Sedimentos e Rochas sedimentares

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SEDIMENTOS E ROCHAS SEDIMENTARES
Organização: Prof. Vicente Caputo
INTEMPERISMO E ROCHAS SEDIMENTARES
1. INTRODUÇÃO
O ciclo sedimentar se inicia a partir da ruptura ou desagregação das rochas de uma área fonte ou província geológica pré-existente, a qual fornece fragmentos que são eventualmente, transportados e depositados em locais mais baixos topograficamente, constituindo os sedimentos.
Por definição, o intemperismo encerra o conjunto de processos operantes na superfície terrestre que ocasionam a desagregação e/ou decomposição da superfície das rochas. É em essência uma adaptação dos minerais das rochas às condições superficiais, bastante diferentes, daquelas em que elas se formaram.
As propriedades físicas ou mecânicas das rochas sedimentares dependem grandemente da sua composição química, textura, estrutura, bem como de sua matriz e cimento.
As rochas suportam bem a grandes esforços compressionais, porém a pequenos tencionais. Este conceito não é tão simples quanto parece. Por exemplo, duas rochas, com a mesma resistência compressional, podem se comportar de modo completamente diferente quanto à abrasão ou à tensão.
Os arenitos são menos resistentes do que os quartzitos, apesar de ambas rochas terem alto teor de sílica. Naqueles as ligações entre os grãos de quartzo são frágeis, o que não ocorre nos quartzitos, devido ao metamorfismo que rearranjou e interligou mais fortemente seus grãos. Um arenito fino é mais resistente do que um grosseiro.
2. FATORES CONDICIONANTES DO INTEMPERISMO
Pelo já visto acima, o intemperismo tem maior ou menor atuação sobre as rochas da crosta, a depender do tipo ou composição da rocha, da topografia, do clima, e do tempo geológico.
A composição química da rocha fornece suas características de resistência à abrasão, tensão e compressão. A topografia fornece a gravidade, podendo, inclusive, modificar localmente o clima de uma área.
O clima, por sua vez, é o resultado das variações de temperatura, umidade, do regime dos ventos, da evaporação, da insolação, etc., fatores esses relacionados com as atividades biológicas. Tais fatores dependem também da latitude.
Finalmente, o tempo geológico é parâmetro mais importante que a natureza dispõe para a realização de seu constante modelamento da crosta terrestre.
3. PROCESSOS ATUANTES NO INTEMPERISMO
Diversos são os fenômenos que agem em íntima correlação para a efetivação do intemperismo. Eles podem ser de natureza física, química ou biológica, separados ou conjuntamente, a depender das condições climáticas e da própria rocha em si.
A ação do intemperismo, através de seus processos, é a de transformar a rocha em solo.
3.1. INTEMPERISMO FÍSICO
A desagregação ocorre na superfície da rocha, enquanto em profundidade a rocha mantém-se isolada dos agentes de intemperismo.
O intemperismo físico é a desintegração das rochas da crosta terrestre pela atuação de processos inteiramente mecânicos. É o processo predominante em regiões áridas, de precipitação anual muito baixa, tais como desertos e zonas glaciais. Nestas regiões de condições climáticas extremas a desagregação das rochas é controlada por variações bruscas de temperatura, insolação, alívio de pressão, crescimento de cristais, congelamento, etc. 
a) Variações de temperatura - Os mais diversos materiais submetidos a variações de temperatura experimentam variações de diferentes intensidades, conforme seu coeficiente de dilatação térmica. Como a maioria das rochas são constituídas por minerais com diferentes coeficientes de dilatação (variando de mineral ou em um mesmo mineral, de acordo com a direção dos seus eixos cristalográficos) em conseqüência da insolação diurna e resfriamento noturno, são sujeitos a esforços intermitentes durante longo tempo. A fadiga dos minerais torna-os desagregáveis, reduzindo-os a pequenos fragmentos. A variação de temperatura produzida pela insolação durante o dia e resfriamento durante a noite pode ser muito grande. Acresce ainda que a superfície da Terra iluminada pelo Sol aquece 1,5 a 2,5 vezes mais que a atmosfera. Na zona da caatinga na Bahia foram observados os seguintes dados (Leinz e Amaral). 
	
NATUREZA
	
	
	Temperatura da Atmosfera
	36 oC
	22 oC
	Temperatura do Norito
(rocha preta)
	63 oC
	26 oC
	Temperatura do gnaisse
(rocha clara)
	55 oC
	23 oC
b) Congelamento da água - O esforço causado pelo crescimento de cristais de gelo ao longo de fendas e entre os grãos das rochas, pode também ser responsável pela desagregação destas. Em climas polares e altas montanhas este processo ocorre em função do congelamento da água nas fraturas das rochas, a qual exerce uma força expansiva, devido o aumento de cerca de 9 % em volume, esta força expansiva é da ordem de 2.600 kg/cm2 e se repete sazonalmente.
A tabela abaixo mostra a desintegração de três tipos comuns de rochas, submetidas a congelamento e descongelamento sucessivos
	ROCHA
	POROSIDADE (%)
	No DE VEZES CONGELADA/DES
CONGELADA
	GRAMAS DETRITOS/M3 DE ROCHA LIBERADOS
	ARENITO
	25
	3
	2,7
	ARENITO
	5
	43
	0,3
	CALCÁRIO
	30
	1
	0,9
	MÁRMORE
	0,2
	100
	0,05
c) Cristalização de sais. Nas áreas desérticas ou semi-áridas as chuvas são esparsas e a água infiltrada no solo dissolve material em baixo e sobe à superfície por evaporação e capilaridade. Pode se dar a cristalização de sais onde as águas com sais dissolvidos (carbonatos, sulfatos, cloretos e nitratos) ascendem à superfície e, eventualmente, chegam a depositá-los em camadas superficiais. 
d) Alívio de pressão - Ocorre quando as rochas, que se encontravam comprimidas a grandes profundidades, chegam próximo à superfície trazidas pela erosão das rochas superpostas. Esse alívio de carga ocasiona a expansão das rochas e, frequentemente, provoca fraturas próximo a superfície, nas rochas que formam o relevo do terreno. Na construção de túneis se observa bem este fenômeno, onde as rochas das paredes dos túneis estilhaçam liberando lascas com grande ruído, pois as rochas em torno do túnel ficam sem sustentação. Os poços profundos durante a perfuração tendem a desabar e fechar, por isso usa-se lama com alta densidade para contrabalançar a tendência a desabamento e oclusão de poços.
3.2. INTEMPERISMO QUÍMICO
O intemperismo químico (decomposição química) é caracterizado pela reação química entre os minerais constituintes das rochas com gases atmosféricos e soluções aquosas diversas, na tentativa destes minerais se adaptarem à condições físico-químicas do ambiente em que se encontram. O produto final destes processos é uma conseqüência do ataque químico aos minerais da rocha fonte. Este processo é bastante acelerado nos casos em que as rochas foram preparadas, previamente, pelo intemperismo físico, reduzindo-a a pequenos fragmentos, ou seja, aumentando a área superficial de contato, por volume de material, para um ataque mais efetivo pelos agentes químicos.
Pode-se concluir que o principal agente de intemperismo químico é a água. A água meteórica (água da chuva) pura reage muito pouco com a maioria dos minerais formadores de rochas, exceto os minerais solúveis dos evaporitos (sais). Porém as águas tem frequentemente seu pH diminuído (aumento de acidez) devido à dissolução de CO2 da atmosfera, formando ácido carbônico, e, também pela presença de ácidos húmicos, resultante de processos biológicos das plantas. Estes ácidos aumentam conseqüentemente a efetividade da água como agente de decomposição das rochas. As águas subterrâneas possuem em média 0,1-0,5g/litro de material dissolvido.
A efetividade do intemperismo químico é influenciada principalmente, pelo tipo de material (rocha fonte), clima, topografia, cobertura vegetal e tempo de exposição das rochas aos processos de intemperismo.
Considerando a natureza da rocha fonte, a depender da maior ou menor estabilidade dos minerais às condições físico-químicas do ambiente, maior ou menor será a intensidade de atuaçãodos processos de intemperismo químico.
Olivina, augita, hornblenda, ortoclásio (albita), microclina, muscovita, sílex e quartzo (zircão, turmalina). O quartzo é o mais resistente, mas mesmo o quartzo em clima tropical úmido sofre dissolução lenta..
Pelo visto acima, a listagem representa a série de estabilidade química de minerais segundo GOLDICH. A olivina é o menos estável, o quartzo, o zircão e a turmalina são os mais estáveis. Esta relação entre as séries de cristalização magmática de BOWEN e a série de estabilidade do GOLDICH, indica que, os minerais das rochas ígneas cristalizados nos estágios finais do resfriamento do magma, são mais estáveis nas condições superficiais do que os minerais formados em um estágio precoce de cristalização.
O clima úmido fornece o ambiente mais propício aos processos relacionados com o intemperismo químico, especialmente condições de umidade e calor. Ele também favorece o desenvolvimento abundante da vegetação e, conseqüentemente, o aumento da quantidade de ácidos húmicos de origem orgânica.
Como já foi dito, o intemperismo químico é o processo de decomposição da rocha através de reações químicas; estas reações podem ser: oxidação, redução, hidrólise, hidratação, decomposição por acido carbônico e dissolução.
A oxidação é um dos primeiros fenômenos de decomposição subárea. É em essência uma reação com o oxigênio para formação de óxidos, ou com o oxigênio e a água para formação de hidróxidos. Os elementos mais suscetíveis à oxidação são: carbono, nitrogênio, fósforo, ferro e manganês. Assim, por exemplo, o ferro bivalente (Fe+2) passa para a forma trivalente (Fe+3) provocando modificações na estrutura dos minerais ricos em ferro. O aparecimento nas rochas de cores amareladas e avermelhadas é característico das reações de oxidação do ferro.
A redução é uma reação de retirada do oxigênio de uma substância pela atuação de redutores, tais como gás sulfídrico (H2S), carbono (C) e hidrogênio (H2), produtos comuns em ambientes de putrefação.
A hidratação é o fenômeno da incorporação da água à estrutura cristalina e hidrólise é a reação dos minerais com a água. A hidrólise dos feldspatos é uma das reações mais importantes no intemperismo químico, já que os feldspatos são os minerais mais abundantes nas rochas primárias (62 % do total dos minerais na rocha, segundo Wedepohl, 1969). Por exemplo:
2KAlSi3O8 + 9H2O + 2H+ ( Al2Si2O5(OH)4 + 4H2Si4 + 2K+
(Ortoclásio) (Caulinita)
feldspato argila
Parte do CO2 da atmosfera dissolvido na água se combina com esta formando ácido carbônico (H2O + CO2 = H2CO3), que apesar de ser um ácido bastante fraco é, provavelmente, o agente mais importante deste tipo de intemperismo.
Os ácidos presentes na água, tem papel importante no processo de dissolução. Assim por exemplo, a dissolução de um calcário (CaCO3) em água pura é muito lenta, mas se esta água possuir alguma acidez, a presença do íon H+ facilita a dissolução do calcário.
3.3. INTEMPERISMO BIOLÓGICO
São os processos de decomposição e desagregação de rochas relacionadas à atividade de organismos vivos. Geralmente atua aumentando a efetividade dos processos químicos e físicos. Exemplos: atuação de raízes e escavação de animais tipo minhocas; a segregação de gás carbônico, nitratos e ácidos orgânicos como produtos finais do metabolismo de organismos, etc. Os fatores que controlam a atuação destes processos estão também relacionados aos que determinam o desenvolvimento de organismos vivos (clima, nutrientes, iluminação, etc.).
4. ESTÁGIOS DA EVOLUÇÃO INTEMPÉRICA DE UMA ROCHA
Para exemplificarmos melhor a evolução do intemperismo na superfície da crosta terrestre tomemos, por exemplo, uma rocha granítica, composta principalmente de quartzo, feldspatos e mica.
O primeiro estágio de alteração é caracterizado pelo ataque químico aos feldspatos e micas. Inicialmente eles perdem seus brilhos característicos e, tornam-se baços. A textura da superfície da rocha ainda permanece a mesma, inalterada.
No segundo estágio, os minerais da superfície das rochas são totalmente decompostos mas percebe-se, ainda, a textura original da rocha. No último estágio a rocha encontra-se totalmente decomposta, não mais se percebendo sua textura original no solo (= regolito = manto do intemperismo). Nas áreas onde não ocorrem freqüentes deslizamentos, a passagem de um estágio a outro é transicional, gradual.
As micas e os feldspatos se decompõem em argilas, enquanto que os quartzos, que são os minerais mais resistentes ao ataque químico e à abrasão, formam a fração mais grosseira, insolúvel que são os grãos de areia.
É também característico nos processos de intemperismo, em climas tropicais, a formação de hidróxidos de alumínio e ferro. Este processo é denominado de laterização. Caracteriza-se por uma intensa lixiviação, devido a alta pluviosidade, permanecendo no final no subsolo apenas um resíduo dos produtos de menor solubilidade, como o ferro e o alumínio na forma de hidróxidos. Ao produto final da laterização dá-se o nome de laterita, e, no caso de ocorrer o predomínio de alumínio o produto recebe o nome de bauxita. A bauxita é o minério de alumínio utilizado para a obtenção do metal alumínio.
FORMAÇÃO DO SOLO
As rochas raramente são encontradas aflorando na superfície, quase sempre são encontradas cobertas por um manto de espessura variável de material solto, incoerente.
SOLO é o produto final do intemperismo das rochas, caso as condições físicas, químicas e biológicas permitam o desenvolvimento de vida vegetal, também denominado\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 regolito ou manto de intemperismo. Em climas frios e secos os solos são pouco espessos e em climas quentes e úmidos o intemperismo alcança considerável profundidade.
		Fatores que atuam na formação do solo:
1. Clima: diferentes rochas podem produzir o mesmo solo, dependendo do clima. A mesma rocha original pode produzir solos diferentes, em climas diferentes. 
2. Tipo de Rocha: ricas em solúveis, pobres, etc.
3. Vegetação: cobertura, proteção contra a erosão, fornecimento de ácidos húmicos, facilita a infiltração de água.
4. Relevo: inclinado, dificulta a penetração de água e facilita a solifluxão e destruição do solo.
5. Tempo: é necessário muito tempo (milhares de anos) para evolução do solo.
Classificação Climática dos Solos
 Solos Pedalféricos Latossolos ou laterita (trópicos)
 (Regiões úmidas) Podzol (Zona Temperada)
 precipitação >\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 635 mm/ano Tundra (Z. Ártica) 
 Solos Pedocálicos Tchernoziem (Terra Preta) = 300-630 mm/ano, Zona fria
 (Regiões Áridas) Castanho-Marrom= 250-350 mm/ano, quente
precipitação\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 < 635 mm/ano Desérticos e Salinos = \symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14250 mm/ano, quente
Perfil do Solo 
O solo apresenta horizontes ou níveis com espessuras variáveis, podendo estar ausentes, designados pelas letras de A a D.
A - sujeito à ação direta da atmosfera, geralmente fofo, intensamente alterado e contendo a vida bacteriana. Contém húmus (minerais e matéria vegetal e bacteriana) na parte superior. Intensa lixiviação dos compostos solúveis. 
B - argilas, carbonatos e hidróxidos lixiviados (dissolvidos) do horizonte A.
C - rocha parcialmente decomposta com blocos de rocha inalterada pouco alterada.
D - rocha inalterada.
A figura abaixo mostra a evolução dos solos em climas diferentes.
Conclui-se que a atuação dos processos meteóricos causam a desagregação e a decomposição da superfície das rochas; fornecem uma fração grosseira (grãos) que vai constituir os conglomerados e arenitos, uma fração fina (silte e argila) e também uma fração em solução (íons). Estes produtos do intemperismo posteriormentepodem ser transportados pelas águas pluviais, fluviais, ventos, gravidade, etc., e finalmente depositar, quando o agente transportador perde ou diminui sua energia
Ao somatório do intemperismo mais o transporte chamamos de erosão. Erosão é o conjunto de processos mecânicos e ou químicos de remoção dos materiais desagregados da superfície das rochas pelo intemperismo. A erosão se manifesta principalmente pela atuação da gravidade. A gravidade é responsável diretamente pelo escorregamento das partículas nas encostas ou, indiretamente, movendo a água ou gelo que vão remover e transportar os fragmentos de rochas.
Agentes erosivos e transportadores são: Mar, água, gelo e vento e substâncias dissolvidas quimicamente precipitadas nos oceanos, lagos, rios.
SEDIMENTOLOGIA
Sedimentologia é o estudo dos processos e mecanismos de sedimentação. É o estudo da sedimentação.
Sedimentos incluem material sólido fisicamente depositado pela gravidade, vento e gelo
O transporte e a deposição são basicamente controlados pelas leis da hidrodinâmica.
Fluidos são materiais que não oferecem resistência ao cisalhamento. Os fluidos que nos interessam são a água e o ar. Os fluidos entretanto resistem ao fluxo. Essa resistência é a viscosidade. Os fluidos também têm densidade e se movem em função da gravidade.
A viscosidade e a densidade dependem da composição química e temperatura.
Existem dois tipos de fluxo: o laminar, mais raro, e o turbulento, mais comum
Variáveis importantes no transporte são o tamanho do grão, velocidade da corrente e profundidade da água.
O número de Reynolds que relaciona esses parâmetros é dado pela fórmula:
 = Viscosidade do fluido
 V = Velocidade do fluido
 S = Diâmetro da seção
 d = Densidade do fluido
 
Re é um número adimensional que distingue o fluxo laminar do turbulento
< 500 ( Fluxo Laminar Re é a razão entre a força impulsora e a retardadora do 
500 - 2000 - Transição fluido 
> 2000 - turbulento
Regime de fluxo. O fluxo em canais aluviais pode ser classificado em regime de fluxo Superior e Inferior com uma transição entre ambos.
O número de Froude é aplicável quando o fluxo tem uma superfície livre, como, por exemplo, um rio.
 V = Velocidade
 P = Profundidade
 g = Aceleração da gravidade
REGIME DE FLUXO INFERIOR: Neste regime, a resistência ao fluxo é grande e o transporte de sedimento pequeno. As ondulações da superfície d'água estão fora de fase com fase com a ondulação do leito (superfície do fundo). As formas de leito são: microondulações, megaondulações ou uma combinação de ambas. O número de Froude Fr é menor do que a unidade.
REGIME DE TRANSIÇÃO: A configuração das formas de leito é errática entre megaondulações e camadas planas. O Fr é cerca de 1.
REGIME DE FLUXO SUPERIOR: A resistência ao fluxo é pequena e o transporte de sedimentos é grande. Formam-se camadas planas e antidunas. As ondulações da superfície da água estão em fase com as ondulações do leito. O Fr é maior do que 1.
O movimento dos fluidos produz formas de leito que estão em fase com as ondulações da superfície da água. Em função das formas de leito pode-se interpretar o ambiente de deposição.
Uma seqüência ideal seria
	
	MACROONDULAÇÕES
	REGIME DE FLUXO INFERIOR
	MICROONDULAÇÕES
	
	CAMADAS PLANAS (SEM MOVIMENTO)
	
	
	REGIME DE FLUXO SUPERIOR
	ANTIDUNAS
	
	CAMADAS PLANAS (MUITO MOVIMENTO)
5. TRANSPORTE. É a capacidade do agente manter os materiais em movimento. Para analisarmos a remoção e transporte dos produtos do intemperismo, devemos considerar a existência de três frações liberadas pelo intemperismo da rocha fonte:
	
	Arrasto (tração/deslizamento)
	Transporte físico ou mecânico
	Saltação
	
	Suspensão
	
	
	Transporte químico
	Solução verdadeira
	 
	Gel - Soluções coloidais
O material mobilizado em solução ou suspensão, pressupõe a água como agente de intemperismo e transporte. Embora os processos gravitacionais aquosos também predominem no transporte da fração grosseira, esta também tem como meio de transporte, a energia dos ventos ou ação de geleiras.
Fig. Rios são o principal agente de transporte de sedimentos nos continentes. Relacionamento do tamanho do grão da carga do rio com a velocidade na secção do canal meandrante. O sedimento mais grosseiro é associado com a zona de velocidade mais alta na parte externa da curva adjacente ao barranco, mas também no centro do canal entre os dois meandros. Os sedimentos mais finos são associados com a velocidade mais baixa no lado interno da curva do meandro, oposto ao barranco. No lado interno formam-se depósitos de praia de rio, chamadas barras em pontal (point bar deposits).
A energia, ou competência, e o poder de seleção do meio transportador são características importantes na condução dos sedimentos. De um modo geral a seleção (separação por tamanho) observada nos sedimentos, se inicia quando o agente transportador perde competência para suportar em suspensão um determinado tamanho de grão, sendo forçado a deixá-los cair (deposita-o) no fundo do rio, do mar, etc.
Este processo de seleção granulométrica é função de vários fatores, entre eles:
do tipo de agente transportador (água, vento, gelo);
das variações climáticas da área (para um mesmo tipo de agente a intensidade de sua atuação varia se for época de chuvas ou de seca); 
do tipo da área (em uma mesma área podem ocorrer vários tipos de agentes de transporte); e, 
da localização da área (os agentes têm locais preferenciais de maior e menor energia. Ver a figura a acima do rio).
Uma feição característica das rochas sedimentares é a estratificação, conseqüência dos processos envolvidos na sua formação. Estratificação é a disposição em estratos ou camadas. A estratificação pode ser plano paralela (horizontal) ou cruzada. A configuração destes estratos ou camadas, que podem variar muito em espessura, é conseqüência da:
Variação da competência do agente transportador (o que acarreta diferenças granulométricas); 
Provisão ou quantidade do material sedimentar intemperizado a ser transportado; 
Capacidade de solubilidade do meio ou agente transportador. 
Nas regiões elevadas topograficamente, embora a concentração de água seja menor, as encostas são íngremes com material permanentemente sendo decomposto pelo intemperismo e, portanto, sendo removido rapidamente. Com um gradiente elevado e com bastante material disponível, torna-se possível o transporte de fragmentos mais grosseiros. A medida que a encosta vai se suavizando, há uma queda de energia do agente transportador (gravidade ou água de um rio), e ele não é mais capaz de transportar as partículas maiores ou mais densas. Assim próximo da origem (ou fonte) do rio material a ser transportado temos os seixos e cascalhos (1), em seguida as areias (2), depois o silte (3) e finalmente as argilas (4).
DIAGRAMA DE HJULSTRÖM. Este diagrama relaciona o diâmetro da partícula e velocidade para mostrar campos da erosão, transporte e deposição. Observa-se que siltito e argila resistem mais ao movimento do que areia, devido a forças coesivas do material.
 Fig. Conforme a velocidade da corrente e do tamanho dos grãos pode ocorrer erosão, transporte ou deposição. Por exemplo, quando a corrente está depositando determinado tamanho de grão, ela pode estar transportando grãos menores. 
No caso de uma bacia hidrográfica os sedimentos que atingem os oceanos são predominantemente os de granulometria média e fina. As argilas, por exemplo, podem ser carregadas em suspensão a grandes distâncias oceano adentro, vindo a se depositar em grandes profundidades (na plataforma e talude e menos na planície abissal).
 As características vistas acima são pontos a serem considerados no transporte mecânicode sedimentos. Entretanto, há também a considerar as substâncias removidas em solução, isto é, que estão sujeitas ao transporte químico.
A água meteórica ou água de precipitação, se infiltra (fenômeno da percolação) no regolito e em algumas rochas sedimentares porosas. Desta forma os interstícios do regolito ou da rocha estão saturados de água, desde o substrato impermeável até a superfície piezométrica, ou nível freático da área; distingue-se assim:
Zona de saturação: abaixo da superfície piezométrica.
Zona de aeração: acima da superfície piezométrica.
A água de subsuperfície retira íons e moléculas das substâncias sólidas e gasosas pelo processo de dissolução e, ao percolar chão adentro, carrega consigo as substâncias dissolvidas (dissolução + carreamento = lixiviação). Como há substâncias mais e menos solúveis, o fenômeno de lixiviação também é seletivo, deixando o material residual enriquecido em substâncias insolúveis. 
Na laterização há uma concentração maior de hidróxidos de alumínio e de ferro e remoção dos mais solúveis. Laterita é um material muito rico em ferro residual que capeia chapadas em locais de alta pluviosidade.
A mobilidade relativa dos óxidos dos principais elementos químicos das rochas decresce a partir do cálcio e sódio para magnésio, potássio e alumínio. Por isso as rochas submetidas a processos de intemperismo químico tendem a perder principalmente esses elementos o mostram um relativo enriquecimento nas proporções de óxidos de ferro, alumínio e silício.
Quando o material solubilizado atinge um sítio deposicional (bacia), podo ocorrer por evaporação, um aumento de sua concentração a um nível de saturação e então acontecerá uma precipitação química, dando origem aos sedimentos químicos, principalmente do tipo evaporítico. A precipitação também obedece uma ordem de solubilização.
Carbonatos	(-	sulfatos	( 	cloretos
 (menor) Solubilidade 	 (maior)
Alguns produtos em solução podem ser retirados através da atividade biológica, como é o caso dos carbonatos que são extraídos pelos organismos da água para construir esqueletos, carapaças, conchas, testas de foraminíferos etc. Com a morte do organismo esse material se acumula, formando rochas de origem bioquímica. 
Pelo exposto, podem ocorrer na crosta três grupos distintos de sedimentos: terrígenos, químicos e um terceiro constituído dos sedimentos bioquímicos, ou seja, aqueles (gerados pela atividade biológica (deposição de carapaças e conchas de animais, por exemplo, construídas a partir de substâncias dissolvidas na água).
Resumindo:
O intemperismo atua em todas as rochas expostas à atmosfera, produzindo um material desagregado e decomposto (solo, regolito ou manto de intemperismo) que eventualmente é erodido e transportado (sedimentos mobilizados).
Os sedimentos transportados são depositados tão logo o agente de transporte perca sua energia. Posteriormente, estes sedimentos depositados, sofrem processos de compactação e cimentação (denominados processos diagenéticos), vindo a constituir uma rocha sedimentar. Movimentos crustais podem elevar essas rochas acima do nível de erosão reiniciando o ciclo. Temos assim uma cadeia de transformação:
 DIAGÊNESE 
A diagênese é um conjunto de processos ou transformações químicas, físicas e biológicas que ocorrem em um material sedimentar após a sua deposição, em condições de baixa pressão e temperatura. 
 Os sedimentos recém formados são moles e incoerentes como a areia de uma praia ou a argila de um manguezal. Com o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto, especialmente em zonas em que a crosta está sofrendo um afundamento lento (subsidência), novas camadas de sedimentos vão se acumulando sobre as mais antigas e assim vão se criando espessas formações de sedimentos que podem atingir centenas e até milhares de metros de espessura.
Sob o efeito do peso das novas camadas, a água é expulsa dos poros e interstícios dos sedimentos, sendo que os mais antigos vão endurecendo, sofrem a litificação, até transformarem-se em rochas sedimentares duras.
Este fenômeno de litificação ou diagênese se processa de várias maneiras. Os sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou seja, as partículas de argila que no início da sedimentação se dispõem segundo uma estrutura cheia de poros preenchidos com água, sob a ação do peso das camadas superiores são compactadas; umas contra as outras, de modo a formarem uma rocha dura como o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente pela introdução de substâncias cimentantes como carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc.
Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos de cristalização que dão origem a rochas muito duras. O campo da diagênese é mostrado na figura abaixo.
 CONSOLIDAÇÃO DOS SEDIMENTOS
Como foi visto, após a sedimentação os sedimentos passam a sofrer processos de litificação ou diagênese. Os mais importantes são os seguintes:
1. Compactação. Redução volumétrica, causada principalmente pelo peso das camadas superpostas, é relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líquidos, aumento do contato entre as partículas, esmagamento da matriz e aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos. O contato entre os grão passa de tangencial para côncavo-convexo e finalmente suturado.
2. Cimentação. Deposição de precipitados minerais nos interstícios do sedimento produzindo a colagern das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos sedimentos grosseiros e arenosos. Cimento de carbonato de cálcio e sílica são os mais comuns.
3. Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de crescimento dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de cristais maiores. É um fenômeno mais comum nos sedimentos químicos.
4. Autigênese. Alteração de um mineral para formar outro mineral, que pode ou não atuar como um cimento. Crescimento secundário (= intercrescimento) de quartzo sobre grãos de quartzo é um exemplo. Mineral autigênico é formado de minerais e íons existentes nos sedimentos acumulados. Feldspato autigênico pode se formar em arenitos.
5. Dissolução diferencial. Dissolução de minerais menos estáveis em uma assembléia de minerais deixando uma cavidade. Essas cavidades podem ser preenchidas por outros minerais ou grãos. Por exemplo, uma concha carbonática de um molusco é dissolvida e a sua cavidade é preenchida por argila, deixando um molde de um fóssil.
6. Substituição ou metassomatismo. Cristalização de um novo mineral no corpo de um mineral ou agregado de minerais pré-existentes. As texturas e estruturas originais geralmente podem ficar bem preservadas. A calcita é substituída pela dolomita ou sílica.
7. Inversão. Substituição de um mineral por seu polimorfo (um mineral tendo a mesma composição química mas diferente forma cristalina), comumente acompanhada por recristalização. A aragonita das conchas de moluscos transforma-se em calcita. 
8. Bioturbação. Animais escavadores e que se alimentam de matéria orgânica destroem parcial ou totalmente a estratificação e oxidam a matéria orgânica usada como alimento.
Processos Biológicos
	Reações químicas (bioquímicas) que ocorrem dentro da matéria orgânica depositada junto com outros tipos de sedimentos.
1) Hulheização (Carbonificação). Formação do carvão = transformação da matéria orgânica vegetal (celulose), pela eliminação da H2O, H e O e a concentração de carbono. Evolução da matéria vegetal em ambientes redutores apropriados.
Madeira ( Turfa (\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 linhito (\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 hulha (\symbol SYMBOL \f "Symbol" \s 14 antracito (série do carvão)
2) Hidrocarbonetos. Formação do petróleo e gás natural. Transformação da matéria orgânica planctônica dos mares e lagos, acumulada em ambiente redutor no fundo, junto comsedimentos terrígenos finos.
Diactomáceas = sapropel (ação de bactérias anaeróbicas primeiro e ação da pressão e temperatura depois)= gera petróleo.
ROCHAS SEDIMENTARES
Rochas sedimentares são extremamente variadas, diferindo amplamente em textura, cor e composição. Quase todas são feitas de material que foi movido do lugar de origem para o novo sítio de deposição. A distância deslocada pode alcançar poucos centímetros ou milhares de quilômetros. Uma característica dessas rochas é que a maioria apresenta estratificação, daí o nome de rochas estratificadas. Lama ou areia inconsolidadas são referidas como sedimentos, enquanto os materiais consolidados são chamados de rochas sedimentares. Rochas formadas de grãos ou partículas são chamadas de rochas clásticas. Outras rochas sedimentares são de origem química ou orgânica. Muitas dessas rochas podem conter fósseis que são restos de organismos.
CLASSIFICAÇÃO DOS SEDIMENTOS
Quanto ao tamanho das partículas
Os sedimentos são classificados também em função de sua granulometria ou tamanho dos grãos. Para isto existem várias classificações e uma das mais usadas, por ser bastante representativa é a de Wentworth-Udden. É uma escala granulométrica com razão 2 entre as classes sucessivas.
	Diâmetro (mm)
	Nome
	Rocha
	Carbonato
	>256
	Matacão
	Conglomerado
	Calcirudito
	256 (( 128
	Bloco Grosso
	"
	"
	128 (( 64
	Bloco
	"
	"
	64 (( 32
	Seixo Muito Grosso
	"
	"
	32 (( 16
	Seixo Grosso
	"
	"
	16 (( 8
	Seixo Médio
	"
	"
	8 (( 4
	Seixo Fino
	"
	"
	4 (( 2
	grânulo
	"
	"
	2 (( 1
	Areia Muito Grossa
	Arenito
	Calcarenito
	1 (( 1/2
	Areia Grossa
	"
	"
	1/1 (( 1/4
	Areia Média
	"
	"
	1/4 (( 1/8
	Areia Fina
	"
	"
	1/8 (( 1/16
	Areia Muito Fina
	"
	"
	1/16 (( 1/32
	Silte Grosso
	Siltito
	Calcisiltito
	1/32 (( 1/64
	Silte Médio
	"
	"
	1/64 (( 1/128
	Silte Fino
	"
	"
	1/128 (( 1/256
	Silte Muito Fino
	"
	"
	1/256 (( 1/512
	Argila Grossa
	Argilito, Folhelho
	Calcilutito
	1/512 (( 1/1024
	Argila Média
	"
	"
	1/1024 (( 1/2048
	Argila Fina
	"
	'
A separação de grãos em classes permite construir curvas granulométricas acumulativas e histogramas dos sedimentos.
MORFOLOGIA DAS PARTÍCULAS SEDIMENTARES - TEXTURA
O estudo das partículas envolve: 
a) Forma dos grãos - A forma dos grãos é geralmente expressa em termos geométricos. As formas mais comuns são: prismáticas, esféricas, tabulares, lamelares e elipsoidais.
b) Arredondamento - O arredondamento significa a agudeza dos ângulos e arestas de um fragmento ou partícula clástica. O arredondamento é geralmente expresso como angular, subangular, subarredondado e arredondado.
c) Esfericidade - A esfericidado significa a relação entre a forma de um grão e a esfera circunscrita a esse grão.
d) Textura - A textura refere-se às características das partículas sedimentares e as relações que guardam entre si. Considera o tamanho, a forma e o arranjo dos elementos que compõem uma rocha sedimentar. Essas propriedades são geométricas, enquanto que, a granulometria e o arredondamento são propriedades descritivas da textura.
e) Estrutura - Ao contrário da textura, a estrutura trata das feições mais amplas das rochas sedimentares e é melhor observada em afloramentos, no campo. Estratificação cruzada é um exemplo de estrutura sedimentar.
f) Fábrica - É a orientação ou falta de orientação dos constituintes de uma rocha sedimentar. Ex.: os folhelhos possuem fábrica heterogênea, pois são formados de partículas alinhadas, enquanto que os arenitos maciços possuem fábrica homogênea, pois são uniformes.
g) Empacotamento - É a maneira pela qual os grãos se "arranjam" ou se empacotam dentro de uma rocha. Se tomarmos, por exemplo várias esferas iguais e tentarmos arranjá-las de várias maneiras possíveis, chegaremos a conclusão que o empacotamento cúbico será o mais aberto e o empacotamento romboédrico será o mais fechado.
h) Seleção - Um parâmetro interessante é o grau de seleção ou uniformidade de uma rocha clástica. É dado pela predominância de uma ou mais classes granulométricas. Um sedimento bem selecionado apresenta predominância de uma classe granulométrica e sedimento mal selecionado mostra composto por duas ou mais classes granulométricas. Um sedimento que é composto por seixos, areia grossa e areia fina é muito mal selecionado. Seleção pode ser definida de várias maneiras. Pode ser feita uma medida de tamanho de grãos com peneiras. Depois, realizam-se cálculos estatísticos usando o conceito de Desvio Padrão. A figura mostra os valores limites para cada classe. Seleção e o resultado de um processo dinâmico pelo qual partículas sedimentares, tendo algumas características particulares (tamanho, forma ou densidade) são naturalmente separadas das demais pelo agente transportador. O resultado da seleção está no grau de similaridade das partículas de um sedimento.
TEXTURA SUPERFICIAL DAS PARTÍCULAS
1. Desgastada por abrasão (fragmentada)
2. Lobada (com cantos arredondados)
3. Corroída (houve perda por corrosão ou ataque químico)
4. Lisa (sem marcas pronunciadas)
5. Facetada (com planos de cristal)
6. Fosca (ação de impacto pelo vento)
ORIENTAÇÃO DA PARTÍCULA
1. Orientação do grão
2. Orientação da matriz
ESTRUTURAS SEDIMENTARES
Conceito: São configurações ou feições observadas na rocha sedimentar produzidas por processos físicos, químicos ou biológicos durante ou após o processo deposicional no ambiente sedimentar.
	
	Meio de deposição (viscosidade)
	Processos físicos
	Energia das correntes e ondas
	
	Profundidade da água
 
	Processos
	Concreções calcárias
	Químicos
	Concreções silicosas
	Processos
	Atividade de organismos
	biológicos
	Preservação de fósseis
O estudo das estruturas sedimentares permite deduzir as condições hidrodinâmicas e físico-químicas (ambiente) da sedimentação e também da diagênese.
Estruturas
Classificação das estruturas EM RELAÇÃO A DIAGÊNESE
	PRIMÁRIAS
	Processos formadores logo durante a sedimentação
	(SINGENÉTICAS)
	Ex. Estratificação cruzada, marcas onduladas
	SECUNDÁRIAS
	Processos formadores após a sedimentação
	(EPIGENÉTICAS)
	EX. Concreção.
CAMADA é a menor unidade visível e discernível de um pacote de sedimentos depositado num determinado período de tempo e sob as mesmas condições deposicionais.
	CAMADA
	Leito ou estrato > 1cm
	 
	Lâmina <1cm
a) Estratificação
Forma-se devido:
Mudança na granulometria do material depositado
Mudança na composição do material deformado
Mudança na morfometria dos grãos
TIPOS
Horizontal (Paralela), Cruzada, Ondulada e Gradacional
Acamamento fino ( Sedimentação lenta (Baixa energia do ambiente)
Acamamento espesso ( Sedimentação rápida (Alta energia do ambiente)
Tipos de Estratificação cruzada
Tabular ou planar, acanalada e espinha de peixe(herringbone), conforme figura abaixo
b) Marcas ondulares. Simétrica e Assimétrica. Se formam pela ação da água corrente ou oscilação de ondas.
c) Gretas de contração
Lamas argilosas e calcárias desenvolvem fendas de contração quando se ressecam, sob a ação do calor do sol, formando uma rede de placas poligonais. Camadas de areia depositadas acima, penetram entre as fraturas e formam moldes desse sistema poligonal. Essas feições encontradas nos sedimentos indicam que houve exposição subaérea durante a sedimentação e indica também se as camadas estão na sua ordem natural de exposição ou invertidas. Caso as camadas estivessem invertidas a areia em um nível inferior preencheriam as fendas de baixo para cima.
d) Corte e preenchimento (uma feição erodida preenchida). São denominadas feições acanaladas, indicam o topo e a base das camadas e as vezes a presença de discordâncias.
e) Deformação convoluta ocorre noestágio plástico quando o sedimento mostra alguma coesão e o meio ambiente apresenta alguma instabilidade. As camadas se deformam e as camadas superiores mostram novamente estratificação plano-paralela.
f) Brecha Intraformacional. Fragmentos angulosos da parte inferior da própria unidade. A sedimentação retoma às condições normais anteriores a perturbação do ambiente de sedimentação. 
g) Bioturbação. São feições provocadas pela atividade de organismos. Os organismos destroem total ou parcialmente as feições de sedimentação, como a estratificação. As perturbações podem ser no interior da camada ou em sua superfície.
h) Concreções. Concreções são massas geralmente nodulares ou esféricas(desde centímetro a metro de diâmetro) de substâncias químicas e mineral diferente agregadas nos poros de um sedimento clástico, frequentemente em torno de um núcleo. As concreções comumente apresentam estrutura concêntrica (crescimento por deposição de películas sucessivas) e os nódulos têm forma mais irregular. É um processo de formação diagenético de concentração química em determinados pontos ou níveis. Existem concreções de sílex, calcário, ferrosiderita etc.
A: Concreção silicosa (calcedônia) esférica em calcário oolítico. Notar a continuidade da estratificação do calcário dentro da estratificação. A natureza oolítica dentro do calcário também continua dentro da concreção como mostraram os resultados de exame microscópio.
B: Concreções calcárias botroidais seguindo aproximadamente as estratificações do arenito
PROPRIEDADE DOS AGREGADOS SEDIMENTARES
POROSIDADE
Ao contrário das rochas ígneas nas quais a porosidade é mínima, as rochas sedimentares clásticas, possuem porosidade geralmente moderada a alta. Entende-se por porosidade a percentagem de espaços vazios de uma rocha quando comparada com seu volume total.
É uma propriedade muito importante das rochas sedimentares e é o caminho natural por onde se movimentam os fluidos contidos nas rochas. Fluidos como água subterrânea, gás e petróleo podem transitar e ser armazenados nos poros das rochas sedimentares.
A porosidade nas rochas sedimentares é uma função da forma das partículas, do empacotamento e da seleção.
O empacotamento cúbico ideal, proporciona uma porosidade matemática de cerca de 47,64% e o empacotamento romboédrico ideal, proporciona uma porosidade de ordem de 25,95%.
A porosidade absoluta ou total é a percentagem de espaços vazios contidos na rocha. Porosidade efetiva é a percentagem de espaços vazios interconectados, contidos na rocha.
( = 
 VS = Volume dos Sólidos
A porosidade pode ser medida por vários métodos. Macroscopicamente ou com uma lupa binocular através de estimativa visual ou por comparação e microscopicamente também através de estimativa visual ou por comparação. Medidas mais precisas são realizadas através de análises petrofísicas em aparelhos chamados porosímetros. Através de perfis elétricos tais como perfil sônico, perfil neutrônico e de densidade obtém-se valores de porosidade bastante preciso.
Classificação da porosidade 
a) quanto a sua efetividade
0 - 5% Insignificante
5 - 10% pobre
10 - 15% Regular
15 - 20% Boa
20 - 25% Muito Boa
>25% Excelente
	b) quanto ao tipo
Classificação dos diferentes tipos de porosidade encontrada em sedimentos
	Tempo de formação
	Tipo
	Origem
	Primária ou Deposicional
	Intergranular ou interpartícula
	Sedimentação
	
	Intragranular ou intrapartícula
	
	
	Intercristalina
	Cimentação
	Secundária ou 
	Fenestral (janela)
	
	pós-deposicional
	Vugular
	Dissolução
	
	Móldica
	
	
	Fratura
	Tectônica, Compactação
	
	
	Desidratação, diagênese
c) quanto ao tamanho do poro
megaporo > 4mm
mesoporo 4 a 1/16mm
microporo < 1/16
d) quanto a origem
pré-deposicional
sin-deposicional
pós-deposicional
Fatores que influenciam a porosidade.
a) Seleção das partículas (muito importante). 
Quanto melhor a seleção das partículas maior será a porosidade. Exemplo. Arenitos provenientes de dunas eólicas.
b) Tamanho das partículas
Quanto menor a granulometria, maior a porosidade.
c) Forma das partículas
Quanto maior o arredondamento, menor a porosidade.
d) Empacotamento (arranjo) das partículas
Arranjo cúbico (47,6%) e arranjo ortorrômbico (26%).
e) Compactação
A compactação reduz a porosidade, pois realiza-se a compactação em detrimento da porosidade.
f) Cimentação 
A cimentação acarreta a redução da porosidade.
g) Dissolução
A dissolução pode ocorrer nos minerais do material depositado ou no cimento autígênico formado posteriormente à deposição. Minerais que substituíram minerais pré-existentes também são passíveis de dissolução. A dissolução aumenta a porosidade que passa a ser chamada de secundária. 
j) Permeabilidade 
É a propriedade de um meio poroso permitir a passagem de fluidos através dele sem se deformar estruturalmente ou ocasionar deslocamento relativo das suas partes. E' normalmente, expressa em Darcys (D) ou milidarcys (md).
Uma rocha tem permeabilidade de 1 Darcy quando transmite um fluído de 1 cp (centipoise) de viscosidade através de uma seção de 1 cm2 à vazão de 1 cm3 por segundo sob um gradiente de pressão de uma atmosfera por cm2. 
 
K = 1 Darcy quando:
Q = 1 cm3/seg
 
= 1 Cp (Centipoisy)
A = 1 cm2
L = 1 cm
(P = 1 Atm
A permeabilidade é determinada com aparelhos denominados PERMEABILÍMETROS. 
Faz-se passar pela amostra da rocha (plug) um fluxo de ar cuja vazão Q é medida e a viscosidade (() conhecida. Os manômetros fornecem a diferencial de pressão ((P). A área (A) e o comprimento (L) são conhecidos.
Ao contrário da porosidade, a permeabilidade é grandemente influenciada pelo tamanho das partículas. Os sedimentos grosseiros possuem permeabilidades mais altas que os sedimentos mais finos.
A permeabilidade é uma função do também da forma das partículas, da seleção, da fábrica e do empacotamento.
A permeabilidade decresce a medida que a seleção do sedimento diminui (aumento da heterogeneidade do tamanho dos grãos). Assim, areias finas, porém bem selecionadas, podem ter permeabilidade igual ou maior do que areias mais grosseiras, porem mal selecionadas.
Na produção do petróleo, é a porosidade efetiva que ira determinar o cálculo do volume das reservas, mas, é a permeabilidade que irá determinar quanto desse óleo será extraído, isto é, recuperado.
Paralelamente aos planos de estratificação há uma maior permeabilidade devido à presença de minerais lamelares que inibem o fluxo perpendicular à estratificação. 
As variações internas de permeabilidade dependem do sistema deposicional, estágio diagenético (cimento, minerais de argila, dissolução etc). O estudo desses elementos são fundamentais na definição das barreiras de permeabilidade e de permeabilidade direcional. Uma rocha não porosa é impermeável e uma rocha altamente porosa não é necessariamente permeável, se a rocha não tiver os poros interconectados. Exemplo: as argilas são porosas, mas bastante impermeáveis.
 Escala de Permeabilidade 
	(1 mD 
	Baixa
	1 - 10 mD 
	Regular
	10 - I00 mD 
	Boa
	100 - 1000 mD 
	Muito Boa
	(1000 ou 1 Darcy 
	Excelente
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES
As rochas sedimentares podem ser classificadas quanto a natureza, tamanho dos grãos e constituição.
4. 1. QUANTO A NATUREZA
Os sedimentos ou rochas sedimentares consistem fundamentalmente de três componentes, que podem aparecer, misturados ou não, em várias proporções.
	Terrígenos - São os componentes de uma rocha derivados pela erosão em áreas fora da bacia de deposição e transportadas para dentro da bacia comomaterial terrígeno ou detrítico. EX.: quartzo, feldspato, argila e outros minerais.
Aloquímicos - Componentes resultantes da atividade vital. São os componentes que se originaram dentro da bacia de deposição mas que sofreram pouco ou nenhum transporte dentro dessa mesma bacia, Ex.: fragmentos de conchas. As conchas foram quebradas e pouco movidas da sua posição original.
Ortoquímicos - São os componentes químicos formados ou quimicamente precipitados dentro da bacia sem evidências de transporte. Ex.: Os cimentos de sílica e calcita dos arenitos.
	
	Terrígenos, Detríticos ou clásticos
	Exógenos
	Componentes
	
	
	
	Aloquímicos
	Endógenos
	
	Ortoquímicos
	Endógenos
ROCHAS SEDIMENTARES TERRÍGENAS (CLÁSTICAS ou DETRÍTICAS)
As rochas sedimentares mais abundantes da crosta são aquelas que se formam pela erosão, transporte, deposição e diagênese das rochas pré-existentes. São elas denominadas de terrígenas, detríticas ou clásticas.
Segundo Pettijohn, 1955, os arenitos representam aproximadamente 32% das rochas sedimentares crustais, os folhelhos 46% e os carbonatos apenas 22%.
A desagregação das rochas pela erosão produz fragmentos de tamanhos diversos, que vão desde os matacões e cascalhos até a fração mais fina que é a lama. A fração que resiste aos processos de alteração e que forma a parte mais grosseira de uma rocha sedimentar é denominada de resistato. A fração que é quimicamente alterada na área fonte, e que é transportada em suspensão (lama), é o hidrolisato. Por decantação, material vem a preencher o espaço vazio entre os grãos mais grosseiros.
Posterior à deposição ocorrem fenômenos denominados diagenéticos, os quais, entre outros efeitos, proporcionam a precipitação (a partir da água aprisionada entre grãos), de minerais que poderão servir de liga ou cimento, de modo a promoverem uma maior união dos grãos, formando uma rocha propriamente dita.
6.1. CONSTITUINTES DAS ROCHAS TERRÍGENAS (CONGLOMERADOS E ARENITOS) 
6.1.1.	As rochas terrígenas grosseiras possuem três partes, para efeito descritivo devemos distinguir: arcabouço, matriz e cimento.
Arcabouço - é a parte constituída pelas frações mais grosseiras e que constitui a estrutura ou "esqueleto" da rocha, dando-lhe sustentação. No caso dos conglomerados, o arcabouço é constituído pela fração maior do que os grânulos, ou seja, todo material maior que 2 mm. No caso dos arenitos, o arcabouço é constituído pela fração tamanho areia, isto é, todo material compreendido entre 2,0 - 0,062 mm.
O espaço existente entre as partículas ou grãos do arcabouço é denominado de espaço intersticial ou poro. As rochas de granulometria fina não têm arcabouço.
Matriz - É a fração fina dos sedimentos detríticos transportada por suspensão. É o elemento responsável pela consistência da rocha. Geralmente a matriz é constituída por um ou mais minerais de argila. 
Cimento - O cimento é a fração precipitada quimicamente nos poros das rochas clásticas e é o responsável pela rigidez da rocha. Geralmente o cimento é constituído por sílica, sulfatos de cálcio, carbonato de cálcio e magnésio ou óxidos e hidróxidos de ferro. Pode ser escasso, abundante ou mesmo estar ausente. Quando existente tende a obliterar os espaços vazios pré-existentes, tornando a rocha mais fechada ou menos porosa.
A figura acima representa esquematicamente as diferentes alternativas que podem ocorrer em um sedimento desse tipo. Percebe-se três diferentes tipos de material nos poros de uma rocha terrígena : espaço vazio pode ser preservado ou ocupado pelos fluidos (água, óleo e gás); pode ser preenchido por matriz que é um sedimento mais fino que o material do arcabouço (matriz argilosa, lamosa ou síltica); ou pode ser reduzido ou obliterado por minerais quimicamente precipitados da água (cimento).
Existem diversos processos capazes de colocar uma matriz fina no espaço intersticial do arcabouço. 
a) A infiltração mecânica de argila através de sedimentos grosseiros, particularmente ativa em climas áridos/semi-áridos, onde o lençol freático esta anormalmente rebaixado
b) Escorregamentos em encostas e/ou taludes, produzindo uma massa plástica de grãos e/ou partículas maiores imersas em lama (debris flow = fluxo de detritos);
c) O gelo pode carregar e misturar sedimentos de diferentes granulometrias, produzindo principalmente depósitos grosseiros com matriz síltica;
d) Em sedimentos contendo fragmentos dúcteis, como fragmentos de argila, de folhelho, de rochas metamórficas xistosas etc. (a compactação mecânica do sedimento pode esmagar esses componentes moles, injetando a massa produzida entre os grãos mais rígidos, formando o que se chama de pseudo-matriz;
e) Os organismos escavadores e as raízes podem misturar lama com areia, provocando destruição da estratificação. Este processo denomina-se bioturbação e os sedimentos ficam bioturbados e misturados.
COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES
	MINERAIS TERRÍGENOS
	MINERAIS QUÍMICOS/AUTÍGENOS
	QUARTZO 35 - 50 %
	CALCITA 70 - 80 %
	MINERAIS ARGILOSOS 25 - 35 %
	DOLOMITA 70 - 80 %
	FRAGMENTOS DE ROCHA 5 - 15 %
	SULFATOS E SAIS 2 - 7 %
	FELDSPATOS 5 - 10 %
	MISCELÂNEOS (AUTÍGENOS) 2 - 7 %
	SÍLEX 1 - 4 %
	
	MICAS 0,1 - 0,4 %
	
	CARBONATOS 0S 0,2 - 1 %
	
	MINERAIS ACESSÓRIOS 0,1 -1 %
	
ROCHAS SEDIMENTARES CLÁSTICAS
Conglomerados (Psefitos). São depósitos constituídos de fragmentos de rochas de natureza diversa. Os componentes dos conglomerados recebem a denominação de clastos, têm tamanho superior a 2 mm de diâmetro. Os clastos comumente encontram-se imersos em uma matriz de composição mais fina. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, podendo indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos sofrem arredondamento, em geral estão associados a uma matriz arenosa e o depósito constitui um ortoconglornerado.
Os ortoconglornerados são transportados por tração e, por isso, são geralmente depósitos bem maturos, como aqueles de natureza fluvial.
Quando a matriz é fina (pelítica), os clastos são geralmente pouco numerosos e pouco arredondados. Neste caso, o depósito é um paraconglomerado ou diamictitos. Estes são provenientes de transporte por suspensão em correntes de alta densidade, como as correntes de turbidez ou leques aluvionares ou através do gelo nas geleiras.
Arenitos (Psamitos). São os sedimentos mais abundantes. Podem ser definidos como toda rocha cujos constituintes tenham tamanho entre 2 e 0,062 mm de diâmetro (segundo a escala de Wentworth).
O quartzo é o componente predominante, por ser mais duro, resistente e estável quimicamente. Quando outros componentes entram na composição dos arenitos em quantidades apreciáveis, estes passam a denominar-se grauvacas, ou ainda, arenitos sujos. Estes sedimentos, em sua composição, além de grãos de quartzo, contêm feldspato, fragmentos líticos (= fragmentos de rochas) e argilas. Esta constituição é devida ao transporte por suspensão sob vigência de climas secos, Os arenitos limpos são constituídos, predominantemente, por grãos de quartzo, que sofreram um transporte bastante efetivo, suficiente para eliminar os demais constituintes de natureza instável e produzir alto grau de arredondamento nos grãos de quartzo. Estes arenitos denominam-se ortoarenitos e encontram-se frequentemente em ambientes eólicos (dunas), marinhas (praias) e canais fluviais.
Pelitos (Lutitos). Como pelitos são englobados todos os sedimentos cujos tamanhos dos grãos são inferiores a 0,062 mm de diâmetro (escala de Wentworth).
Sob esta denominação, englobam-se os siltitos, em que os tamanhos dos grãos variam entre 0,062 e 0,004 mm de diâmetro e os argilitos, cujas partículas têm diâmetro menor que 0,004 mm. Os siltitos têm composição muito heterogênea, com a predominância de quartzo sobre finos resíduos de rocha, argilas e outros minerais de natureza variável. Os argilitos podem conter alta porcentagem de argilas de natureza diversa, provenientes,em geral, da alteração de feldspatos, piroxênios e anfibólios, conferindo grande plasticidade à rocha.
Quando os pelitos possuem muita mica, esta se dispõe segundo lâminas plano-paralelas entre os grãos finos, o que confere à rocha grande fissilidade, ou seja, a propriedade de esfoliar-se segundo planos paralelos. Neste caso, o sedimento é denominado folhelho. Os pelitos encontram-se comumente em ambientes de baixa energia, subaquáticos de águas calmas, tais como, partes profundas de lagos, zonas abissais marinhas, pântanos etc.
ROCHAS ENDÓGENAS
São rochas formadas no interior da própria bacia de deposição devido a ação de material química e biogenicamente precipitado, a partir de águas superficiais.
Os constituintes aloquímicos constituem o arcabouço das rochas carbonáticas. Os tipos mais importantes de aloquímicos são:
Oólitos - Partículas esféricas ou ovais de estrutura concêntrica principalmente de carbonato de cálcio. Forma-se em águas ricas em carbonato de cálcio, movimentas do tipo vai e vem, como nas ondas do mar.
Oncólitos - Partículas formadas por acresção concêntrica geradas por algas azuis que formam crostas descontínuas em águas agitadas e calmas.
Bioclastos - Esqueletos e pedaços de esqueletos de organismos de carapaça calcária.
Pellets - Pequenos corpos ovalados (< 0,15 mm) sem estrutura interna e origem fecal
Pelóides - Corpos de > 0,15 mm arredondados ou ovalados resultantes de fragmentos de conchas.
Intraclastos - Componente de um calcário como fragmento erodido dentro da bacia de deposição e redepositado dentro da bacia e na mesma formação.
Micrita - Equivale a matriz e é formado por calcita microcristalina.
Espato - Cimento precipitado quimicamente.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS CARBONÁTICAS
O calcário é a rocha carbonática mais abundante. Conforme a granulometria recebe um nome específico.
	NOME TAMANHO
	CALCIRUDITO > 2mm
	CALCARENITO 2 - 0,062 mm
	CALCISILTITO 0,062 - 0,0039 mm
	CALCILUTITO < 0,0039 mm
Os nomes granulométricos das rochas carbonáticas são adaptados dos nomes granulométricos das rochas terrígenas, mas não possuem o mesmo significado ambiental. A PETROBRÁS usa uma classificação que combina um nome granulométrico (tabela acima) com a razão espato/micrita. Exemplo uma rocha com 30 % de bioclastos, 40 % de oncolitos e 30 % de espato recebe o nome de calcário espático oncolítico bioclástico.
Dolomitas são rochas constituídas por dolomita [CaMg (CaCO3)]. Em geral, resultam da substituição da calcita pela dolomita ou precipitação direta da água do mar devido a evaporação. Quando os calcários se transformam em dolomita, ocorre aumento da porosidade, porque os cristais de dolomita são mais densos e menores que os cristais de calcita.
Evaporitos são rochas resultantes da precipitação da água do mar, devido a evaporação. Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc., donde o nome evaporitos. São exemplos o sal em Cotiguiba em Sergipe e o sal de Nova Olinda, na Bacia do Amazonas.
EVAPORITOS MAIS COMUNS
	
	
	CALCITA
	
	CARBONATOS
	DOLOMITA
	
	
	ARAGONITA
	Evaporitos
	
	MAGNESITA
	
	
	
	
	SULFATOS
	ANIDRITA
	
	
	GIPSITA
	
	
	
	
	CLORETOS
	HALITA
	
	
	SILVITA
	
	
	CARNALITA
Sedimentos ferríferos - formados pela deposição de hidratos férricos coloidais. Em meios oxidantes formam-se acumulações hematíticas (óxido de ferro), ou limoníticas (hidróxido de Ferro). Em meios redutores formam-se acumulações de pirita (sulfeto de ferro) ou siderita (carbonato de ferro). Em geral ocorrem misturados com outras frações clásticas ou químicas, formando sedimentos mistos. Possivelmente, a mistura de sílica (SiO2) e óxido de ferro seja a origem dos jaspelitos-ferríferos de Urucum (Mato Grosso) e também, após metamorfismos, dos itabiritos de Minas Gerais e Carajás.
Sedimentos silicosos - são depósitos de sílica (SiO2) criptocristalina fibrosa (calcedônia) e quartzo microcristalino sob a forma de sílex. Têm um aspecto maciço ceroso e ocorrem sob a forma de camadas ou nódulos dentro de camadas de calcário ou outros sedimentos.
A formação das rochas silicosas pode ser devido a precipitação de soluções verdadeiras ou coloidais, secreção organogênica ou reações químicas entre calcita em geral e as soluções de pH ácido.
Rochas silicosas inorgânicas:
Sílex - Agregado micro e criptocristalino de sílica.
Jaspe - Sílex vermelho pigmentado de óxido de ferro
Flint - Variedade de um agregado de calcedônia e opala escura de devido a presença de matéria orgânica.
Novaculita - Variedade branca devido a inclusões fluidas microscópicas
Porcelanito - Possui aspecto porcelânico devido inclusões carbonáticas ou argilosas.
Rochas silicosas orgânicas:
Radiolaritos - São rochas de coloração vermelha, verde ou negra compostas de radiolários.
Diatomitos - São rochas brancas, leves constituídas de carapaças de algas diatomáceas.
Rochas sedimentares orgânicas - são sedimentos formados pela acumulação bioquímica de carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e transformação da própria matéria orgânica. 
Entre os primeiros, também chamados sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não combustíveis, merecem destaque os calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc. ou originados pela intervenção de certas algas, assim como os sedimentos formados pela acumulação de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceas (diatomitos). 
Os segundos são denominados caustobiolitos, ou seja, biolitos combustíveis, e se formam pela acumulação de maior ou menor quantidade de matéria orgânica, juntamente com uma certa porção dos sedimentos argilosos ou calcários.
O tipo de material acumulado pode ser predominantemente formado por matéria carbonosa e ácidos húmicos, provenientes do tecido lenhoso e vascular dos vegetais terrestres, Esses sedimentos se formam em ambientes continentais, pântanos, planícies costeiras, alagadiços etc., onde se desenvolve uma vegetação palustre que, ao morrer, acumula-se no próprio local, originando um ambiente redutor com maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado chama-se turfa. Com a evolução diagenética, a turfa passa a outras formas cada vez mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito. 
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída por seres aquáticos microscópicos como algas, plânctons e bactérias, e a deposição ocorre em lagos, lagunas costeiras ou mares rasos e semifechados como o Mar Negro, por exemplo, os sedimentos que se formam são ditos sapropélicos e de sua diagênese e evolução se formam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos que podem dar origem a petróleo.
HIDROCARBONETOS
Na diagênese da matéria orgânica, a atividade bacteriana é o principal agente de transformação e o principal produto é a liberação de gás metano de origem biogênica ou bioquímica. A matéria orgânica insolúvel, denominada querogênio, ainda está na zona imatura, isto é, ainda não se transformou em petróleo.
Aumentando-se a profundidade de soterramento, a imaturidade chega ao final e o querogênio, a partir da temperatura de 60 oC começa a liberar pequenas quantidades de hidrocarbonetos, quando então o querogênio entra na catagênese. Durante a catagênese o querogênio libera grandes quantidades de hidrocarbonetos (HCs) líquidos (principalmente) e gasosos como metano, etano e propano (gás úmido), resultantes da sua degradação térmica. Nesta zona, denominada zona matura, a uma temperatura de cerca de 100 oC, a quantidade de HC atinge um máximo e a partir daí começa a decrescer até praticamente zero, quando os hidrocarbonetos líquidos se transformam em hidrocarbonetos gasosos. O intervalo de temperatura de geração de óleo recebe o nome de janela de geração. Inicia-se o terceiro estágio, nomeado metanogênese, a partir de cerca de 180 oC, quando o gás úmido (etano, propano e butano)anteriormente formado é craqueado e gradativamente transformado em metano (gás seco) A metanogênese indica a zona senil. 
Os hidrocarbonetos tendem a subir devido sua densidade ser inferior à da água, através de camadas porosas e falhas e fraturas das rochas. Caso encontrem um barreira formada por rochas impermeáveis eles podem ser retidos e acumulados. Essas acumulações ocorrem em feições especiais das rochas. São alguns tipos de estruturas formadas nas rochas que aprisionam o petróleo. As dobras anticlinais e falhas associadas a camadas impermeáveis são as estruturas mais importantes para aprisionar o petróleo.
EXPLORAÇÃO ECONÔMICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES
ÁGUA
AREIA, PEDRAS, ARGILAS (Materiais de construção e ornamentação)
PETRÓLEO e GÁS
URÂNIO
EVAPORITOS
SULFETOS
OURO
DIAMANTE
ESTANHO
TERRAS RARAS (Columbita e Tantalita)
FERRO
ALUMÍNIO
CALCÁRIOS e DOLOMITOS
CAULIM
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