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SEDIMENTOLOGIA Profa. Dra. Dione N. Nascimento Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro Instituto de Agronomia – Departamento de Geociências - 2016 - Sedimentologia é o ramo da geologia que estuda o sedimento, que é o produto de uma rocha pré-existente, a qual sofreu transporte e posterior deposição. Numa tradução etimológica literal, o sedimento seria aquilo que se deposita, que se depositou ou que é passível de se depositar. Deposição pressupõe movimento, transporte, a qual implica na ação da gravidade. A força da gravidade é, portanto, a variável física básica em todos os fenômenos de sedimentação. O ciclo sedimentar é produto das rochas ígneas e metamórficas pré-existentes. A desagregação e a decomposição que as rochas sofrem ao aflorarem fazem parte dos processos que estruturam os estágios sedimentares do ciclo das rochas expostas em superfície. Existem diversos fatores condicionantes que são o clima, a topografia, o tempo de exposição e o material parental. Os processos envolvidos na formação dos sedimentos e das rochas sedimentares são: - Intemperismo: Físico: Provoca a desagregação da rocha. É gerado por variações bruscas de temperatura, por pressão produzida pelo congelamento, por cristalização no núcleo das rochas e pela ação mecânica de animais e plantas. É mais presente em ambientes glaciais e desérticos (Figura 01). Figura 01 Químico: Altera e decompõem minerais, produzindo novos minerais e substâncias em solução. Ocorre em regiões tropicais de clima úmido (Figura 02). Figura 02 - Erosão: Retira partículas produzidas pelo intemperismo. - Transporte: As correntes de gelo e de água, e o deslocamento das geleiras transportam partículas para novos lugares morro abaixo (jusante) (Figura 03). Figura 03 - Deposição: As partículas sedimentares depositam-se quando as correntes de vento se aquietam, as de água desaceleram e as geleiras se fundem. Ocorrem geralmente em áreas baixas, menos íngremes. Formam-se precipitados químicos nos oceanos ou em ambientes aquáticos continentais. - Soterramento: Com o acúmulo de depósitos sedimentares os mais antigos vão sendo soterrados, podendo atingir vários Km de profundidade. - Diagênese: Refere-se às mudanças físicas e químicas (pressão, calor e reações químicas) ocorridas durante o processo de soterramento dos sedimentos, provocando a litificação, que é o endurecimento de sedimentos moles em rocha, gerado tanto pela cimentação quanto pela compactação. Cimentação: Diagênese química. Ocorre a precipitação de minerais nos poros dos sedimentos formando o cimento. Reduz a porosidade. Exemplos de cimentos: Silicosos, Carbonáticos, Férricos e Aluminosilicáticos (Figura 04). Compactação: Diagênese física. Decréscimo no volume e na porosidade dos sedimentos através do peso sobreposto (Figura 04). Figura 04 - Localização dos depósitos Autóctone: Depósito formado “in situ” ou “in locu” onde, por exemplo, existia mata (vegetação original ) que morreu. Não sofreu transporte. Geralmente são áreas onde ocorreram afundamento de Bacias, de subsidência. Alóctone: Depósito formado em local distante da vegetação original. Sofreu transporte (o rio é o principal transportador). Há perda de material. Depósitos associados a ambientes deltaicos. - A matéria prima derivada do intemperismo e erosão das rochas-fonte se dividem em sedimentos clásticos, químicos e bioquímicos. Os sedimentos clásticos são acumulações de partículas clásticas que variam de matacão e seixo até areia, silte e argila. Um fator que determina a diferença entre essas partículas é o tamanho dos grãos. Os grãos grossos (chamados de fração cascalho) tem > 2 mm, os grãos médios (chamados de fração areia) tem entre 2 - 0,0062 mm e os grãos finos (chamados de fração lama) são < 0,0062 mm. Os sedimentos clásticos são transportados através de processos de arraste, rolamento, saltação e suspensão, variando com a força da corrente e o tamanho dos grãos. Os agentes de transporte são as águas correntes, os ventos e o gelo (geleiras). A seleção dos grãos vai depender da velocidade e/ou competência da corrente que transporta as partículas promovendo seu bom ou mal selecionamento. Uma seleção ruim indica baixa energia; uma seleção boa apresenta uma granulometria homogênea, indicando alta energia do meio (Figura 05). Figura 05 O grau de arredondamento e de seleção do sedimento dependerá da ação do transporte. Quanto maior for a distância percorrida e o rigor do transporte, maior o arredondamento e também a maturidade do grão (Figura 06). Figura 06 Os sedimentos químicos formam-se no ou próximo ao local de deposição, geralmente na água do mar, através da precipitação do material em solução. Os rios carregam grande quantidade de substâncias dissolvidas para os oceanos e lagos, e as reações na água do mar com o material sólido incorporado aumentam a quantidade de material em solução. Os sedimentos orgânicos (bioquímicos) constituem-se de minerais não dissolvidos de restos de organismos, bem como de minerais precipitados pelos processos biológicos. No oceano profundo, os minerais são constituídos de conchas de poucos tipos de organismos. São compostos predominantemente de calcita, mas a sílica também pode estar presente. Há ainda os formados pelo acúmulo de matéria orgânica (carvão e turfa), e os sedimentos bioclásticos formados pelo acúmulo de fragmentos de sedimentos bioquímicos e orgânicos. Em geral, resultam do retrabalhamento desses materiais que se depositaram longe do local onde se formaram (Figura 07). Figura 07 TRANSPORTE E DEPOSIÇÃO O transporte e a deposição são ambos regidos pelas leis da hidrodinâmica. A Hidrodinâmica é a parte da Física que estuda as propriedades dos fluidos em movimento. Para medir o comportamento de uma partícula sedimentar em movimento através de um fluido existem 02 equações. - Reynolds: Re = U.d.P / µ Onde: U = Velocidade d = Diâmetro do tubo P = Densidade do fluido µ = Viscosidade do fluido Essa equação mede o tipo de regime de fluxo existente, podendo ser laminar ou turbulento. Caso o resultado seja > 2000 o regime de fluxo é superior ou turbulento. Caso seja < 500, o regime é inferior ou laminar. - Froude: Fr = V / √g . h Onde: V = Velocidade g = Gravidade h = Profundidade Essa equação mede o tipo de regime de escoamento de acordo com a velocidade crítica. Caso o número de Froude seja > 1, o regime é superior (chamado de escoamento supercrítico). Caso seja < 1, o regime é inferior (chamado de escoamento subcrítico). Existem algumas características dos regimes de fluxo inferior e superior: - Regime de fluxo inferior: Alta resistência ao escoamento; Baixa capacidade de transporte sedimentar; Transporte discreto e rugosidade no fundo. - Regime de fluxo superior: Baixa resistência ao escoamento; Alta capacidade de transporte sedimentar; Transporte contínuo à jusante; Movimento dos grãos em lençóis. Os processos de transporte nesses regimes de fluxo envolvem tração e suspensão. Na tração ocorre a saltação, o rolamento e o arraste, sendo a velocidade maior que na suspensão, e o transporte de grãos grossos. Já na suspensão, ocorre a presença de silte e argila, ou seja, de material fino. Tipos de fluxos - No fluxo laminar, as partículas movem-se em trajetórias retilíneas e paralelas, com velocidade uniforme. Já no fluxo turbulento, ocorrem flutuações na velocidade, podendo formar redemoinhos. Essas flutuações são causadas por obstáculosna passagem do fluxo como também por declividades (Figura 08). Figura 08 As formas de leito são geradas através do aumento da velocidade do fluxo. Assim sendo, em regimes de fluxo inferior existem as formas como ripple marks (marcas de ondas) (Figura 09) e sand waves (dunas). Figura 09 E nos regimes de fluxo superior, formas como estratificações cruzadas, antidunas e leito plano (Figuras 10, 11 e 12). Figura 10 Figura 11 - antidunas Figura 12 - leito plano - Os fluxos gravitacionais são o tipo de fluxo viscoso onde a viscosidade alta se deve a grande concentração de sedimentos no fluido. Há 03 características comuns nos diferentes tipos de fluxos gravitacionais: - Associação preferencial a declives; - Formação de depósitos na base desses declives denominados lobos; - Caráter episódico com deslocamento de grandes massas. Os fluxos gravitacionais podem ser: Rúpteis: Provocados por falhas causam quedas de rochas e deslizamentos (Figura 13); Figura 13 Dúcteis: Provocados por fluxos granulares e fluxos de detritos. Geram lentes delgadas de areia com gradação inversa (Figura 14). Figura 14 Fluídicos: Provocados por fluxos liquefeitos e correntes de turbidez. Geram areias com aspecto maciço ou com estruturas dish and pillar por ex. (Turbiditos) Figura 15). Figura 15 Estruturas sedimentares Subdividem-se em primárias e secundárias. As primárias formam-se durante a sedimentação, seja por tração, suspensão ou precipitação. As secundárias são feições geradas durante a deformação e metamorfismo das rochas, causando foliações, lineações ou dobras. Estruturas primárias indicam o topo estratigráfico de uma sucessão sedimentar. Ou seja, o sentido da sucessão. Marcas de ondas somente ocorrem no topo das camadas, sendo bons indicadores para o topo estratigráfico. Essas estruturas auxiliam na reconstituição de paleoambientes na época da sedimentação. As estruturas primárias podem ser: - Acamamento (estratificação): é uma feição comum dos sedimentos e das rochas sedimentares. Representam sucessivas superfícies deposicionais. Podem ser delgadas (centimétricas) ou na ordem de metros e muitos metros de espessura. São identificadas através das diferenças litológicas, granulométricas, na orientação dos grãos e sua forma, e na organização interna do pacote. O acamamento pode ser maciço ou laminado internamente. Podendo ser também gradado, ou imbricado, ou até exibir um “crescimento” no acamamento produzido por precipitação rítmica ou por presença de estromatólitos. - Maciço: sem estruturas; - Laminado: pode ser horizontal (planar ou ondulada), ou cruzada. É uma feição comum em pelitos e em arenitos finos laminados (flagstones). - Gradação: camadas que mostram variações granulométricas da base para o topo. É dita gradação normal quando há diminuição de granulometria para o topo, mostrando aí redução na velocidade da corrente que as transportava (chama- se de sequencia fining upward) (Figura 16). Exemplos em correntes de turbidez. Figura 16 - Gradação normal PS: Gradação Normal - Fining Upward - Correntes de turbidez - Sequencia completa de Bouma. É dita gradação inversa quando a granulometria aumenta em direção ao topo. Nesse caso chama-se de sequencia coarsening upward. Exemplos em fluxos de detritos. - Imbricados: ocorrem em dunas, estratificações cruzadas e marcas de ondas. São estruturas primárias que quando encontram alguma barreira qualquer constroem uma espécie de rampa ou ondulação assimétrica (ripple) na direção da corrente. Dunas são de grande porte. Estratificações cruzadas são de grande ou médio ou pequeno porte. E as marcas de ondas são de pequeno porte, chegando a no máximo 5 cm de altura. As estratificações cruzadas podem ser: cruzadas planares (com bases paralelas ou inclinadas); e as cruzadas acanaladas (com bases paralelas ou curvas) (Figuras 17, 18 e 19). Figura 17 - Cruzadas Figura 18 - Planares Figura 19 - Acanaladas PS: As cruzadas acanaladas quando observadas perpendiculares a paleocorrente recebem o nome de cruzadas acanaladas festão ou feistonadas. As marcas de ondas (ripple marks) são mini dunas, tem menos que 5 cm de comprimento de onda. Maiores que esse comprimento já são denominadas de dunas. Sua estrutura interna comum é a laminação cruzada e podem ser produzidas através de ondas oscilatórias ou marcas de onda de corrente (current ripple). Figura 20 - ripple marks - Tipos de marcas de ondas: - Oscilatórias: são correntes bidirecionais, gerando ondas simétricas. Em geral, a orientação da crista da marca de onda simétrica é aproximadamente paralela à linha de costa, e sendo assim, servem como paleolinhas de costa da época da sedimentação. - Marcas de ondas de corrente: são correntes unidirecionais gerando marcas de ondas assimétricas. As orientações perpendiculares às cristas indicam a direção da corrente, cujo sentido é o da assimetria. Estruturas produzidas por erosão: são valiosos indicadores de topo estratigráfico e de direção de paleocorrente. - Marcas de sola: encontradas na base das camadas de granulação grossa intercaladas com pelitos. São caracteristicamente produtos de ambientes de sedimentação esporádica. Há 02 tipos de marcas de sola: marcas de escavação e preenchimento (Figura 21); e marcas de objetos. Figura 21 - Marcas de escavação e preenchimento Estruturas produzidas por deformação e distúrbios sin-sedimentares: são valiosos indicadores de topo estratigráfico, além de contar algo sobre as condições dos sedimentos pós deposição. - Marcas de carga (load casts) e estruturas em chama (flame structures): ocorrem em sucessões de arenito-argilito intercalados (por ex. Turbiditos) e nas bases das camadas de arenitos. Formam lobos de vários tamanhos. Entre os lobos arenosos ocupam-se camadas de argilitos empurrados para dentro do arenito superior em formas de chama. Dessa forma, as estruturas em chama são acompanhantes inevitáveis das marcas de carga (Figura 22). Figura 22 - Estruturas em chama - Gretas de ressecamento e sinerese: mudcracks, como são chamadas as gretas de ressecamento, são comuns em fundos de poças de água secas, lagos e playas, e também em planícies de inundação. Em rochas, ocorrem em superfícies de acamamento de intercalações arenito-argilito, no topo das camadas (Figura 23). Figura 23 - Mudcracks A sinerese ocorre em sucessões de argilitos, intercalados com arenitos, e também em sedimentos carbonáticos ricos em argila. Apresentam feições de alto relevo no topo das camadas lamosas. São também chamadas de gretas de contração subaquáticas. É um fenômeno de expulsão da água intersticial contida em argilas devido a uma reorganização produzida por floculação ou aumento de salinidade no meio. - Impressões de pingos de chuva: são circulares e raramente elípticas. - Dobramento recumbente em camadas frontais (foresets) de estratificações cruzadas: são ligadas à processos de liquefação (Figura 24). . Figura 24 - Laminação convoluta: são associadas à deformação plástica dos sedimentos parcialmente liquefeitos, logo após a deposição. Ocorrem em sucessões turbidíticas, em planícies de inundação e em planícies de maré (Figura 25). Figura 25 - Convoluções Rochas Sedimentares São variadas, diferindo amplamente em textura,cor e composição. Lama e areia inconsolidadas são referidas como sedimentos, enquanto os materiais consolidados são chamados de rochas sedimentares. São denominadas de clásticas, químicas ou orgânicas (bioquímicas) (Figura 26). Figura 26 - Quimiogênicas (químicas) e as Biogênicas (orgânicas) - Rochas clásticas: são as mais abundantes da crosta terrestre, sendo formadas pela erosão, transporte, deposição e diagênese de rochas pré existentes. Segundo Pettijohn (1955), os arenitos representam cerca de 32% das rochas crustais, os folhelhos 46% e os carbonatos apenas 22%. As rochas clásticas possuem como constituintes os conglomerados, os arenitos e os pelitos, observando-se 03 partes fundamentais: o arcabouço, a matriz e o cimento. - Arcabouço: é a parte composta pelas frações mais grossas e é a que constitui a estrutura da rocha (o esqueleto). Nos conglomerados é formado pelas frações maiores que 2 mm, e nos arenitos pela fração areia (de 2 a 0,0062 mm). As rochas de granulometria fina não tem arcabouço. - Matriz: é o elemento responsável pela consistência da rocha. Geralmente é formada por um ou mais minerais de argila. - Cimento: É a fração precipitada quimicamente nos poros das rochas clásticas e é responsável pela rigidez da rocha. Geralmente o cimento é constituído por sílica, sulfatos de cálcio, carbonato de cálcio e magnésio, ou por hidróxidos de ferro. Torna a rocha menos porosa. Tipos de rochas sedimentares clásticas: conglomerados, arenitos e pelitos. - Conglomerados (psefitos): são compostos por fragmentos de rochas de natureza diversa. Os clastos tem tamanho > 2 mm. Quando os clastos são angulosos a rocha chama-se brecha, podendo indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos são arredondados, em geral estão associados à matriz arenosa e o depósito constitui um ortoconglomerado. E quando a matriz é fina, ou seja, pelítica, os clastos são pouco numerosos e pouco arredondados, sendo chamado de depósito paraconglomerático ou diamictítico (Figuras 27 e 28). Figura 27 - Conglomerado Figura 28 - Brecha PS: Os diamictitos são provenientes de transporte por suspensão em correntes de alta velocidade, como as correntes de turbidez ou dos gelos das geleiras. - Arenitos (psamitos): tem o tamanho dos grãos entre 2 e 0,0062 mm. O quartzo é o componente predominante por ser mais resistente e estável quimicamente. Arenitos “sujos” são denominados de grauvacas por apresentarem outros componentes além de quartzo na sua composição como feldspato, argilas e fragmentos líticos. Os arenitos “limpos” são constituídos predominantemente de grãos de quartzo, os quais sofreram um transporte bastante efetivo, suficiente para eliminar os demais constituintes da natureza, produzindo um alto grau de arredondamento nos mesmos. São também chamados de ortoarenitos, encontrados em ambientes eólicos (dunas), marinhos (praias) e canais fluviais (Figura 29). Figura 29 - Arenito - Pelitos (lutitos): são todos os sedimentos com tamanhos menores que 0,0062 mm. Englobam-se os siltitos (0,0062 - 0,004 mm) e os argilitos < 0,004 mm. Os siltitos tem composição heterogênea com predominância de quartzo sobre finos resíduos de rocha, argilas e outros materiais. Os argilitos tem alta porcentagem de argila, provenientes em geral de alteração de feldspatos, piroxênios e anfibólios. É uma rocha muito plástica (Figura 30). Figura 30 PS: Quando os pelitos contém muita mica confere a rocha um grande poder de esfoliação segundo os planos e o sedimento é chamado de folhelho. Os pelitos geralmente encontram-se em ambientes de baixa energia, tais como zonas abissais ou de lagos profundos. - Rochas químicas: são classificadas pela sua composição química e são formadas por precipitação química em ambientes marinhos, sendo menos abundantes que as bioquímicas. Exemplos de rochas sedimentares quimicamente formadas são os calcários, os dolomitos, os evaporitos (anidrita, halita), formações ferríferas (hematita, limonita). Essas rochas são geralmente mais grossas que as rochas clásticas e sua estrutura tende a ser menos facilmente visível. Rochas Carbonáticas: são formadas pela acumulação de minerais carbonáticos precipitados por processos orgânicos ou inorgânicos. Os minerais precipitados são carbonato de cácio (CaCO3) ou de magnésio e cálcio. O cálcio e o carbonato provêm do intemperismo fácil dos calcários continentais, como também pela alteração dos feldspatos e outros minerais (Figura 31). Parte dos depósitos de carbonato é formada por detritos bioclásticos que foram quebrados e transportados por correntes, mas a maioria desses carbonatos simplesmente representa a acumulação in situ de diversos esqueletos de CaCO3. Figura 31 - Carbonáticas Principais depósitos: 1. Depósito de Sílica A Sílica é depositada em ambiente sedimentar sob a forma de calcedônia ou opala. Fontes quentes (vulcânicos) - silex silicoso Chert (depósito de sílica mais abundante) - finamente cristalizado/ preenche as falhas e as fraturas. Sílex xilóide – matéria petrificada 2. Depósito de Carbonatos Deve-se a precipitação de CaCO3 (calcita) ou MgCO3 (dolomita) em águas saturadas em Ca (HCO3)2 ou Mg ( HCO3 )2. 3. Depósito de Ferríferos Depende das condições do ambiente de formação de óxido, hidróxido e carbonatos. 4. Depósito de Salinas Cloreto, sulfato e carbonato – ambiente de água salgada, formação e posteriormente evaporação. K > Mg > Na > Ca KCl – silvita Boratos – Apresentam-se na forma de bórax (Na2B4O7.10H2O) Ambiente: Lagos de influência de atividade vulcânica. Nitratos – locais onde existiam vegetações (fixação do N). Exemplo: Deserto do Atacama – Chile (Anteriormente, este bioma possuía uma vasta vegetação onde o “N” - nitrogênio, pôde ser fixado no solo). - Sedimentos orgânicos (bioquímicos): constituem-se de minerais não dissolvidos de restos de organismos, bem como de minerais precipitados pelos processos biológicos. No oceano profundo, os minerais são constituídos de conchas de poucos tipos de organismos. São compostos predominantemente de calcita, mas a sílica também pode estar presente. Há ainda os formados pelo acúmulo de matéria orgânica (carvão e turfa), e os sedimentos bioclásticos formados pelo acúmulo de fragmentos de sedimentos bioquímicos e orgânicos. Em geral, resultam do retrabalhamento desses materiais que se depositaram longe do local onde se formaram. Principais depósitos: 1. Carbonatadas Carapaças foraminíferas, corais, moluscos, algas, etc. Depósito: Morrem > material precipita > acumulam > depositada em vasas inconsolidadas > calcário) 2. Fosfatadas Origem: do intemperismo de rochas fosfatadas do continente. Transporte: O material, em solução H+, é carregado através da chuva até o mar em solução. Depósito: Morte > deposita > material consolida > 1º depósito é chamado de fosforita. O 2º depósito: Parte da fosforita redissolve-se (é transportado) e redeposita (reprecipita) em outro local denominado Nódulos fosfáticos. Local: São encontrados nos núcleos cristalizados. O 3º depósito: Fermentação do excremento de aves e morcegos. O material é fosfatado e nitrogenado, chamado GUANO. 3. Ferríferos Determinadas bactérias (ferrífera) que têm a capacidade de extrair Fe em determinada solução, após a morte dessas bactérias. Depositada em forma de OH e reage formando a Limonita. Ambientes redutores: Pântanos, mangues e brejos. 4. Silicosos (mesmo conceito dos carbonatados) Seres marinhos, estrutura silicosa. Depósito: Após a sua morte> precipitação > acumulação > vasos inconsolidados. Exemplo: Diatomacias* (algas) e Radiolários. * em lagos salgados (onde o mar invade os lagos) 5. Carbonosas Rocha representante: carvão mineral. Incarbonização: Aumento gradativo do teor de carbono e ao mesmo tempo diminuição do teor de outros elementos (H, N, O, etc.), através de um MPF (metamorfismo progressivo físico) e MPQ (metamorfismo progressivo químico). Estágios de evolução: Celulose < 1º Turfa (7ºC) < 2º Linhito (7ºC a 60ºC) < 3 º Hulha ou Carvão betuminoso (60ºC a 200ºC) < 4º Antracito (200ºC a 250ºC) < 5º Grafita (maior que 250ºC). Antracito: é o carvão mineral propriamente dito, podendo apresentar até 95% de C puro, alta compactação, baixo teor de umidade. PCM: Poder calorífero médio (superior a 8000 cal/g). Geralmente apresenta fratura conchoidal. Coloração: Negro- âmbar. Brilho: Às vezes. De difícil queima (ausência de O2) Ambientes sedimentares São áreas da superfície terrestre com propriedades físicas, químicas e biológicas bem definidas e diferentes das áreas adjacentes. Os parâmetros físicos que afetam e moldam os ambientes sedimentares são a velocidade, a direção dos ventos e da água, incluindo também o clima local. Já os parâmetros químicos estão relacionados à composição da água e a geoquímica das rochas presentes no sistema. Os parâmetros biológicos abrangem associações de fauna e flora. Existem 03 tipos de ambientes sedimentares: continental, transicional e marinho (Selley, 1976) (Figura 32). Figura 32 - Ambientes Continentais: esses ambientes são diversos e são estruturados no entorno de rios, de desertos, de lagos e de geleiras. Ambiente aluvial: esse ambiente inclui um canal fluvial, as margens do canal e o fundo plano do vale. Os rios estão presentes em todos os continentes, exceto na Antártida, e são o meio de transporte do material sedimentar. Geralmente esse ambiente é encontrado em climas de áridos à úmidos. Os rios podem ser meandrantes, retilíneos, anastomosados ou entrelaçados, e dependerão da carga hidrológica, da sua velocidade e de sua declividade (Figuras 33 e 34). Como produtos desse transporte existem os depósitos de fundo de canal, das planícies de inundação, os diques marginais e os canais abandonados (Figura 35). Figura 33 - Rio Meandrante Figura 34 - Rio anastomosado Figura 35 - planícies de inundação no entorno Ambiente desértico: presentes em climas áridos. Os sedimentos nesse ambiente formam-se pela combinação da ação do vento com o trabalho dos rios, na maioria intermitentes. Presença de forte intemperismo físico e pouca fauna. Observam-se grãos de quartzo revestidos de Fe (Figura 36). Figura 36 Oueds-Waadis são rios temporários com atividades fluviais abruptas e com isso apresentam deposição rápida. Existem também os lagos desérticos chamados de Sabkas, que são formados por processos de deflação ou por tectônica. O Loess é outro local encontrado nesse ambiente onde se observam sedimentos muito finos e não estratificados. Ambiente lacustre: ambiente controlado por ondas pequenas e por correntes moderadas dos corpos de água doce ou salina. Pode ocorrer sedimentação química de matéria orgânica ou de carbonatos em lagos de água doce. Já em lagos salinos, ocorre evaporação precipitando minerais evaporíticos como a halita, por exemplo (Figuras 37 e 38). Figura 37 Figura 38 - lago Ambiente glacial: é dominado pela dinâmica das massas de gelo em movimento e é caracterizado pelo clima frio. As geleiras são denominadas de morenas (lateral, frontal e de fundo) às quais movem os sedimentos e as rochas. Existem feições deposicionais nesse ambiente chamadas de Eskers (feições deposicionais de sedimentos grosseiros em forma de cordões sinuosos estendendo-se paralelamente à direção do fluxo da geleira), Kames (feições deposicionais em forma de montículos isolados ou agrupados constituído predominantemente de cascalho e areia, com estratificação) e os Bergchrund (fenda numa cabeceira de uma geleira de vale, aprisionando os detritos de rochas) (Figuras 39 e 40). Figura 39 - geleira Figura 40 - Eskers formados pelo degelo Os depósitos glaciais podem ser estratificados e não estratificados. Os estratificados são representados pelos varvitos, com camadas claras (argila) depositadas no verão e as mais escuras no inverno (silte) (Figura 41). Figura 41 - Varvito Itu/SP. PS: Os sedimentos continentais diferem dos marinhos pela sua variabilidade de condições (água, ar, gelo), ocorrendo assim, variações bruscas de um sedimento para outro. Também por terem melhores condições de oxidação e pela sua má seleção devido aos transportes mais curtos que no ambiente marinho. - Ambientes transicionais: o que domina esses ambientes é a dinâmica das ondas, das marés e das correntes de praias arenosas. Os organismos podem ser abundantes nessas áreas rasas, mas não influenciam muito na sedimentação clástica, exceto onde ocorre também sedimentos carbonáticos. Ambiente deltaico: é onde os rios desembocam nos lagos ou no mar. Presença de correntes fluviais e/ou ondas com soterramento de detritos vegetais (Figura 42). Figura 42 - delta Ambiente de planície de maré ou estuarino: são locais onde extensas áreas expostas na maré baixa são dominadas por correntes de maré. Presença de organismos misturados aos sedimentos (Figura 43). Figura 43 - Estuário do rio Maracaípe/PE Ambiente praial: onde fortes ondas arrebentam no litoral distribuindo os sedimentos na praia depositando areia e cascalho. Pouca atividade orgânica (Figura 44). Figura 44 - Ambientes Marinhos: esses ambientes são subdivididos de acordo com a profundidade da água e são influenciados principalmente pelas correntes marinhas (Figura 45). Figura 45 Ambiente de plataforma continental: área de águas rasas onde a sedimentação é controlada por correntes calmas. A sedimentação pode ser clástica ou química, dependendo da fonte dos clásticos ou da intensidade da produção de carbonato. Recifes orgânicos: são compostos por estruturas carbonáticas, de material secretado por organismos, e construídos sobre as plataformas continentais ou em ilhas vulcânicas. Ambiente de margem continental: localizado em águas mais profundas onde os sedimentos são depositados por correntes de turbidez (gerados por fluxos turbulentos). Ambiente marinho profundo: localizado distante dos continentes, e compreendem o assoalho oceânico profundo (oceano). As águas calmas são perturbadas ocasionalmente por correntes oceânicas. Existe nesse ambiente o talude continental, as planícies abissais onde se acumulam sedimentos predominantemente de esqueletos de plâncton, e as dorsais mesoceânicas. Figura 46 Análise Granulométrica O ensaio de granulometria é utilizado para determinar a distribuição granulométrica da amostra sedimentar, ou em outras palavras, a porcentagem em peso que cada faixa especificada de tamanho de grãos representa na massa seca total utilizada para o ensaio. O ensaio de granulometria é dividido em duas partes distintas, utilizáveis de acordo com o tipo de sedimento e as finalidades do ensaio para cada caso particular. São elas: análise granulométrica por peneiramento e análise granulométrica por sedimentação. Nós aqui veremos somente o primeiro. Os sedimentos grossos (areias e cascalhos), possuindo poucaou nenhuma quantidade de finos, podem ter a sua curva granulométrica inteiramente determinada utilizando-se somente o peneiramento. Através dos resultados obtidos desse ensaio, é possível a construção da curva de distribuição granulométrica do material. Os principais equipamentos e utensílios utilizados são: - Balança - Almofariz e/ou rolo de plástico - Cápsulas para determinação de umidade - Estufa - Jogo de peneiras (50|38|25|19|9,5|4,8|2,38|2|1,2|0,6|0,42|0,29|0,15|0,075mm) - Agitador de peneiras e dispersor elétrico - Cronômetro Umidade Higroscópica A umidade higroscópica é a unidade correspondente a água que envolve as partículas do solo sob as condições climáticas do laboratório. A água envolve as partículas sobre a forma de uma película delgada e, por isso mesmo esta água só é significativa nas partículas de solo com dimensões inferiores a 2,0mm. Descrição do estudo de umidade higroscópica a) Toma-se 2(duas) amostras de material(peso entre 100 e 200g) com granulometria inferior a 2,0mm, coloca-se em duas cápsulas e pesa-se. O peso das cápsulas deve ser determinado. b) Leva-se as cápsulas com as amostras a estufa de temperatura entre 105º e 110ºC por um período de tempo superior a 18 horas na estufa, deveremos observar constância nos pesos. c) Tirando-se as cápsulas da estufa, imediatamente faz-se novas passagens e, então, poderemos através dos cálculos do item seguinte, obtermos a unidade higroscópica do material. Preparação das Amostras Após o recebimento da amostra, efetua-se o seguinte procedimento: 1°) Seca-se uma determinada quantidade de sedimento ao ar (uma quantidade maior do que aquela que será utilizada no ensaio), desmancham-se os torrões e, em seguida, homogeneizasse o material cuidadosamente. 2°) Para que o material ensaiado seja representativo, a quantidade de amostra a ser utilizada no ensaio deve ser obtida por quarteamento (realizado manualmente ou com o uso do quarteador), obtendo-se assim uma amostra de sedimento com o peso necessário para se efetuar os ensaios (a quantidade necessária para a realização do ensaio de granulometria é função do tipo de sedimento: os grossos requerem uma maior quantidade de amostra e vice- versa). Geralmente utiliza-se de 100 a 150 gramas por amostragem. 3°) Pesa-se a amostra de solo seco ao ar e peneira-se o material na #10 (2,00mm). Deve-se tomar o cuidado de desmanchar os possíveis torrões que ainda possam existir na amostra, de modo a assegurar que fiquem retidos na #10 apenas os grãos maiores que a abertura da malha. 4°) O material retido na #10 (2,00mm) é utilizado no peneiramento grosso do sedimento. Do material que passa na #10 retiram-se quantidades suficientes para a realização do peneiramento fino e para a determinação do teor de umidade higroscópica. Procedimento Experimental O procedimento experimental para o ensaio de granulometria divide-se em duas partes que são: - Peneiramento Grosso - Peneiramento Fino Peneiramento Grosso O peneiramento grosso é realizado utilizando-se a quantidade de solo que fica retida na #10 (2,00mm), no momento da preparação da amostra, seguindo-se o seguinte procedimento experimental: 1°) Lava-se o material na #10 colocando-o em seguida na estufa (105 graus por 24 horas). 2°) As peneiras de aberturas maiores e igual a #10 são colocadas uma sobre as outra com as aberturas das malhas crescendo de baixo para cima. Embaixo da peneira de menor abertura (#10) será colocado o prato que recolherá os grãos que por ela passarão. Em cima da peneira de maior abertura será colocada a tampa para que se evite a perda de partículas no início do processo de vibração. O conjunto de peneiras assim montado poderá ser agitado manualmente ou conduzido a um peneirador capaz de produzir um movimento horizontal e um vertical às peneiras, simultaneamente. Penera-se cerca de 10 a 15 minutos. 3°) Pesa-se a fração retida em cada peneira, até chegar à #10 (2,00mm). Peneiramento Fino O peneiramento fino é realizado utilizando-se cerca de 120g de solo que consegue passar na #10 (2,00mm), no momento da preparação da amostra (etapa 3), seguindo-se o seguinte procedimento experimental: 1°) Põe-se o material na #200 (0,075mm), lavando-o e em seguida colocando-o na estufa (105 graus por 24 horas). 2°) Junta-se e empilha-se as peneiras de aberturas compreendidas entre as peneiras #10 (2,00mm) e #200 (0,075mm), coloca-se o material seco no conjunto de peneiras e agita-se o conjunto mecânica ou manualmente (tomando-se todos os cuidados descritos para o caso do peneiramento grosso). 3°) Pesa-se a fração de solo retida em cada peneira. Cálculos Massa Total da Amostra Seca Utiliza-se a expressão: Onde: Ms = massa total da amostra seca. Mt = massa da amostra seca ao ar. Mg = massa do material seco retido na peneira de 2,00mm. h = umidade higroscópica da material passado na peneira de 2,00mm. h% = umidade higroscópica h% = Pa/Ps x 100 Onde: Pa = peso da amostra úmida Os = peso da amostra seca Porcentagens de materiais que passam nas peneiras de 50, 38, 25, 19, 9,5, 4,8, 2,38 e2,0mm (peneiramento grosso) Utiliza-se a expressão: Onde: Qg = porcentagem de material passado em cada peneira. Ms = massa total da amostra seca. Mi = massa do material retido acumulado em cada peneira. h = umidade higroscópica da material passado na peneira de 2,00mm. Porcentagens de materiais que passam nas peneiras de 1,2, 0,6, 0,42, 0,29, 0,15 e 0,075mm (peneiramento fino). Utiliza-se a expressão: Onde: Qf = porcentagem de material passado em cada peneira. Mh = massa do material úmido submetido ao peneiramento fino. h = umidade higroscópica da material passado na peneira de 2,00mm. Mi = massa do material seco retido acumulado em cada peneira. N = porcentagem de material que passa na peneira de 2,0mm, calculado conforme indicado na fórmula anterior, ou seja, o valor de Qg. Sugestões de leitura: ADAMS, A.E.; MACKENZIE, W.S.; GUILFORD. C. Atlas of sedimentary rocks under the microscope. Longman Scientific Techinical. Harlow, 1984, 104 pp. ALMEIDA, et. al. Padronização de Métodos para Análise Granulométrica no Brasil. Comunicado Técnico 66. EMBRAPA. 2012. FOLK, R.L.. Petrology of Sedimentary Rocks. Texas, Hemphills Publish. Co., 1980. 185p. PETTIJOHN, F.J.. Sedimentary Rocks. Harper Row Publishers, N.Y. 3ª ed. 1975, 718p. SUGUIO, K. Rochas sedimentares: propriedades, gênese, importância econômica. São Paulo: Edgar Blucher, 1994. SUGUIO, K. Geologia Sedimentar. Editora: Edgard Blücher. 2003. TERRA, et. al. Classificação de rochas carbonáticas aplicável às bacias sedimentares brasileiras. Boletim de Geociências da Petrobras. 2010. TEIXEIRA, W., et. al. Decifrando a Terra. Caps. 09 e 14. Oficina de Textos, 2000.
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