratificados I-S e das micas alteradas ("degradadas"). Formam-se mais cedo em ambientes evaporíticos potássicos. Com a passagem do metamorfismo (anquimetamorfismo), passam a fengitas (com Fe+2) e a micas (sericitas).
· Geotermometria índices relativos de paleotemperatura máxima podem ser obtidos da estrutura cristalina ("politipo") de cloritas, ilitas e caulinitas, do grau de organização ("cristalinidade") de ilitas, do teor de ilita nos interestratificados I-S, da reflectância da vitrinita, da grafitização do querogênio e de outros índices da matéria orgânica. Esses índices podem ser utilizados como geotermômetros calibrados para cada sequência ou bacia.
~ Arenitos ~
· Importância dos arenitos de 20-25% do volume das rochas sedimentares; 1-2% conglomerados. Como rochas mais resistentes, constituem a maioria dos afloramentos. São os principais reservatórios de hidrocarbonetos (mais comumente que as rochas carbonáticas). Importantes jazidas diagenéticas de U e Cu/Zn/Pb, e pláceres de Au, Ti, Sn, Th e Terras Raras. Principais aquíferos. Sistemas mineralógicos e geoquímicos de grande complexidade devido ser formado por grãos de todo tipo de rocha pré-existente (com grande variedade de espécies detríticas e autigênicas; transferência de íons em solução em grande escala e grande distância). Maior parte das pesquisas em Petrologia Sedimentar.
Estrutura (Laminação) 
– Espessura <1cm (macro) e laminação fina < 3 mm.
– Forma plana, paralela, cruzada, cavalgante, lenticular. 
– Estrutura maciça são rochas sem laminação ou estrutura visível (algumas camadas aparentemente maciças são laminadas em radiografia). Produto de deposição muito rápida como deposito de fluxo torrencial (como turbiditos de alta densidade, proximais) ou produto de homogeneização pós-deposicional (de depósitos que eram originalmente laminados) por fluidização (re-suspensão dos sedimentos, pelo fluxo de escape dos fluídos), bioturbação extrema (perturbação intensa pela passagem de organismos através do sedimento).
– Natureza da laminação por variação de composição, de granulometria dos grãos, de formato dos grãos, orientação e/ou empacotamento das partículas. 
Textura é um importante aspecto da descrição da rocha sedimentar auxiliando na interpretação do mecanismo e ambiente deposicional, a partir, da observação das características físicas do grão.
– Granulometria classificação de sedimento detríticos (clasto) com base no tamanho da partícula/grão.
· Tabela de rochas detríticas ou tabela de rochas clásticas
	Detrito 
	Dimensão 
	Sedimento solto
	Rocha consolidadaConglomerado (fragmentos rolados/arredondados)
Brecha (fragmentos angulosos) 
	Blocos
	
	
	
	Cascalho
	> 256 mm
	
	
	Matacão (muito grosso)
	> 256 mm
	
	
	Calhau/bloco (grosso)
	64 – 256 mm
	 
	
	Seixo (médio)
	2 – 64 mm
	
	
	Grânulo (fino)
	
	Cascalheiras de elementos angulosos ou rolados
	
	
	
	
	
	Areias
	
	
	
	Areia muito grossa
	1 – 2 mm
	
	
	Areia grossa
	0,5 – 1 mm
	
	
	Areia média
	0,25 – 0,5 mm
	 Areia
	 Arenito 
	Areia fina
	0,125 – 0,25 mm
	
	
	Areia muito fina
	0,062 – 0,125 mm
	
	
	
	
	
	
	Silte 
	0,002 – 0,062mm
	 Silte
	 Siltito
	
	
	
	
	Argila
	< 0,002mm
	 Argila
	 Argilito / Folhelho
· Tamanho de grão e classificação granulométrica de rochas siliciclásticas e carbonáticas
· Modificações diagenéticas alteram a textura “original” (deposicional) da rocha: Compactação, dissolução e substituição. Textura → transporte → tamanho → seleção.
· Distância da área fonte quanto mais anguloso for o ambiente será mais proximal, e quanto mais arredondado for o ambiente será mais distal.
 
· Uma argila não expansiva que deposita o tempo todo e depois sofre erosão e dissolvido durante a diagênese, essa argila pode segurar a porosidade. Já uma argila expansiva, durante a diagênese ela pode se expandir e acabar com a porosidade do reservatório. 
· Seleção
Avaliação visual
– Bem selecionada 90% de uma classe granulométrica
– Moderadamente selecionada duas classes contiguas
– Mal selecionada bimodal não contínua ou três ou mais classes
· O que define a seleção do grão é o transporte. Quanto menor a granulometria, mais constante a energia.
· Quando o material é bem selecionado o tamanho dos grãos será semelhante.
· Quando um material é mal selecionado, os fragmentos sedimentares apresentam grandes variações de tamanho.
· Um bloco anguloso diz que foi transportado a uma curta distância sendo mal selecionado e pouco arredondado. As partículas sedimentares tornam-se arredondadas e bem selecionadas quando permanecem em ambientes de alta energia, como por exemplo um rio com uma forte corrente.
· Um bloco arredondado se torna assim devido ser transportado por vários lugares/ambientes de alta energia. Como por exemplo um rio com uma forte corrente.
· Matriz 
– Termo empregado formalmente apenas para sedimento lamoso/lama (argila + silte) que devem ser depositados juntos e simultaneamente com grãos maiores. Usado informalmente no campo para qualquer material intersticial mais fino do que um arcabouço mais grosso (inclusive para material tamanho areia em um conglomerado, por exemplo). Comumente, uma fração mais fina foi produzida por processos diagenéticos de compactação, infiltração, substituição ou cimentação, não devem receber a denominação “matriz” formalmente. 
– Matriz sin deposicional abundante é possível apenas se depositada por meios de alta viscosidade (fluxo de detritos, gelo).
· Distância de transporte quanto mais curto o transportre a rocha será maior e mais angulosa, se o transporte for longo o grão será menor, sendo mais arredondado.
· Forma das partículas 
Arredondamento/Angularidade 
– Função do grau de abrasão (controlado pela resistência da partícula, distancia, tempo e mecanismo de transporte). Está associado a abrasão.
– Controlado pela resistência da partícula.
– Se o mecanismo e transporte for tração terá um maior arredondamento da partícula. Transporte em suspensão não produz um bom arredondamento.
– Sofre grandes modificações digenéticas pela compactação (fraturamento, esmagamento ou dissolução por pressão), pela dissolução e ou pela substituição dos grãos por minerais autigênicos.
Esfericidade 
– Função essencialmente da forma original e textura interna das partículas e menos do transporte. O quanto a partícula se assemelha a uma esfera. Pouco útil na descrição sistemática.
· Arredondamento e esfericidade são aspectos independentes.
· Arredondamento e esfericidadeestão relacionados com forma original em rochas plutônicas serão mais esféricas e rochas metamórficas serão mais achatadas. Sua estruturação interna tem a ver com clivagem, maclas etc.
· Fábrica há uma relação espacial existente entre os grãos e os poros de uma rocha. Arranjo espacial entre os grãos da rocha e a presença e matriz ou cimentos. Compreende 3 aspectos básicos:
1. Empacotamento (tipos de contatos entre grãos) pontual, longos, côncavo-convexo e suturado. Relação entre poro e grão. O quão próximo os grãos estão entre si. Dá uma ideia de que a rocha pode ser sustentada pelos grãos, matriz ou cimento.Fábrica e seleção de grão (Tucker, 2014)
É o quanto os grãos estão próximos em função do soterramento dos grãos por soterramento crescente. Rearranjo das partículas. Deformação. Dissolução por pressão entre grãos. Impacta no tipo de contato entre grãos se aberto > (tem maior) porosidade e fechado < (tem menor) porosidade.
– Aberto contato dominantemente pontual, soterramento raso.
– Normal contatos pontuais, retos e côncavo-convexo, soterramento intermediário.
– Apertado contato predominantemente côncavo-convexo e suturado, soterramento profundo ou longo por alta temperatura.
Tipos de empacotamento, de contatos intergranulares e de suporte de fábrica.
2. Suporte da fábrica: pelo grão, matriz ou cimento.
– Pelos grãos que se tocam devido seus sedimentos serem depositados em condições normais de viscosidade (normal ou vento) e densidade.
– Pela matriz pela deposição de fluxo de detritos, escorregamento ou gelo. Após a deposição pela modificação da fábrica por fluidização, bioturbação.
– Pelo cimento grãos não se tocam, devido a lama tamanho fino sustenta os grãos que ficam boiando no material (cimento). Precipitação deslocante (crescimento dos cristais do cimento empurrando/deslocando os grãos) do cimento próximo a superfície. 
Tipo de contato entre os grãos 
3. Orientação dos Grãos são visíveis nos fragmentos alongados ou achatados (micas, fragmentos de rocha) em arenitos grossos e arenitos conglomeráticos. Maior eixo paralelo ao fluxo, saltação. Maior eixo perpendicular ao fluxo, rolamento. A orientação pode ser paralela, imbricada (indica a orientação da corrente na deposição) ou caótica. Porém se os grãos forem equantes (alta esfericidade) não podem ter orientação dos grãos, sendo sem orientação. Normal a corrente.
· Composição dos arenitos
Controles: área fonte. Relevo da área fonte. Clima da área fonte. Processos, distância e tempo de transporte e ambiente deposicional. Diagênese.
	Composição Primária
	Composição Secundária
	Minerais de origem detrítica – área fonte
	Minerais de origem diagenética
· Estabilidade dos minerais
	Mais estável
	Taxa de alteração 
	Óxido de ferro 
	Mais lenta
↓
Mais rápida
	Hidróxido de alumínio 
	
	Quartzo 
	
	Argilominerais
	
	Muscovita
	
	Feldspato potássico (ortoclásio)
	
	Biotita
	
	Feldspato sódico (albita)
	
	Anfibólio 
	
	Piroxênio 
	
	Feldspato cálcico (anortita)
	
	Olivina
	
	Calcita, halita
	
· Diferentes intensidades de intemperismo em granito
Intensidade do intemperismo
→
	Baixa 
	Média
	Alta
	Quartzo 
	Quartzo
	Quartzo
	Feldspato 
	Feldspato
	Argilominerais 
	Mica
	Mica 
	Piroxênio
	Argilominerais 
	Anfibólio 
· Classificação dos arenitos e conglomerados 
Principais Tipos de Grãos que ocorrem em arenitos e conglomerados 
· Quartzo mineral mais abundante devido a resistência mecânica e química. Monocristalino (maior desagregação e/ou rocha fonte mais grossa) ou policristalino (menor desagregação e área fonte fina.).
· Quatro tipos principais de grãos de quartzo quanto a origem e textura
– Quartzo comum ou plutônico monocristalino, extinção pouco ondulante, poucas inclusões.
– Quartzo vulcânico monocristalino, subédrico ou euédrico, seções hexagonais ou losangulares (quartzo beta, de alta temperatura, formado nas rochas vulcânicas), embaiamentos (reentrâncias que são inclusões do material vítreo original), extinção abrupta.
– Quartzo metamórfico policristalino granoblástico, mosaico e estirado. Pode ser monocristalino e com uma extinção fortemente ondulante ou inclusões orientadas (micas, etc...).
– Quartzo hidrotermal monocristalino ou policristalino com abundantes inclusões fluídas, clorita, vermiculita.
· Fontes internas e externas de sílica:
– Dissolução por pressão de hábito intergranular e em estilolitos.
– Dissolução/substituição de grãos de silicatos. 
– Reações dos argilominerais em lutitos. 
– Dissolução de silte em lutitos. 
– Esqueletos de organismos silicosos. 
– Alteração de materiais vulcânicos. 
· Distribuição
– Aumento com a profundidade, temperatura. 
– Solubilidade da sílica aumenta com temperatura e pH. 
– Dados de inclusões fluidas.
· Feldspato ocorrem em menor quantidade em relação as rochas fonte, menor estabilidade física (clivagens, maclas) e química (alteração ou dissolução). Divididos em feldspatos alcalinos e plagioclásio.
Feldspatos alcalinos
– Ortoclásio sem macla ou raramente com macla Karlsbad, comumente alterado, dissolvido ou substituído, 2v grande em luz convergente. 
– Sanidina de origem vulcânica, comumente cristaloclastos com macla Karlsbad, muito alterado, 2v pequeno.
– Microclínio macla xadrez ou manchada, comumente fresco (estrutura triclínica mais regular, maior pureza, menos Na (sódio), maior resistência).
– Pertitas ortoclásio ou microclínio-pertita, finas, de exsolução ou grossas, tigradas, de substituição.
– Alterações mais comuns dissolução, vacuolização (espaços azuis da imagem), ilitização (substituição por ilita), caulinização (substituição por caulinita) e calcitização (substituição por calcita).
· Feldspatos Potássicos Diagenéticos
– Origem dissolução de feldspatos detríticos, alteração de micas K+, SiO2 em solução, concentram-se por evaporação.
– Feldspatos autigênicos tem estrutura cristalina mais perfeita e composição mais pura dos que os de temperatura mais alta.
Texturas
– Crescimentos (normalmente epitaxiais; Waugh, 1978; Inglaterra; Fm. Açu, Cretáceo, Bc. Potiguar.
– Substituição pseudomórfica de grãos de feldspatos detríticos por agregados microcristalinos aspecto turvo "vacuolizado" (Permo-Triássico da Espanha; Morad et al., 1989)
– Agregados microcristalinos preenchendo poros; da substituição de material piroclástico (Fm. Areado, Cretáceo, Bc. Sanfranciscana; De Ros et al., 1994).
· Plagioclásios
Série albita – anortita
– Com macla: albita (polissintética), albita-Karlsbad (dupla macla), zonação começa com uma composição mais cálcica e varia para uma composição mais sódica, podendo ser variável e até oscilatório. 
– Alteração: esmectização (finas argilas castanhas amarelada), ilitização, calcitização e albitização aspecto turvo manchado macla em xadrez descontínua e agregados microcristalino.
· Plagioclásio de origem diagenética: Albita
– Essencialmente mesodiagenética; relacionada com soluções de alta atividade de Na+; concentração residual; diagênese das esmectitas nos lutitos; dissolução de evaporitos.
– Feições: principalmente substituição de feldspatos detríticos; plagioclásios substituídos por agregados de cristais com maclas interrompidas; K-feldspatos, por agregados comumente sem maclas, turvos devido a inclusões fluidas.
– Também como crescimentos sobre os feldspatos detríticos (algumas vezes eogenéticos), preenchendo poros intragranulares em feldspatos dissolvidos (ingrowths) e como cristais isolados ou em agregados paralelos ("paliçadas") nos poros intergranulares.
· Fragmento de Rocha (Litoclastos) que ocorrem em arenitos e conglomerados
Essencialmente partículas extrabaciais, mas podem ser igualmente intrabaciais (exemplo: litoclastos produzidos por vulcanismo intrabacial):
– Rochas plutônicas incluindo rochas graníticas, gabróicas.
– Rochas vulcânicas "ácidas" ou "básicas": litoclastos básicos (comumente muito alterados, à esmectitas, cloritas, e/ou óxidos de Fe e Ti); ácidos (comumente devitrificados a feldspato microcristalino ou zeolitas, ou silicificados a quartzomicrocristalino).
– Rochas metamórficas incluindo fragmentos de ardósias, filitos, xistos (baixo grau), mármores (meta-carbonatos), hornfels e milonitos, meta-siltitos, meta-arenitos. Metamórficas de alto grau gnaisses e granulitos.
– Rochas sedimentares incluindo arenitos, lutitos, cherts (rocha silicosa), e rochas carbonáticas, e seus equivalentes incipientemente metamorfizados.
· Litoclastos são fragmentos de uma rocha dentro de outra rocha.
· Outras Partículas extrabaciais que ocorrem em arenitos e conglomerados
Micas
– Muscovitas mais resistentes, alteram para caulinita, com expansão (forma leques ou acordeons).
– Biotita oxidada a hematita na eodiagênese continental ou altera para clorita na mesodiagênese.
· Minerais Pesados 
– Grande variação de resistência, ao intemperismo, transporte, deposição e diagênese. 
– Assembleia mais estável: zircão, turmalina e rutilo. A maioria dos minerais pesados são eliminados na diagênese. Os minerais mais resistentes podem ser concentrados em placers (importância econômica).
	Ultra estáveis: rutilo, zircão, turmalina e anatásio.
	Estáveis: apatita, granadas (pobre em ferro), estaurolitas, monazita, biotita, ilmenita e magnetita.
	Moderadamente estáveis: epidoto, cianita (distênio), granadas (ricas em ferro), sillimanita, esfênio e zoisita.
	Instáveis: hornblenda, actinolita, augita, diopsídio, hiperstênio e andaluzita
	Muito instáveis: olivina
· Alteritos grãos cuja extrema alteração no intemperismo e/ou diagênese impede a identificação da rocha fonte. 
· Partículas Intrabaciais (em rochas siliciclásticas/clásticas)
Intraclastos fragmentos de sedimento oriundos da própria bacia, erodidos e redepositados. Podem ser:
– Argilosos/lamosos comuns em sistemas fluviais ou deltaicos (sedimentos da planície de inundação, canais abandonados, solos) e turbiditos proximais (do talude); comumente concentrados em níveis contendo formas e tamanhos diferenciados e densidade diferenciada; compactação dos intraclastos gera “matriz de compactação" que quando injetada em grãos adjacentes na forma de "pseudomatriz".
Grandes intraclastos lamosos em um arenito fluvial
– Carbonáticos diversas texturas; algumas vezes é difícil sua distinção de litoclastos carbonáticos extrabaciais.
Intraclastos e oóides carbonáticos em arenito híbrido
– Silicosos ou chert de quartzo microcristalino e/ou calcedônia; idem quanto à dificuldade de caracterização.
– Fosfáticos, ferríferos, evaporíticos, etc...
· Rochas carbonáticas (texturas, fábricas, composição primária)
Calcários e dolomitos
– Importância das rochas carbonáticas. 
– 10 – 15% em volume das rocha sedimentares.
– ~ 50% das reservas mundiais de petróleo (Oriente Médio, Canadá, México, Brasil).
– Principais jazidas de Pb-Zn: tipo Vale do Mississipi.
– Fabricação de cimento, fertilizantes, indústria química.
– Blocos para construção (exemplos pirâmides, acrópole, etc).
– Reconstituições paleográficas e paleoambientais; evolução dos seres vivos.
· Composição
– Grande simplicidade mineralógica (ao contrário das rochas siliciclásticas): três carbonatos, quartzo, raros argilominerais e outros acessórios.
– Grande complexidade de texturas e estruturas (interpretação do ambiente deposicional), relacionadas a atuação direta ou indireta de organismos.
· Mineralogia
– Calcita (CaCO3), trigonal; magnesiana (> 4 mole % MgCO3; comumente 11-19%) ou não magnesiana (< 4 mole % MgCO3).
– Aragonita (CaCO3), ortorrômbica; baixo Mg, mas até 1% de Sr.
– Dolomita CaMg(CO3)2, trigonal; normalmente diagenética.
A calcita pode ser ferrosa, como também a dolomita (anquerita: > 20% FeCO3).
– Acessórios: quartzo e argilas detríticas, pirita, hematita, glauconita, chert e fosfatos.
· Constituintes primários 
– Originados no próprio ambiente de deposição ou em ambientes adjacentes.
– Diversas rochas carbonáticas mostram um arranjo textural similar ao dos arenitos e conglomerados:
	Arenitos 
	Calcários 
	Arcabouço (grãos)
Matriz (lama)
Cimento (diversos)
Porosidade (fluídos)
	Arcabouço (aloquímicos)
Matriz (micrita)
Cimento (calcita cristalina: espato)
Porosidade (fluídos)
– Outras mostram texturas totalmente cristalinas ou texturas e estruturas produzidas diretamente pelo crescimento de organismos bioconstrutores, como por exemplo corais.
· Partículas Intrabaciais ou Aloquímicas 
– 7 grupos de aloquímicos. Podem ser depositados juntos ou separadamente a micrita.
1. Pelóides são partículas arredondadas sem estrutura concêntrica, podendo ser carbonatos (oólitos), argiloso (chamosita, glauconita), fosfático, ferrífero, etc.
– Partículas sem estrutura interna, com forma oval ou esférica, 0,5 mm, cuja origem não é evidente.
– Geralmente gerados por micritização completa de oólitos, oncólitos, bioclastos.
– Estrutura interna reconhecida.
Oólitos parcialmente micritizados
Peloídes em glauconita com feições de contração
2. Bioclastos
– Fragmentos e esqueletos inteiros de organismos, identificáveis por sua forma externa e textura interna (quando não destruída pela diagênese). Mais comumente carbonáticos, mas também fosfático ou silicosos.
– Moluscos (bivalves, gastrópodes, cefalópodes, escafópodes), braquiópodes, equinodermas (crinóides, equinóides), corais, briozoários, foraminíferos (plantônicos e bentônicos), artrópodes (crustáceos, trilobitas, ostracodes), calcisferas, algas rodofíceas (vermelhas), clorofíceas (verdes) e crisofíceas (cocolitos, nanofosséis), bactérias cianofíceas (estromatólitos), etc.Bioclastos de foraminíferos plantônicos
Bioclastos de gastrópodes 
Bioclastos de crinóides 
3. Oólitos 
– Precipitação a partir da água comumente agitada, boa seleção, diâmetro comum 0,2 – 0-5 mm.
– Formados por envelopes concêntricos de calcita ou aragonita em torno de núcleos (grãos de areia, bioclastos, etc...)
– Estrutura radial em ambientes com alta salinidade.
– Oólitos superficiais são cobertos por envelopes únicos.
– Oólitos policompostos são dois ou mais oólitos agregados.
– Material depositado do rio sai nas fossas que ficam próximas de continentes, sem presença de aporte terrígeno, sendo os ooides grãos de 2 a 3 mm de fragmento de concha ou de qualquer material que se movimenta na água e no seu entorno vai sendo depositado lâminas concêntricas de carbonato de cálcio, gerando a forma que parece um ovo (oóide). Ao ser intemperizado gera uma areia oólitica, e quando essa areia sofre diagênese irá formar um calcário oolítico.Oólitos com estrutura concêntrica e radial.
4. Oncólitos
– Partículas com estrutura concêntrica irregular, formadas pela acreção de bactérias azuis-verdes (cianofíceas).
– Os envelopes concêntricos são descontínuos, irregulares.
– Formados normalmente em ambientes de baixa energia, má seleção.
– Podem formar aglomerados de dois ou mais oncólitos.
Oncólitos com estrutura concêntrica irregular e má seleção.
Oólitos e oncólitos misturados.
5. Pisolitos
– Corpos concêntricos > 2 mm, regulares ou irregulares.
– Formados por precipitação subaérea:
– Na zona vadosa em caliches: concreções concêntricas.
– Em cavernas: pérolas de caverna. 
Pisolitos vadosos irregulares
6. Pellets 
– Partículas de origem fecal sem estrutura interna, forma oval ou esferoidal, com diâmetro geral entre 0,1 e 0,5 mm.
Pellets fecais
7. Intraclastos
– Fragmentos de sedimentos carbonáticos precocemente litificados que foram erodidos e redepositados na própria bacia de deposição. 
Intraclastos carbonáticos 
· Micrita (lama carbonática)
– Não é considerada um aloquímico. 
– Sedimento carbonático fino, constituído essencialmente por aguas de aragonita < 0,004 mm, produzidas pela desintegração de esqueletos de algas verdes e corais e por precipitação direta por bactérias. 
– Tais como as argilas, decanta apenas em ambientes tranquilos.
· Texturas e estruturas
– Granulometria não depende da energia deposicional (organismos grandes podem viver em ambientes tranquilos). 
A energia deposicional é indicada pela presença ou ausência de micrita.
– Forma das partículas é em função do tipo de aloquímico.