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1 PETROGRAFIA DAS ROCHAS SEDIMENTARES Prof. Dr. Sérgio Brandolise Citroni - 2008 – Segunda edição ampliada do “GUIA PARA ANÁLISES PETROGRÁFICAS DE ROCHAS SEDIMENTARES” - 2002 Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro Instituto de Agronomia – Departamento de Geociências PARTE 1 - GENERALIDADES Introdução Este texto destina-se a orientar, de maneira prática, o estudo de rochas sedimentares em amostras de mão e através do microscópio. Essa atividade envolve a identificação e análise de texturas e estruturas presentes nessas rochas, sejam elas deposicionais (formadas no momento da sedimentação da rocha) ou diagenéticas (desenvolvidas tardiamente, como resposta a modificações químicas e físicas produzidas pela compactação e passagem de fluídos através das rochas no processo de litificação). Conforme notou Pettijohn (1957), “as rochas sedimentares são produto tanto de sua herança quanto do ambiente”, herdam seus constituintes iniciais de rochas pré- existentes que são modificados e rearranjados pelos ambientes de intemperismo, erosão, transporte, deposição e diagênese. Um grande número de elementos dondicionados por essa herança e por esses ambientes constitui e define às rochas sedimentares: tamanho dos grãos ou cristais que às compõe (granulometria), composição mineral, arranjo espacial dos componentes, forma, natureza dos grãos, presença e natureza de matriz, presença e natureza de cimento, presença e natureza de fósseis, variações das propriedades desses elementos ao longo da rocha, estruturas sedimentares e estruturas diagenéticas, etc. A granulometria é de particular importância (pelo menos para a maior parte das rochas sedimentares) e o estudo estatístico dessa propriedade se comporta permite uma série de interpretações. Essas análises incluem o estudo da seleção da granulometria da população dos grãos constituintes, e de que maneira essa distribuição se afasta de uma distribuição estatística normal. Esses elementos podem nos contar muito a respeito da formação e das transformações pelas quais essas rochas passaram permitindo reconstruções paleogeográficas e paleoclimáticas. Em outras palavras, contar a história desses sedimentos, princípio que define a Geologia enquanto ciência. Também permitem definir propriedades que as tornem potenciais portadoras de recursos minerais, notadamente de petróleo. Também podem apontar as caracterísiticas de aqüíferos e de sua susceptibilidade à contaminação. Embora seja um procedimento artificial, uma organização e uma sistemática na abordagem desses elementos devem ser buscadas para que nenhuma informação importante se perca diante de um aspecto mais destacado ou incomum apresentado pela rocha. Este texto propõe um dos possíveis caminhos que podem ser adotados na análise petrográfica macro e microscópica de rochas sedimentares. Tipos de rochas sedimentares Variados são os tipos de rochas sedimentares: arenitos, conglomerados, lamitos, tufos, coquinas, calcários, brechas, evaporitos, folhelhos, rochas fosfáticas, rochas ferríferas (ironstones), margas, rochas piroclásticas, etc., etc., etc... Existem também muitas maneiras de subdividir esse conjunto de rochas. Para a sitematização dos trabalhos de petrografia, a natureza dos componentes e de como eles foram unidos no ambiente dedposicional é critério mais prático de subdivisão. Uma proposta consagrada é a de Folk (1974), que separa os componentes das rochas sedimentares em três tipos (ver figura 1.1 e tabela 1): 2 1 – Fragmentos detríticos, predominantemente siliciclásticos (ou terrígenos), que são aqueles derivados de fora da área deposicional a partir da ação de agentes erosivos e intempéricos; 2 – Fragmentos aloquímicos, produzidos dentro ou nas adjacências da área deposicional; e 3 – Componentes ortoquímicos, resultantes da precipitação química direta na área de deposição. Tabela 1.2 – Explicação dos símbolos usados na classificação de rochas sedimentares da figura 1.1. Simbolo (usado na figura 1) Exemplos e comentários Participação % aproximada no registro geológico T – Rochas terrígenas A maioria dos lamitos, arenitos e conglomerados. A maioria das rochas terrígenas situa-se na área sombreada da figura 1. 65 – 75 IA – Rochas aloquímicas impuras Muitos folhelhos esqueletais, arenitos esqueletais ou carbonatos ricos em oóides. 10 – 15 IO – Rochas ortoquímicas impuras Carbonatos lamíticos argilosos 2 – 5 A – Rochas aloquímicas Carbonatos esqueletais, ricos em oóides, pelets ou intraclastos 8 – 15 xO – Rochas ortoquímicas Lamitos carbonáceos, anidrita, chert 1 – 8 IA e IO são coletivamente chamados de rochas químicas impuras e A e O de rochas químicas puras Figura 1.1 – As cinco classes básicas de tipos de rochas sedimentares. A área achurada representa a composição da maioria das rochas sedimentares existentes na Terra. Descrição na tabela II.2 3 Tucker (2001) propôe quatro grandes categorias, segundo o processo de formação, que englobariam à maioria das rochas sedimentares: 1. Rochas siliciclásticas (terrígenas ou epiclásticas), coincidindo com as rochas terrígenas de Folk; 2. Rochas de origem biogênica, bioquímica ou orgânica, incluindo calcários, rochas fosfáticas, carvões, folhelhos betuminosos, e cherts; 3. Rochas sedimentares de origem principalmente química, incluindo os evaporitos e ironstones; 4. Vulcanoclásticas, produzidas por uma variedade de fragmentos produzidos por processos vulcânicos. Levando-se em conta as caracterísicas composicionais das rochas e os procedimentos de observação propostos neste texto, a classificação de Folk, que considera componentes de origens diversas ocorrendo em proporções variadas se mostra mais adequada, muito embora a classificação de Tucker seja mais ampla. A – Rochas siliciclasticas Para nossa divisão de trabalho, o primeiro grupo de rochas sedimentares é constituído por aquelas nas quais predominam os componentes epiclásticos ou terrígenos, originados da erosão de rochas pré-existentes, sendo fragmentos de minerais individuais ou de rochas. Esses fragmentos saem da área fonte (situada fora da bacia) e são transportados até seu sítio deposicional dentro da bacia. Têm aspectos que são herdados da rocha fonte ou produzidos pelas características do transporte (propriedades físicas do meio, distância e tempo de transporte) e do ambiente deposicional (energia, condições químicas, profundidade). Contribuições internas da bacia (fósseis, sedimentos químicos, cimentação, sedimentos retrabalhados) podem compor a rocha, mas em sua essência, seus componentes são fragmentos de origem externa à bacia e produzidos pelo intemperismo e pela erosão física. Esses clastos são compostos dominantemente por silicatos, pois são os minerais mais comuns na crosta terrestre e mais resistentes ao transporte e ao intemperismo, embora óxidos e metais nativos (muitos dos quais de interesse econômico) possam fazer o mesmo caminho dos fragmentos silicáticos até a bacia sem serem destruídos. A esse primeiro grupo de rochas podemos denominamos ROCHAS SILICICLÁSTICAS TERRÍGENAS. B – Rochas Químicas Com fins práticos, as rochas aloquímicas e ortoquímicas podem ser agrupadas. São aquelas dominadas por fragmentos produzidos essencialmente dentro da bacia sedimentar precipitados a partir de elementos químicos em solução na água, seja por processos químicos diretos, seja por processos bioquímicos. Para facilitar o trabalho de petrografia, uma divisão com base na composição dos constituintes dessas rochas deve ser feita. O primeiro e mais importante grupo de rochas com constituintes orto e aloquímicos tem o íon carbonato (CO3 --) em sua composição. São as ROCHAS SEDIMENTARES CARBONÁTICAS. A maior parte dos organismosmarinhos produz conchas, testas e exo-esqueletos (os componentes aloquímicos), de composição carbonática: aragonita, ou calcita, os demais tipos de rochas químicas ou bioquímicas intrabaciais são extremamente subordinados às carbonáticas, fazendo com que estas mereçam uma atenção particular. São elementos que definem as características das rochas sedimentares carbonáticas: energia do meio de deposição, concentração de cálcio, magnésio e ferro nas águas e os tipos de organismos que produzem testas carbonáticas (esses organismos, por sua vez, são definidos por parâmetros ambientais, tais como temperatura e turbidez da água, profundidade, distância da costa, energia das ondas, etc., e pela idade das rochas em questão). 4 As demais rochas originadas por processos químicos ou bioquímicos (evaporitos, fosfatos, ironstones e cherts) são de ocorrência mais restrita e não serão abordadas aqui. C – Rochas Vulcanoclásticas A atividade vulcânica pode produzir fragmentos rochosos que se depositam na forma de sedimentos. Esses fragmentos se formam de maneiras diversificadas: grandes volumes de fragmentos podem se formar em atividades vulcânicas explosivas (ricas em gases), ao passo que pequenos volumes se devem ao resfriamento brusco de lavas (produzidas por atividades vulcânicas extrusivas). A composição mineralógica desses fragmentos (vidro vulcânico, pomes, cristais, fragmentos de rochas vulcânicas) e algumas características texturais das rochas formadas por esses processos são as principais características distintivas entre essas rochas e as siliciclásticas. Dentre as rochas VULCANOCLÁSTICAS, distinguem-se aquelas formadas diretamente pela ação de explosões vulcânicas, denominadas PIROCLÁSTICAS. Processos que imprimem características às rochas sedimentares A – Processos e ambientes deposicionais: Os ambientes são definidos em função de seus parâmetros físicos, químicos e biológicos. Produzem texturas e estruturas características. Sedimentos podem ser depositados pelo vento (ambientes e processos eólicos), por águas correntes, por correntes de maré, por correntes de turbidez, ondas, correntes de maré, e fluxos de detritos. Também se formam pelo crescimento in situ de esqueletos animais (recifes), ou pela precipitação direta (evaporitos). As condições dos ambientes deposicionais definem as características destes: a geografia (ou paleogeografia) é o primeiro aspecto a ser levado em conta: áreas costeiras favorecem sedimentos depositados através de ondas, depósitos eólicos precisam de áreas com pouca vegetação para criar depósitos espessos, recifes de corais definitivamente precisam se formar em ambientes subaquáticos. Os detalhes físicos e químicos dessas regiões geográficas também são fundamentais para a definição das características dos sedimentos: A profundidade das águas, sua salinidade, temperatura, e energia de agitação definem qual, e se alguma, forma de vida pode se desenvolver nesse meio, definindo qual o volume e tipo de contribuição biológica presente na sedimentação, o Eh e o pH do meio são controladores fundamentais dos tipos de minerais que podem se depositar. Os carbonatos, em particular, são especialmente sensíveis às condições do ambiente deposicional, existindo “janelas” de temperatura, luminosidade, turbidez da água, Eh, pH e energia necessárias para sua deposição. B – Tectônica: A situação tectônica na qual ocorre a sedimentação define, em grande parte os ambientes presentes e suas correlações espaciais e temporais. As bacias sedimentares podem ser classificadas de acordo com sua situação tectônica, ocorrendo bacias em ambientes de crátons estáveis, de retro-arco (situações convergentes) de rift, ou de margens continentais passivas (situações divergentes), ou em ambientes transcorrentes. Cada bacia tem fácies sedimentares distintivas ou litologias características, e as diferentes taxas de subsidência, de preencimento e de sucessão de fácies. Muitos autores (Yerino e Mainard, 1984; Dickinson, 1985) defendem ser possível definir o ambiente tectônico a partir da análise das características mineralógicas de sedimentos siliciclásticos. Segundo esses autores, as proporções entre fragmentos de rochas ou minerais presentes nos sedimentos siliciclásticos arenosos seriam condicionadas pelas rochas formadas nos diferentes ambientes tectônicos 5 (vulcânicas, plutônicas, deformações tectônicas) e pelas taxas de denudação impostas pelo relevo mais ou menos acentuado. C – Clima: Controla, primordialmente, a ação do intemperismo, afetando a composição dos sedimentos e das rochas siliciclásticas. Evaporitos e calcários têm sua formação fortemente condicionados pela paleolatitude (ver figura 1.2 a e b). O clima também influencia na produtividade biológica, que determina a formação de calcários, fosfatos, cherts, carvão e óleo, e na taxa de geração de detritos, que, quando baixa, favorece a precipitação de rochas sedimentares químicas ou bioquímicas. Figura 1.2a – Frequência de ocorrência de depósitos de carvão e de evaporitos, demonstrando o controle climático dessas rochas sedimentares, observamos que os evaporitos se concentram em médias latitudes, onde ocorrem desertos (20-30º) e os depósitos de carvão predominam em latitudes mais elevadas, correspondentes às florestas de coníferas (50-70º). CARVÃO 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 85 75 65 55 45 35 25 15 5 Pa le o la tit u de s freqüência EVAPORITOS 0 5 10 15 20 25 30 35 40 85 75 65 55 45 35 25 15 5 Pa le o la tit u de s freqüência 6 Figura 1.2b – Frequência de ocorrência de depósitos de carbonatos e de tilitos os carbonatos claramente predominam em latitudes quentes (10-30º), enquanto os depósitos glaciais de tilitos são mais comuns entre 50 e 80º. D – Área fonte: Define o material de origem dos sedimentos clásticos. Evidentemente um sedimento, ou rocha sedimentar, clástico, apresenta algumas características representativas da área fonte, ou rochas fontes presentes nesta. Não é possível observar um mineral detríco em uma rocha sedimentar, se este mineral não estava presente em pelo menos parte das rochas fontes. Do mesmo modo, a granulometria dos cristais das rochas fonte irão condicionar o tamanho dos grãos no sedimento derivado. CARBONATOS 0 10 20 30 40 50 60 70 80 85 75 65 55 45 35 25 15 5 Pa le o la tit u de s freqüência TILITOS 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 85 75 65 55 45 35 25 15 5 Pa le o la tit u de s freqüência 7 E – Diagênese: Um aspecto muito importante das rochas sedimentares são as transformações ocorridas após a deposição. O processo de diagênese transforma os sedimentos em rochas sedimentares consolidadas, e envolve desde as mudanças sofridas logo após a deposição até o início do metamorfismo. Esses processos envolvem: compactação, recristalização, dissolução, substituição, autigenese e cimentação. Nesses processos os espaços entre os grãos são reduzidos, minerais podem ser dissolvdos e desaparecer ou reprecipitar como cimento ou mudando a forma dos grãos para responder às pressões atuantes na rocha. Novos minerais podem ser formados, seja como cimento seja como grãos. Análise - Procedimentos gerais No presente curso estudaremos as rochas sedimentares de duas maneiras principais: em amostras de mão e através do microscópio. Abaixo listamos alguns dos procedimentos mais comuns envolvidos nessas duas análises. A – No campo As rochas sedimentares revelam sua real amplitude no campo, onde as relações laterais e verticais podem estar visíveis, e onde as estruturas aparecem em toda sua extensão. Inicialmente é necessário identificara litologia com relação à sua cor, composição, granulometria, textura e conteúdo fóssil. As estruturas devem ser observadas com atenção, em especial aquelas que apresentem indicações de paleocorrentes. Essas observações devem ser feitas no corte ou em amostras de mão, utilizando-se de lupas, ácido, imã, etc. A cor pode ser indicativa do conteúdo em matéria orgânica (com cores variando do cinza ao preto, indicando aumento do conteúdo de material orgânico), e do estado de oxidação do ferro, com o ferro ferroso (2+) dando cores verdes, e o ferro férrico (3+) com cores vermelhas (para a hematita), ou amarelo e laranja (para limonita- goethita). A textura deve incluir a determinação da granulometria mais comum, o arredondamento dos grãos, a seleção, o tipo de contato entre os grãos (se for possível distinguir), e se há alguma orientação preferencial desses grãos. A composição deve incluir: Se for um arenito siliciclástico, as proporções entre quartzo, feldspato e os fragmentos de rocha. Se for um calcário calcítico (que ferve com o ácido), identifique seus componentes (bioclastos, oóides, ou pelóides. Se é um lamito, será um argilito se não apresentar fissílidade ou um folhelho, caso contrário. Se for um calcário dolomítico ferverá pouco com o ácido e apresentará má preservação dos componentes originais (presentes no calcário calcítico). Se for um conglomerado observe se monomítico ou polimítico (composição dos fragmentos), se ortoconglomerado ou paraconglomerado (pela relação de contato entre os fragmentos). B – No microscópio As rochas sedimentares, ao contrário da maioria das rochas ígneas e metamórficas, podem apresentar comumente uma grande variação na granulometria em áreas pequenas, às vezes, em uma lâmina petrográfica podemos ver grãos que ocupam 8 todo o campo visual do microscópio ao lado de outras que mal podem ser distinguidas com o aumento máximo. Para entender para “o que” estamos olhando, e não fazer inferências equivocadas, é altamente recomendável observar a lâmina inicialmente contra a luz observando as variações granulométricas o fabric dos grãos (orientações preferenciais), relações entre os grãos, e mesmo estruturas de pequena escala, elementos que podem passar despercebidos com a observação direta através do microscópio. Desse modo podem ser notados grandes fósseis em meio a lamas carbonáticas, seixos em meio a substratos arenosos, laminações cruzadas ou paralelas e variações granulométricas, do mesmo modo que fraturas preenchidas por cimentação. Um dos procedimentos fundamentais para o estudo petrográfico de rochas sedimentares é a determinação do diâmetro dos grãos, isso pode ser feito com base no tamanho do campo visual de cada uma das lentes objetivas. Na maioria dos microscópios petrográficos comuns (caso dos utilizados no curso), o campo de menor aumento (4X) tem dimensão (diâmetro) de 5 mm, o aumento seguinte (objetiva de 10X) tem diâmetro de 3 mm, a objetiva de 20 X, diâmetro de 1,5 mm e a objetiva de 40X, de 0,75 mm. As dimensões dos grãos podem ser calculadas comparando-se o tamanho dos grãos com o tamanho do campo visual, conforme mostra a figura 1.3. A contagem, ou pelo menos a avaliação das proporções de grãos é fundamental em qualquer estudo petrográfico de rochas sedimentares através do microscópio. Isso é feito para classificar a amostra do ponto de vista textural e mineralógico. A contagem de espécies minerais é procedimento comum, mas, nas rochas sedimentares clásticas, a contagem de grãos com dimensões diferentes chega a ser mais importante que a mineralogia. Descrições de como tais contagens ou avaliações visuais podem ser feitas são descritas mais adiante. A figura A0, mostrada no anexo é uma figura clássica para estimativas de percentagens, que pode ser usada em várias situações. Figura 1.3 – Esquema que mostra a maneira de estimar a dimensão de um grão: No primeiro esquema temos o campo de visão de 5 mm de diâmetro, o grão situado no centro tem cerca de ¼ da dimensão do campo, portanto, 1,25 mm. O segundo esquema represenda uma visada com objetiva de aumento maior, deixando o campo com 2 mm, as dimensões do grão podem ser desse modo melhor estimadas como próximas de 1,5 mm. 9 Descrevendo sedimentos e rochas sedimentares em lâminas – indicações gerais: 1) EXAME PRELIMINAR Antes de colocar a lâmina no microscópio, observe-a contra a luz e anote qualquer feição que possa ser observada. Pode ser fácil observar laminações, tamanho dos grãos, cor, seleção e outras feições. Use uma lente de aumento se necessário. 2) COMPOSIÇÃO Mineralogia dos grãos – Para cada mineral principal presente, faça uma lista breve de suas propriedades de identificação (descrições completas dos minerais não são necessárias), de o nome e a porcentagem estimada (como percentagem do total dos grãos – não da rocha). Os minerais estão frescos ou alterados? Liste rapidamente os minerais acessórios (não perca tempo descrevendo minerais que ocorrem como um ou dois grãos em toda a lâmina). Para grãos carbonáticos – descreva brevemente e identifique os diferentes tipos: esqueletais (fósseis), oóides, intraclastos, pelóides/peletes, etc. Para os fragmentos fósseis, observe as características para identificar o grupo ao qual eles pertencem. Estime a percentagem dos diferentes tipos de grãos. Os grãos mostram evidências de modificação: furos, envelopes micríticos, recristalização, dolomitização? Fragmentos de rochas – identifique suas feições e dê seu nome. Matriz e cimento – qual o material entre os grãos? É um material sedimentar fino (matriz) ou um material cristalino (cimento). Cite as propriedades que identificam e o nome dos minerais do cimento ou matriz; estime a percentagem de matriz, arcabouço, cimento e poros (como porcentagem do total da rocha). Descreva a forma do cimento, ex. em franja, fibroso, crescimento sintaxial, preenchimento de poros, etc. Em calcários dê atenção especial à distinção entre matriz micrítica e calcita cristalina mais grossa: é a calcita cristalina um cimento verndadeiro (esparito), ou é de substituição (esparito neomórfico)? Use as lentes de maior aumento quando examinando o material mais fino. 3) TEXTURA Várias propriedades texturais de rochas sedimentares são melhor definidas através de seus extremos (ex.: areia fina a média; grãos subangulares a subarredondados). Se várias camadas ou laminações estão presentes em uma lâmina, elas podem apresentar diferentes propriedades texturais – descreva-as individualmente. Tamanho dos grãos – extremos dos tamanhos dos grãos Seleção Forma dos grãos – esfericidade (são grãos equidimensionais, alongados, etc.) Arredondamento e extremos do arredondamento Sustentação – a rocha é grão ou matriz-sustentada? (Lembre-se que em lâminas, quando os grãos estão próximos o suficiente, devem estar em contato quando observados em 3D). Contato entre os grãos – Os contados são tangenciais, longos, côncavo-convexos ou suturados? Porosidade – estime a porcentagem do espaço vazio. Orientação – os grãos alongados têm uma orientação preferencial (ex.: paralelos a laminação, imbricados; conchas orientadas com a convexidade para cima)? Estruturas sedimentares – laminação, preenchimento geopetal, furos, etc. Outras feições – ex.: veios, estiliólitos. 10 4 – NOME DA ROCHA A rocha é terrígena clástica (siliciclásticas), vulcanoclástica ou carbonática? Para as rochas siliciclãsticas use a classificação de arenitos de Dott. Para calcários, use as classificações de Folk e de Dunham. Use adjetivos apropriados para qualificar a rocha, ex.: quartzo-arenito fino glauconítico; arenito carbonático (graisntone) bioesparítico crinoidal; arenito conglomerático a calcário. (Explicações para osnomes: O quartzo-arenito fino glauconítico representa uma rocha siliciclástica formada por mais de 90% de grãos de quartzo, com grãos de glauconita, uma argila marinha verde; o grainstone bioesparítico crinoidal seria uma rocha carbonática de granulação areia, com os clastos formados principalmente por grãos esqueletais de crinóides – equinodermo – em cimento esparítico.; o arenito conglomerático com seixos de carbonatos é uma rocha siliciclástica de granulação predominante areia, com seixos de rocha carbonática). 5 – DEPOSIÇÃO Através da descrição da lâmina deve ser possível obter informações gerais que permitam inferir as condições de transporte e deposição. Não tente levar as conclusões para muito longe – há um limite razoável para as interpretações que podem ser feitas a partir de uma única lâmina! Exemplo, a granulometria pode ser usada para estimar os níveis de energia; a mineralogia e a maturidade textural podem indicar a distância de transporte e a importância do retrabalhamento; a presença de um grupo fóssil em particular pode indicar a salinidade, a luminosidade, a profundidade e/ou a idade do ambiente deposicional. 6 – DIAGÊNESE Deve ser possível comentar as condições e a história da diagênese da rocha sedimentar estudada, por exemplo, a natureza dos contados entre os grãos e a proporção da porosidade podem indicar o grau de soterramento, ou se a cimentação ocorreu antes ou depois do soterramento; diferentes tipos de cimento carbonátio podem sugerir diagênese por água marinha ou doce; solução ou corrosão de grãos de quartzo ou carbonato podem indicar o pH durante o processo de diagênese; a natureza e a distribuição dos argilominerias podem sugerir a destruição de minerais silicáticos instáveis; as relações de diferentes feições diagenéticas pode permitir que se interprete a seqüência dos eventos diagenéticos. 11 SEGUNDA PARTE – ROCHAS SILICICLÁSTICAS TERRÍGENAS A – Descrição Arcabouço e matriz As rochas siliciclásticas terrígenas podem ser descritas como formadas por quatro constituintes: clastos do arcabouço, clastos da matriz, minerais de cimentação e poros. Qualquer um desses elementos pode estar ausente em uma dada rocha siliciclástica. Matriz e arcabouço são grãos terrígenos (derivados da erosão) de diferentes dimensões relativas, a matriz é mais fina e o arcabouço mais grosso, mas como determinar o limite entre os dois? Temos dois parâmetros que podem ser aplicados: Primeiro descritivo ou absoluto: os grãos que constituem o arcabouço têm dimensões iguais ou maiores que 0,0312 mm (ou 1/32 de milímetro), correspondendo a granulação de silte grosso (ver abaixo). Em outras palavras, o arcabouço é composto pelos fragmentos que são individualizáveis sob o microscópio. Os grãos mais finos (siltes e argilas) constituem a matriz. Segundo parâmetro textural ou relativo; dizemos que a matriz é a parte da rocha que fica situada entre os grãos do arcabouço, ocupando os espaços deixados entre estes. A matriz pode ter se colocado no mesmo momento que os clastos do arcabouço OU penetrado tardiamente no fabric formado pelo arranjo dos grãos do arcabouço. Essa confusão é, em parte, resultado de um problema de tradução. Em inglês temos os termos matrix e o termo groundmass, ambos são muitas vezes traduzidos como matriz. A matrix seria o equivalente à definição descritiva ou absoluta, apresentada acima, e o groundmass aplicável nas situações em que o material relativamente mais fino tem granulometria superior à de silte. Por esse motivo e porque, na prática, o conceito genético é de utilização arbitrária, é preferível denominar matriz apenas ao material mais fino que silte grosso (=matrix). Para o material relativamente mais fino que o arcabouço podemos usar o termo substrato (= groundmass), e incluí-lo também entre o arcabouço quando necessária sua computação em termos percentuais. Desse modo seria incorreto dizer que uma rocha sedimentar é um conglomerado com matriz arenosa, mas sim que é um conglomerado com substrato arenoso (uma rocha que têm como principal componente fragmentar seixos ou blocos e, preenchendo os espaços entre estes, ocorrem fragmentos com granulometria de areia). 2 - Clastos do arcabouço É o tamanho da maioria dos clastos do arcabouço que irá definir a designação da rocha, segundo a tabela 2.1. Na prática, o estudo de rochas sedimentares ao microscópio está limitado, por um lado, àquelas com fragmentos menores que 1 cm (10 mm ou Φ menor que –3,5) e àquelas com diâmetro maior que 0,01562 mm (ou seja, Φ maior que +6), em outras palavras: entre a granulometria de seixos médios e de silte grosso, para o limite maior, os grãos individuais podem cobrir todo o campo de visão da objetiva e para o limite inferior, os grãos tornam-se indistinguíveis, mesmo com o aumento máximo da maioria dos microscópios petrográficos. Desse modo, podemos dizer que a petrografia de rochas sedimentares concentra-se no estudo dos arenitos (rochas com granulação areia, com Φ entre +5 e 0). 12 Classe granulométrica Diâmetro mínimo em milímetros Diâmetro ΦΦΦΦ Nome da rocha Matacões muito grandes 2048 -11 Matacões grandes 1024 -10 Matacões médios 512 -9 Matacões pequenos 256 -8 Blocos grandes 128 -7 Blocos pequenos 64 -6 Seixos muito grossos 32 -5 Seixos grossos 16 -4 Seixos médios 8 -3 Seixos finos 4 -2 Seixos muito finos (grânulos) 2 -1 Rudito, brecha, conglomerado, rocha rudácea Areias muito grossas 1 0 Arenito muito grosso Areias grossas ½ (0,5) +1 Arenito grosso Areias médias ¼ (0,25) +2 Arenito médio Areias finas 1/8 (0,125) +3 Arenito fino Areias muito finas 1/16 (0,0625) +4 Arenito muito fino Siltes grossos 1/32 (0,03125) +5 Siltes médios 1/64 (0,01562) +6 Siltes finos 1/128 (0,0078) +7 Siltes muito finos 1/256 (0,0039) +8 Siltito Argilas Menor que 1/512 +9 Argilito, folhelho Tabela 2.1 – Escala e classes granulométricas propostas por Wwentworth. A escala “fí” (Φ) é calculada com base na fórmula: Φ = -log2d. Onde d é o diâmetro dos grãos em milímetros. Essa transformação permite representar às sucessivas granulometrias, que são logarítmicas, de maneira linear. 3 - Seleção e diâmetro médio Em geral os arenitos apresentam uma certa variação no tamanho dos grãos que as compõe, variação essa que não tem motivos para respeitar os limites escolhidos arbitrariamente pelo homem, de modo que a determinação das dimensões de um único grão não representa a rocha em seu conjunto, é necessária a contagem de pelo menos “alguns” grãos para se fazer uma aproximação estatística do diâmetro médio dos grãos constituintes do sedimento. Vários métodos podem ser utilizados para essa estimativa, grosso modo, quanto maior for o número de grãos medidos, mais preciso será o valor estimado (aconselha-se pelo menos 300 grãos por lâmina, uma atividade que consome muito tempo). Mas, antes de qualquer medida, deveríamos estimar uma outra propriedade das rochas siliciclásticas: a seleção granulométrica. Estatisticamente ela representa o desvio padrão da população de grãos da média de suas dimensões, quanto mais variada a dimensão dos grãos individuais, maior será o desvio e pior será a seleção. Para a estimativa da seleção de uma amostra existem vários diagramas de comparação visual, mostrados na figura A1, A2 e A3 (nos anexos). Embora menos precisa que a contagem de centenas de grãos individuais, é opção mais adequada em estudos iniciais ou aqueles para os quais se disponha de pouco tempo. Estabelecida a seleção da rocha, devemos avaliar quais as populações de grãos presentes. Geralmente, uma rocha muito bem selecionada pode ser considerada como possuindo uma única faixa granulométrica largamente predominante. Uma rocha menos selecionada pode apresentar várias populações diferentesde grãos. Os exemplos da figura 2.1 demonstram esse aspecto. A estimativa do diâmetro modal (aquele mais comum, e não o médio, que pode não ter um significado genético) deve ser feita a partir de uma amostragem mínima de grãos. Para obtermos uma amostra representativa, devemos medir e contar os grãos, seguindo algum critério de amostragem ao acaso. Pode-se, por exemplo, posicionar aleatoriamente a lâmina em uma dada posição sob a objetiva, e medir todos os grãos situados em um dos quadrantes definidos pelo retículo da ocular, por 13 exemplo o quadrante superior esquerdo. Em seguida, a lâmina é reposicionada novamente ao acaso, e medem-se todos os grãos do mesmo quadrante usado na primeira observação(ver figura 2.2). Esse procedimento deve ser repetido um certo número de vezes para se obter uma amostra de tamanho mínimo: dez visadas para amostras bem ou muito bem selecionadas, 20 para as amostras com seleção moderada, e 30 para aquelas pobremente ou muito pobremente selecionadas. Note que sedimentos muito grossos, mesmo quando observados com o menor aumento, terão um número menor de grãos avaliados que os sedimentos mais finos. As medidas individuais dos grãos devem ser comparadas para que se determine qual a medida predominante, esta deve ser considerada como igual ao diâmetro predominante na amostra. Uma maneira mais rápida, embora menos precisa, é a de escolher pela observação, aqueles grãos mais comuns em uma dada visada, considerando-os como representativos da população mais comum. Bastaria então medir um desses grãos para determinar o diâmetro dos grãos mais representativos. Observem que rochas sedimentares silissiclásticas podem apresentar mais de uma moda, ou seja, apresentar duas ou mais populações representativas. Nesse caso, cada uma delas deve ser medida separadamente. A média pode ser estimada pelo seguinte procedimento: Contam-se os grãos situados sob a linha do retículo leste-oeste do microscópio, incluindo aí aqueles parcialmente cortados pela linha. Divide-se o diâmetro da ocular pelo número de grãos contados, obtendo-se assim o diâmetro médio desse conjunto de grãos. Esse procedimento pode ser repetido algumas vezes, por exemplo, contando-se o número de grãos também no sentido norte-sul, para se obter um valor mais representativo. É ainda muito importante observar se a lâmina apresenta alguma variação sistemática no tamanho dos grãos: se existem níveis mais grossos e níveis mais finos, se a granulação aumenta ou reduz-se sistematicamente em uma dada direção, Figura 2.1 – Exemplos de arenito mal selecionado (a esquerda) e de arenito bem selecionado (direita). Na primeira foto podemos observar a presença de uma população de grãos maiores, em torno de 0,2-0,3 mm; uma intermediária, com diâmetros médios de 0,15 mm; e uma menor com 0,04- 0,07 mm. No arenito melhor selecionado observamos uma população de grãos com média de 0,25 mm e uma pouco menor com 0,10-0,15 mm. Idealmente, em um estudo petrográfico detalhado, as porcentagens de cada uma dessas populações deveria ser estimada por contagem. 14 etc. Esse modo de variação da granulometria deve ser levado em conta na descrição da amostra, e o tamanho dos grãos deve ser estimado para cada uma das camadas identificadas. Também é importante assinalar se a modificação se faz de maneira brusca ou gradual. Essas são feições deposicionais, que, algumas vezes podem ser observadas também em amostras de mão ou no afloramento. Figura 2.2 – Esquema de contagem de grãos em um quadrante do campo visual da lâmina, representando duas visada em posições diferentes de uma mesma lâmina. Tomando o quadrante superior direito com área de contagem, teremos que, na primeira visada temos 9 grãos grandes, 3 médios e 16 pequenos (32,3%; 10,7% e 57%, respectivamente); na segunda visada, usando o mesmo quadrante, temos: 8 grãos maiores, 6 médios e 12 pequenos (30,8%; 23% e 46,2%). Na média dessas duas contagens podemos dizer que 51% dos grãos são pequenos, 16,5 médios e 31,55 grossos. 4 – Forma, esfericidade e arredondamento Os clastos terrígenos têm sua morfologia ligada a três fatores principais: - Mineralogia ou litologia da qual são constituídos; - Forma que os grãos tinham nas rochas das quais se originaram; - Tipo e distância do transporte. A forma do grão nos sedimentos é essencialmente uma herança de sua forma na área fonte. Fragmentos de rochas anisótropas (xistos e sedimentos) e de minerais com planos de clivagem bem definidos (feldspatos, por exemplo), tenderão a manter essa anisotropia (e serão destruídos mais facilmente por apresentarem tais planos de fraqueza). Já os fragmentos mais isótropos (rochas graníticas não deformadas, cristais de quartzo) serão desgastados com mais dificuldade, mas de maneira mais homogênea, produzindo grãos com tendência mais eqüidimensional. Quanto maior a distância pela qual for arrastando o clasto, mais ele será desgastado, mas também devemos levar em conta o tipo de meio no qual o transporte ocorre: meios mais viscosos, como deslizamentos de lama tendem a proteger mais o grão dos choques, ao contrário de meios mais fluídos, como o vento e a água corrente. Alguns minerais não resistem a grandes transportes, sendo, por isso, eliminados. Trataremos desse aspecto ao falar da composição mineralógica dos clastos. A forma dos clastos pode ser definida com base nas proporções entre três eixos perpendiculares, L (=A), I (=B), C (=C), respectivamente Longo, Intermediário e Curto. Na figura 2.3, vemos como essas relações definem quatro formas gerais de clastos: equidimensional, ou esférica, tabular ou discóide, laminar e em bastão. 15 Essas definições de forma estão fortemente associadas a outro parâmetro: a esfericidade. No microscópio vemos apenas duas dimensões, cortadas arbitrariamente em relação aos três eixos. Apenas duas formas seriam definidas: clastos mais circulares (eqüidimensionais) ou clastos mais elípticos (ou alongados), por isso, deveríamos usar o termo circularidade ao invés de esfericidade. A superfície dos clastos, quando muito desgastada, tende a adquirir uma menor irregularidade, ou aspereza. Denominamos tal propriedade arredondamento. Arredondamento e esfericidade podem ser avaliados com base em comparação visual, através de diagramas como os mostrados nas figuras A4, A5, A6, A7 e A8 (no anexo). 5 – Maturidade textural Seleção, forma, arredondamento, esfericidade e proporção da matriz são parâmetros diretamente relacionados com o processo de transporte sofrido pelos sedimentos, de modo que definem o grau de MATURIDADE TEXTURAL da rocha sedimentar terrígena. O processo de transporte do material terrígeno atua, em um primeiro momento, na eliminação das partículas finas da matriz. Tempo e distância maiores de transporte são necessários para a seleção dos grãos. Finalmente, os grãos vão ser arredondados com um transporte ainda maior. Do ponto de vista das informações obtidas pela petrografia, podemos considerar que uma rocha com “muita” matriz (>5%) terá sido pouco transportada, portanto será imatura. Já uma rocha com menos de 5% de matriz e com os clastos do arcabouço com seleção moderada ou menor, deverá ser classificada como submatura. Rochas com seleção melhor, boa a muito boa, mas com os grãos predominantemente angulosos a subangulosos, será matura. Se essa mesma rocha apresentar os clastos arredondados a subarredondados, ela será classificada como supermatura. Os procedimentos de avaliação da maturidade textural estão esquematizados na figura 2.4. Figura 2.3 – Classificação de forma dos seixos segundo o esquema de Zingg (1935). Note que os sólidos, representando esquematicamente seixos de diferentes formas, têm o mesmo grau de arredondamento (nulo). A = Eixo mais longo do grãoB = Eixo intermediário C = Eixo mais curto Outras designações comuns para essas formas: Tabular = Discóide Equdiemsional = Esférico Laminar = Laminar Prolato = Elíptico 16 6 – Composição O passo seguinte trata da identificação e descrição da mineralogia dos clastos presentes no arcabouço das rochas siliciclásticas terrígenas. Praticamente qualquer mineral pode estar presente como fragmento em uma rocha terrígena, entretanto, certos minerais são muito mais estáveis que outros no ambiente sedimentar. A abundância de um determinado mineral em uma rocha sedimentar irá depender de sua disponibilidade na área fonte e em sua estabilidade física e química às condições do meio de transporte e do ambiente deposicional. Com relação à estabilidade química, temos a seguinte ordem decrescente de estabilidade para os principais minerais: Quartzo, rutilo, turmalina, zircão Chert Muscovita Microclínio Ortoclásio Plagioclásio Hornblenda, biotita Piroxênio Olivina Figura 2.4 - Esquema da seqüência de determinações para a classificação da maturidade textral de sedimentos terrígenos clásticos. Fragmentos de rochas : Ou fragmentos líticos, são raros em arenitos, pois na granulação areia os grãos tendem a ser compostos por minerais individuais. Em conglomerados são muito mais comuns. Pode-se classificar os fragmentos líticos em: - de rochas sedimentares finas (Ls) – siltitos, pelitos, folhelhos; - de rochas metassedimentares finas (Lm) – ardósia, micaxisto; - de rochas sedimentares silicosas, geralmente registrados como grãos de quartzo policristalino (Qp) – chert; - de rochas ígneas, particularmente vulcânicas (Lv). Conteúdo de matriz lamítica >5% <5% Seleção Arredondamento σ>0,5Φ moderada ou pior σ<0,5Φ boa ou melhor IMATURO SUBMATURO MATURO SUPERMATURO Subangular <3,0 r Arredondado >3,0 r 17 Quartzo: Mineral mais comum nas rochas terrígenas, em média perfaz 65% dos clastos do arcabouço, podendo chegar, em algumas rochas a 100%. Por sua resistência os grãos de quartzo podem ser muito retrabalhados, sendo que, em rochas recentes, parte do quartzo presente é derivado de outras rochas sedimentares, que por sua vez também os herdaram de rochas sedimentares anteriores. Mas a maioria dos grãos de quartzo é originada de rochas graníticas, de gnaisses ácidos ou de xistos. Podemos distinguir variedades óticas de quartzo, que refletem sua origem. Grãos de quartzo monocristalino, são aqueles compostos por um único cristal de quartzo, geralmente são os grãos mais comuns; já nos grãos policristalinos temos que cada clasto é formado por dois ou mais cristais de quartzo, para a interpretação da origem dos sedimentos, é importante identificar se esses grãos policristalinos são formados por dois ou três cristais ou por mais de três cristais individuais. Outra informação que deve ser obtida na análise do quartzo policristalino é o tipo do contato entre os cristais individuais: se suturado, reto ou irregular. Outra característica ótica importante dos grãos de quartzo é o caráter de sua extinção, podendo apresentar extinção Simultânea (ou completa) quando todo o grão se extingue uniformemente em uma dada posição, ou ondulante quando a extinção ocorre em partes do cristal, e “corre” através deste a medida que giramos a platina mais de 5º. O grau de “ondulação” da extinção nos informa a respeito das tensões às quais os cristais foram submetidos na área fonte. Um terceiro elemento a ser observado com atenção é a presença e o tipo de inclusões nos cristais de quartzo. São comuns em alguns tipos de quartzo e mais raras em outros, dependendo de sua origem. Tanto vacúolos, espaços preenchidos com fluídos, com aparência marrom ou negra sob luz transmitida, quanto pequenos cristais de outros minerais (rutilo, mica, clorita, magnetita, zircão e turmalina), podem estar presentes. A combinação desses elementos presentes nos cristais de quartzo pode sugerir qual a área/rocha fonte do sedimento. Podemos ver como tais características podem ser atribuídas a diferentes fontes nas figura 2.5 e 2.6 e na tabela 2.2. Algumas feições do quartzo podem ser diagnósticas: - Grãos de quartzo derivados de rochas vulcânicas são tipicamente monocristalinos, com extinção Simultânea e livres de inclusões e, embora sejam comuns as bordas corroídas, costumam ocorrer com uma ou duas terminações em pinacóide; - Grãos de veios hidrotermais podem ser monocristalinos ou policristalinos grossos, possuindo uma grande quantidade de vacúolos preenchidos por fluídos; - Grãos de fontes metamórficas geralmente são policristalinos com muitos grãos, geralmente alongados e como orientação cristalográfica preferencial; - Tanto os grãos metamórficos quanto os ígneos plutônicos apresentam extinção ondulante. Feldspatos: São minerais comuns em rochas sedimentares, representando de 10 a 15 %, mas podendo chegar a 50% em arcóseos. Os feldspatos são menos resistentes física e quimicamente se comparados com o quartzo. Uma característica distintiva dos grãos de feldspato em arenitos, é exatamente a presença da superfície alterada, dando-lhe uma aparência de nublada, com a presença de pequenos cristais de sericita (mica de alta birrefringência) sobre os grãos geralmente angulosos a subangulosos. Os feldspatos potássicos (microclíneo e ortoclásio) são mais comuns que os plagioclásios por dois motivos: primeiro a maior estabilidade química dos primeiros, sendo que é muito comum a alteração dos plagioclásios na área fonte e sua conversão em argilas, e segundo por que as áreas fontes mais comuns são geralmente mais ricas em feldspatos potássicos (granitóides) do que em plagioclásios (estes mais comuns em terrenos vulcânicos e nos oceanos). 18 O microclíneo é facilmente reconhecido em lâminas por sua geminação cruzada, mas o ortoclásio é facilmente confundido com o quartzo, diferenciando-se apenas por sua superfície alterada. Os plagioclásios são geralmente reconhecidos pela presença de geminação polissintética, sendo a albita (sódica) mais comum que a anortita (cálcica), pelos mesmos motivos da maior abundância dos feldspatos potássico, e pela comum transformação da anortita em albita durante a diagênese dos sedimentos. Os feldspatos também apresentam características distintivas de suas áreas fontes. Diferentes tipos de zoneamento podem ser observados, sendo mais comum em feldspatos de rochas vulcânicas. Feldspatos piroclásticos tendem a ser anaedrais, comumente quebrados. Pertitas refletiriam fontes plutônicas. Os feldspatos são fortes indicadores das condições de alteração e de erosão da área fonte. Climas úmidos tendem a destruir quimicamente aos feldspatos, que se preservam melhor em regiões áridas, sendo geralmente frescos. Já condições de erosão acelerada também preservam os feldspatos, mas nesse caso, eles podem ocorrer como frescos ou alterados. Tabela 2.2 - CLASSIFICAÇÃO GENÉTICA DOS TIPOS DE QUARTZO PRESENTES EM ROCHAS SEDIMENTARES: Tipo Genético Extinção Inclusões Forma Esquema COMUM Simultânea a levemente ondulante Alguns vacúolos; poucos micrólitos Sub-euedral a Xenomórfico VULCÂNICO Simultânea Limpo: sem inclusões. Cristais bipirâmidais a hexagonais, arestas retas e cantos arredondados; embainhamentos (reentrâncias). DE VEIOS Ondulante, estruturas em pente Abundantes vacúolos; alguma clorita, vermicular; cadeias de poeira Cristais grandes; forma cristalina de incipiente a perfeita; grãos semi-compostos e cizalhados. METAMÓRFICOS RECRISTALIZADOS Simultânea e fracamente ondulante; unidades compostas Alguns micrólitos e vacúolos Mosaicos de grãos equidimensionaiscom contatos retos METAMÓRFICO XISTOSO Simultânea a fracamente ondulante Micas Grãos alongados compostos com contatos retos METAMÓRFICOS ESTIRADOS Fortemente ondulante Alguns micrólitos e vacúolos Cristais individuais alongados e lenticulares Micas e minerais de argila: São presenças comuns na matriz de arenitos e de sedimentos mais grossos, além de ser os principais componentes de rochas pelíticas. Biotita e, especialmente, muscovita, são minerais detríticos comuns, que tendem a se concentrar no plano de acamamento, porém, quando em pequenas quantidades, restringem-se a placas isoladas em meio aos grãos de quartzo e feldspatos, destacando-se por suas cores de birrefringência mais altas da muscovita e pelas cores castanhas a verdes com pleocroísmo da biotita. Quando em cortes que apresentam sua face maior, (001), 19 pequenas áreas alteradas, com birrefringência mais alta, comumente chamadas “olhos de pássaro” (“birds-eyes”) são características da biotita. Figura 2.5 – Classificação genética dos tipos de grãos de quartzo presentes nas rochas sedimentares silissiclásticas. Os argilo-minerais são tanto detríticos quanto autigênicos, sendo as diversas espécies difíceis de identificar por meios óticos. Os melhores resultados podem ser obtidos por meio de microscópio eletrônico de varredura e por difratometria de raios- X. Entre as várias espécies de argilo-minerais, as principais podem estar presentes nos arenitos: caolinita, ilita, clorita, esmectitas e argilas de camadas mistas. As argilas detríticas refletem a geologia da área fonte e o clima que produziu o intemperismo. A diagênese pode transformar certos minerais de argila em outros (podendo ser esse inclusive um critério de identificação do grau diagenético), ou pode acelerar a formação de argilo-minerais a partir de fragmentos alterados de outros minerais, particularmente do feldspato. A clorita, por exemplo, é geralmente formada como 20 substituta de grãos de rochas vulcânicas. Em muitos arenitos, boa parte da matriz é na verdade formada pela compactação e alteração de grãos instáveis. Figura 2.6 – Abundância relativa de grãos de quartzo detríticos monocristalinos e policristalinos em areias holocênicas derivadas de fontes plutônicas e metamórficas conhecidas. Não ondulatório = cristais de quartzo com extinção Simultânea; Ondulatório = cristais de quartzo com extinção ondulante; Policristalino – 2 a 3 = grãos policristalinos com 2 ou três cristais; Policristalino > 3 = grãos policristalinos compostos por mais de 3 cristais. Minerais pesados: Geralmente esses minerais acesórios representam menos de 1% do arcabouço das rochas terrígenas. São principalmente silicatos e óxidos, principalmente entre os mais resistentes ao intemperismo e a abrasão mecânica. Minerais pesados não opacos mais comuns são apatita, epídoto, granada, rutilo, estaurolita, turmalina e zircão. As principais feições desses minerais são apresentadas na tabela 2.3 e na chave de identificação de minerais pesados. Entre os minerais pesados opacos são comuns a magnetita e a ilmenita. Por ocorrerem em pequena quantidade na rocha, os minerais pesados são melhor estudados quando separados desta e concentrados por meio de líquidos pesados (como o bromofórmio), nos quais os minerais leves (quartzo, feldspato) flutuam e os pesados afundam. Os minerais pesados são usados comumente para a indentificação das áreas fontes das rochas sedimentares, a proporção entre os três minerais pesados mais resistentes: zircão, rutilo e turmalina, é um índice especialmente útil (índice ZTR). Granada, epídoto e estaurolita são típicos de fontes metamórficas; rutilo, apatita e turmalina, indicam fontes ígneas. As transformações tectônicas e erosivas pelas quais passam as áreas fontes podem ser registradas pelo conteúdo de pesados nos sucessivos estratos de uma dada sucessão sedimentar. Em ordem de estabilidade química crescente os principais minerais pesados são: Olivina Sillimanita Piroxênio Esfeno Andalusita Anfibólio Epídoto Cianita Estaurolita Apatita Granada Zircão Turmalina Rutilo 0% 25% 50% 75% 100% Plutônica Metamórfica de alto grau Baixo grau Não ondulatório Ondulatório Policristalino - 2 a 3 Policristalino >3 21 Zircão – ZrSiO4 – tetragonal Incolor ou pálido, com altos relevo e birrefringência, extinção paralela Turmalina – NaFe3B3Al3(OH)4(Al3Si6O27) – hexagonal Pleocróico, marrom, verde, alto relevo, birrefringência média, extinção paralela Rutilo – TiO2 – tetragonal Amarelo - marrom – vermelho – opaco, relevo e birrefringência muito altos, extinção paralela Apatita – Ca5(PO4)3F - hexagonal Incolor, relevo moderado, birrefringência fraca, extinção paralela Granada – Fe3Al2(SiO4)3 – cúbico Incolor, rosa-marrom pálido, alto relevo, isótropo Estaurolita – 2Al2Si2O5.Fe(OH)2 – ortorrômbico Amarelo, pleocróico, alto relevo, baixa birrefringência, extinção paralela Epídoto – Ca2(Al,Fe)3(OH)(SiO4)3 - monoclínico Amarelo-verde pleocróico, relevo alto, birrefringência moderada, extinção paralela Tabela 2.3 – Esboço dos sete minerais pesados mais comuns, com suas formas e propriedades óticas principais. 22 6 – Cimento O terceiro componente de uma rocha sedimentar é o cimento, material tardio em relação ao arcabouço e à matriz. É formado durante a diagênese, podendo ser precoce ou tardio, inclusive com a presença de várias gerações de cimento que respondem às mudanças químicas e físicas ocorridas no ambiente da diagênese. Os principais tipos de cimento são o carbonático, o silicoso, o ferruginoso (limonítico ou hematítico), argiloso, o fosfático e o sulfato de cálcio (anidrita). O reconhecimento do cimento passa pela análise de suas propriedades óticas, tais como cor, birrefringência, assim como da morfologia dos cristais. Adicionalmente, o cimento precisa ser distinguido da matriz, algo que nem sempre é fácil, especialmente no caso do cimento/matriz argilosos. Como regra geral, os cimentos apresentam padrões de crescimento de seus minerais, enquanto a matriz tende a ser desorganizada. Embora citado em alguns livros, o cimento não tem granulometria mais fina do que a matriz, muitas vezes o oposto é observado. Um procedimento para o reconhecimento dos cimentos é apresentado no diagrama da figura 2.7. Figura 2.7 – Diagrama para a determinação do material inter-arcabouço. Deve-se inciar identificando se o material é opaco ou não, se opaco trata-se de cimento ferruginoso, dependendo da cor (da rocha ou da lâmina), poderá ser hematítico, limonítico ou chamosítico. Se não for um material opaco, poderá ser colorido ou incolor, se colorido, a opção mais comum será que se trata de material argiloso, deverá então se determinar, por meio da textura se se trata de matriz ou de cimento. Se incolor, o material deverá ser diferenciado com base em sua birrefringência, com alta (altíssima) birrefringência para os carbonatos e baixa para a sílica. 7 – Maturidade composicional Arenitos imaturos composicionalmente, apresentam muitos grãos alteráveis: fragmentos de rochas instáveis, feldspatos, etc. Uma rochas sedimentar com maior volume de grãos de quartzo ou de fragmentos de rochas silicosas (cherts, quartzitos) e com alguns feldspatos, é considerada como matura. Não Fibrosa, radiada Muito alta Baixa Sim Preto, marrom, vermelh o Verde Incolor Textura? Birrefringência? Ferruginoso Argiloso Silicoso Carbonático Hematítico Limonítico (±±±± hematita) Chamosítico Crescim. secundário ChertCor? Amarelo, laranja Colorido Cor? Textura? Quartzo normal Fibrosa, organizada Caótica, “suja”, desorganizada Cimento argiloso Matriz argilosa Opaco? INÍCIO 23 Quando quase a totalidade dos clastos são quartzosos, temos um sedimento supermaturo. É comum usar a relação entre quartzo+chert / feldspatos (eventualmente junto com fragmentos de rochas graníticas) / fragmentos de rochas como índice para determinar a maturidade composicional da rocha sedimentar. Uma rocha terrígena que apresente mais de 90% de seus clastos do arcabouço compostos por grãos estáveis é supermatura, entre 70 e 90% matura, entre 70 e 40% submatura e abaixo de 40%, imatura. 8 – Classificação de rochas sedimentares siliciclásticas terrígenas A classificação correta de rochas sedimentares terrígenas, especialmente de arenitos, depende da contagem e estimativa percentual sistemática de seus componentes. A maioria das classificações pode ser expressa na forma de diagramas triangulares (ver exemplos na figura 2.8. Uma classificação muito utilizada que leva em conta a maturidade composicional do arenito é a que relaciona as proporções entre grãos de quartzo, de feldspato e de fragmentos de rochas – os fragmentos líticos (Q/F/L). Maiores detalhamentos dessa proposta levam em conta os tipos específicos desses componentes, tais como os diferentes tipos de quartzo, se os feldspatos são potássicos ou plagioclásios e se os fragmentos líticos são ígneos, metamórficos ou sedimentares. A classificação mais usada é a de Pettijohn et al, 1987, que leva em conta a textura da rocha (seu conteúdo em matriz) para separar três grandes grupos: Com 0 a 15% de matriz, temos os arenitos; Entre 15 e 75% de matriz, as vaques (wackes); Acima de 75% de matriz temos rochas lamíticas. Dentro das categorias de arenitos e vaques, a composição dos clastos do arcabouço, se quartzo, feldspatos ou líticos, ocorrem subdivisões entre (figura 2.9). Essa classificação deve ser feita em dois passos: Primeiramente estima-se a % de matriz presente, entre zero e 15% de matriz, a rocha é um arenito (arenite), entre 15 e 75% de matriz, a rocha é uma vaque (wacke), acima de 75% de matriz a rocha deve ser classificada como um pelito (pelite, mudrock, mudstone), podendo ser um argilito, um siltito, um siltito argiloso, um argilito síltico, folhelho, etc. No segundo passo, é levada em conta a proporção entre os diferentes componentes do arcabouço: quartzo, feldspato e fragmentos de rochas (ou líticos). Para os arenitos temos arenitos quartzosos (ou quartzoarenitos) para rochas com menos de 5% de fragmentos líticos e de feldspato, ou com menos de 7,5% da soma desses dois componentes. Os arenitos líticos (ou litarenitos), arenitos arcoseanos (feldspáticos), subarcóseos e sublitarenitos; Para as vaques – Quartzovaque, grauvaca lítica e grauvaca feldspática. Os arenitos arcoseanos podem ainda ser subdivididos em arcóseos ou arcóseos líticos. 24 9 - Composição dos arenitos – proveniência e ambiente tectônico É possível encontrar uma relação entre a composição detrítica dos arenitos e o cenário tectônico de sua área fonte. Os diagramas mais simples, relacionando Feldspato, quartzo e líticos pode apresentar distinções entre arenitos derivados dos principais cenários tectônicos (margem passiva, faixa transcorrente, arco magmático continental, bacia de retro-arco e conjunto ante-arco / arco de ilha. Uma distinção mais cuidadosa dos subtipos dos componentes permite um refinamento maior e com menos sobreposição de campos: Dickinson (1985) analisa separadamente as percentagens de: Qt – Quartzo total (Qm+Qp) Qm – Quartzo monocristalino Qp – Quartzo policristalino F – Feldspato total Fp – Plagioclásios Fk – Feldspatos potássicos L – Líticos Lv – Líticos vulcânicos Ls – Líticos sedimentares Lt – Líticos totais (inclui Qp) Figura 2.9- Classificação de arenitos de acordo com Pettjohn et al., 1987 25 Esses dados são analisados em quatro diagramas triangulares (na figura 2.9 mostramos apenas os dois principais e outros dois de autores diferentes): Qt-F-L – que dá ênfase à maturidade composicional da rocha; Qm-F-Lt – definindo a litologia da fonte da rocha; QpLvLs – considerando apenas os fragmentos líticos da rocha; e QmFpFk – usando apenas grãos minerais individuais As províncias tectônicas que podem ser determinadas por meio dessa análise são apresentadas na tabela 2.4) Figura 2.8 - Principais classificações de arenitos (continuação) 26 Figura 2.8 - Principais classificações de arenitos (parte 1) .. 27 Figura 2.9 Diagramas triangulares para a classificação das condições tectônicas, litológicas e climáticas de áreas fontes, tomando-se por base a mineralogia dos grãos de rochas sedimentares siliciclásticas arenosas 28 Proveniência Cenário tectônico Composição do arenito Cráton estável Interior continental ou margem passiva Areias quartzosas com razões Qm/Qp e Fk/Fp elevadas Embasamento soerguido Borda de rift ou ruptura transformante Areias quartzo-feldspáticas pobres em líticos totais (Lt) com razões Qm/F e Fk/Fp semelhantes às do embasamento Arco magmático Arco de ilha ou arco continental Areias vulcanoclásticas feldspatolíticas com razões Fp/Fk e Lv/Ls elevadas, gradando para arenitos quartzo-feldspáticos derivados de batólitos Orógeno reciclado Complexo de subducção ou cinturão de dobramento- cavalgamento Areias quartzo-líticas com baixo F e Lv, com razões Qm/Qp e Qp/Ls variáveis Tabela 2.4 – Principais terrenos de fontes, seus cenários tectônicos e composição das areias derivadas segundo Dickinson, 1985 (diagramas QFL / QmFLt / QmPK / QpLvLs). PARTE III – ROCHAS CARBONATADAS (alo e orto-químicas) 1 – Mineralogia Os calcários precipitados em bacias sedimentares normais são principalmente carbonatos de cálcio e pertencem a duas espécies: Aragonita (ortorrômbica) e calcita (triclínica). A calcita pode apresentar duas variedades: de alto magnésio (ou magnesiana) e de baixo magnésio. Apenas a calcita de baixo magnésio é estável, sendo que as outras duas espécies se convertem nela com o tempo, em condições de superfície ou a baixas profundidades de soterramento. Os calcários podem ainda se converter em dolomita: CaMg(CO3)2. A aragonita pode ser diferenciada das demais espécies de carbonatos por meio de observação microscópica, distinguindo-se por sua clivagem retilínea em contraste com a clivagem rômbica dos outros carbonatos e pelas suas cores de birrefringência altas, enquanto as demais apresentam cores muito altas. Calcita, calcita magnesiana, dolomita e siderita-ankerita (Fe2CO3 e FeMgCO3), tem as mesmas propriedades óticas, pode-se fazer uso de soluções corantes (alizarina vermelha-S e ferrocianeto de potássio) para a diferenciação entre elas (ver tabela 3.1) Esses corantes podem ser aplicados diretamente sobre a lâmina do carbonato (sem a lamínula de vidro, é claro), de modo que mesmo nesses casos a diferenciação entre os vários tipos de carbonatos pode ser feita. O fato de que os minerais constituintes dos calcários se modificam com facilidade, implica em um elevado potencial de destruição das características deposicionais dos fragmentos e cimentos constituintes dessas rochas, algo para que devemos estar atentos ao interpretarmos o significado das feições observadas. 29 Mineral Efeito de ataque com ácido Alizarina vermelho-S Ferrocianeto de potássio Resultado combinado Calcita não ferrosa Redução acentuada do relevo Rosa a marrom avermelhado Nenhum Rosa a marrom avermelhado Calcita ferrosa Reduçãoacentuada do relevo Rosa a marrom avermelhado Azul pálido a profundo (depende do conteúdo de Fe) Malva a azul Dolomita não ferrosa Nenhum Nenhum Nenhum Incolor Dolomita ferrosa Nenhum Nenhum Azul muito pálido Azul muito pálido (turquesa ou esverdeado em lâminas) Siderita Nenhum Nenhum Azul muito forte Azul muito forte Tabela 3.1 – Efeitos de tratamento com ácido diluído e corantes sobre a superfície de diferentes espécies de carbonatos. 2 – Constituintes Os carbonatos são formados, de maneira semelhante das rochas terrígenas, por três componentes: Grãos do arcabouço Matriz Cimento O arcabouço pode ser formado por grãos carbonáticos ou não carbonáticos, neste caso, siliciclásticos na maior parte das vezes. Vamos tratar apenas dos grãos carbonáticos neste capítulo. Os grãos carbonáticos do arcabouço podem ser de duas origens: - Grãos não esqueletais; - Grãos esqueletais ou bioclastos; Os primeiros são fragmentos de origem inorgânica, e os segundos foram parte de organismos, principalmente carapaças. Os grãos de outras composições de uma rocha carbonática podem ser fragmentos de rochas, grãos de minerais erodidos do continente ou fragmentos de explosões vulcânicas (piroclastos). A matriz é formada por fragmentos muito finos, com dimensões inferiores a 62 micra (0,0062 mm), correspondendo aos siltes e argilas das rochas terrígenas. Os grãos carbonáticos dessas dimensões são chamados de micritos, ou carbonatos microcristalinos. 30 O micrito origina-se de vários processos: pela desagregação mecânica de outros fragmentos carbonáticos, pela ação de organismos que destroem partes dos fragmentos carbonáticos (algas endolíticas), pela deposição química/bioquímica direta, pela desagregação de algas calcárias, ou pela erosão de planícies de maré carbonáticas. A presença de cimento é muito comum em rochas carbonáticas, o mais comum é o formado por calcita espática, ou esparito, comumente recristalizada a partir da matriz micrítica. Cristais de calcita espática podem também substituir componentes do arcabouço. Da mesma maneira que nas rochas siliciclásticas, outros materiais podem formar o cimento de rochas carbonáticas. 3 - Constituintes do Arcabouço É importante levar em conta que, embora geralmente designemos os carbonatos como “rochas de origem química”, na verdade boa parte dos componentes de rochas carbonáticas são clásticos. O arcabouço dessas rochas são formados por fragmentos, mesmo quando são por precipitados quimicamente (ou por processos bioquímicos) eles sofreram erosão e transporte e tem comportamento e configurações de partículas individuais. Os fragmentos de composição carbonática são denominados aloquímicos (ver tabela 1.2 e figura 1.1) eles são precipitados por processos químicos ou bioquímicos mas se depositam na forma de fragmentos. Os grãos do arcabouço das rochas carbonáticas podem ainda ser derivados do continente, de modo que, em alguns casos, componentes terrígenos (cristais e líticos) podem ser os únicos componentes do arcabouço dessas rochas. Cinzas vulcânicas (shards vítreas, pomes) são outro componente que pode estar presente em rochas carbonáticas. Reconhecemos os fragmentos de uma rocha carbonatada ao observarmos sua forma definida e delimitada, em contraste com a massa de fundo (matriz e/ou cimento) que simplesmente preenche os espaços entre esses grãos. É sempre bom ter em mente que as alterações diagenéticas pelas quais o sedimento carbonático passa, logo depois de sua deposição, ou mais tardiamente, podem ressaltar ou mascarar a individualidade dos grãos, ou mesmo criar falsos grãos. As formas dos clastos do arcabouço podem variar bastante, em função principalmente da origem orgânica de boa parte deles, e, embora tenham a tendência de apresentar formas circulares ou elípticas, os grãos inorgânicos também podem assumir formas menos regulares, seja por circundarem ou substituírem formas orgânicas, seja por serem fragmentos retrabalhados de rochas carbonáticas semi-consolidadas. Grãos carbonáticos não-esqueletais : São aqueles que não fizeram parte do corpo de organismos, mas se formaram por deposição química direta ou auxiliada por atividade biológica ou por processos mecânicos de deposição, consolidação e erosão de lamas carbonáticas. Esses grãos tem composições mineralógicas que dependem das condições globais dos oceanos: Épocas de oceanos altos, com atmosfera rica em CO2 e mais quente, as chamadas “condições estufa”, favoreciam a deposição de calcita, já os mares mais rasos, com atmosfera mais pobre em CO2 e menores temperaturas globais, as “condições refrigerador”, como as atuais, produzem preferencialmente aragonita. Esses padrões cíclicos de “mares calcíticos” e “mares aragoníticos” se sucederam na história da Terra, como mostra a figura 3.2. 31 Figura 3.2 – Mineralogia dos precipitados carbonáticos marinhos durante o fanerozóico. Observe que a elevação do nível do mar, com climas quentes, corresponde a períodos de precipitação de calcita (de alto magnésio) enquanto a aragonita (junto com calcita) precipita-se durante os períodos frios, com nível do mar relativamente baixo (a elevação da curva neste diagrama corresponde a redução do nível do mar). Os grãos não esqueletais são de quatro tipos: (i) grãos acrescionados (coated grains), (ii) pelóides, (iii) agregados e (iv) intraclastos. Reconhecimento e gênese dos grãos não-esqueletais: i) Grãos acrescionados: - Oóides e pisóides: Grãos esféricos a sub-esféricos com um núcleo de composição e natureza variáveis (geralmente grãos de quartzo ou de calcita), recoberto por uma ou mais lamelas concêntricas de carbonato, mais ou menos regulares. São denominadas oóides os grãos com diâmetros inferiores a 2 mm, e pisóides os maiores. Núcleos cobertos por uma única lamela são chamados de oóides (ou pisóides) superficiais. (ver figura 3.3). Figura 3.3 – Principais tipos de microestruturas vistas em oóides antigos e modernos. A maioria dos oóides modernos varia de 0,2 a 0,5 mm (200-500 µm) de diâmetro, sendo praticamente todos compostos por aragonita. No passado, os oóides eram de calcita de 32 alto-magnésio, embora se registrem oóides bi-minerais (aragonita e calcita magnesiana) em algumas ocorrências atuais e sub-atuais. A microestrutura dos oóides aragoníticos modernos é caracterizada por lamelas com orientação tangencial de cristais aciculares (agulhas), com 2 µm de diâmetro. Lamelas com aragonita microcristalina e de cristais de aragonita com orientação aleatória também podem estar presentes. Os oóides sub-recentes são de calcita magnesiana, e costumam apresentar um fabric radial. Os oóides mais antigos são compostos por calcita de baixo magnésio, mas sua composição original não pode ser determinada, uma vez que a calcita pode estar substituindo calcita magnesiana ou aragonita, nesses casos, é comum que os oóides apresentem uma preservação pobre de suas estruturas internas. Os oóides originalmente calcíticos apresentam uma textura radial de cristais fibrosos em forma de cunha, com os polarizadores cruzados uma cruz de extinção pode ser vista. O córtex (as lamelas) de grandes oóides calcíticos podem apresentar uma parte central radial e uma parte externa radial-concêntrica. Com relação aos oóides e pisóides é importante notar: 1 – a natureza do núcleo (se são cristais siliciclásticos, cristais de calcita, micrito, grãos esqueletais); 2 – o diâmetro; 3 – a estrutura interna (acicular radiada, acicular tangencial, maciça-micritizada, recristalizada-esparítica). Origem dos oóides: Não se sabe exatamente como são precipitados os oóides e pisóides, evidências sugerem uma importante contribuição de atividade biológica em sua formação, embora acredite-seque processos inorgânicos possam, sob certas condições, produzir precipitação de carbonatos diretamente sobre núcleos de cristalização. Além do controle da composição química do mar, para a geração ou de oóides calcíticos ou de oóides aragoníticos/magnesianos, algumas outras condições podem determinar a maneira de formação e ocorrência desses grãos. Os oóides formam-se tipicamente em águas agitadas: ondas, ondas de tempestade e correntes de maré agitam o fundo de mares rasos, acumulando os oóides na forma de estruturas típicas de ambientes de alta energia (dunas, marcas de onda, etc...). A profundidade desses ambiente é tipicamente inferior a 5 metros, podendo atingir até 15 metros. Em ambientes calmos também pode ocorrer a formação de oólitos. Lagunas (lagoas costeiras) e em planícies de maré. Nesses ambientes os oóides se precipitam em piscinas ou sob crostas cimentadas. Esses oóides geralmente apresentam forte estrutura radial, o que faz com que se quebrem com certa facilidade, alguns são assimétricos. Estruturas semelhantes a oóides se formam também em solos calcários, sendo compostos por calcita fina e com pobre desenvolvimento de laminações concêntricas, podendo ser assimétricos, geralmente associando-se com crostas laminadas. - Oncóides: Ao contrário dos oóides e pisóides, apresentam um córtex calcário irregular, com lâminas incompletas e parcialmente sobrepostas, sendo o núcleo nem sempre presente. Apresentam tipicamente uma forma irregular, podendo exibir formas biogênicas, com menos de 2 mm podem ser chamados de micro-oncóides. Quando é possível identificar a estrutura biológica no oncóide ele pode receber nomes relacionados com os organismos que o constituem, por exemplo, se formados por algas vermelhas recebem o nome de rodólitos. 33 Geralmente se forma por incrustação de briozoários, corais, foraminíferos e algas. Apresentam fabrics variados: micrítico, espongiostromado (micrítico-esponjoso), ou porostromada (mini-tubos de micrito, comum em algas azuis). ii) Pelóides: São grãos circulares, elípticos ou angulares, formados por carbonato microcristalino, sem estruturas internas. Podem atingir vários milímetros de diâmetro mas, em geral, ficam entre 0,1 e 0,5mm. Acredita-se que maioria dos pelóides é de origem fecal, nesse caso podem ser denominados pelets. Gastrópodes, crustáceos e poliquetos produzem grande quantidade de pelets. Podem ser identificados pela regularidade de sua forma e por serem ricos em matéria orgânica. Outros autores defendem que se formam pela ação de microorganismos sobre outros fragmentos. São mais comuns em ambientes abrigados, como lagunas e planícies de maré. Os pelets são muito comuns e muitos calcários micríticos, mesmo quando se apresentam como maciços, eram na verdade formados por pelets, que se destruíram e se agregaram no processo de diagênese. Grãos amorfos são pelóides de forma irregular formados pela micritização microbial de fragmentos esqueletais. A presença de restos esqueletais em pelóides (comum em algumas rochas) pode ser o resultado desse processo. iii) Agregados: São várias partículas de carbonato cimentadas juntas por cimento microcristalino ou por matéria orgânica. Em algumas configurações são conhecidos como grapestones (cachos de uvas), formando-se em ambientes relativamente protegidos, como em áreas de infra- maré, geralmente sob uma esteira microbial superficial. Desse modo, a forma de partículas agregadas é muito variada e irregular, variando de 0,5 a 3,0 mm. iv) Intraclastos: São fragmentos retrabalhados de calcários consolidados ou parcialmente consolidados. Muito comuns são as placas ou lascas de composição micrítica liberadas pelo ressecamento de planícies de maré. Ressedimentação em áreas inclinadas também é uma fonte comum de intraclastos. O reconhecimento desses intraclastos depende essencialmente da forma, que, geralmente é angulosa, formando brechas. Grãos carbonáticos esqueletais : Refletem a distribuição, no tempo e no espaço, dos organismos invertebrados que secretam carbonatos (ver figura 3.4). Portanto, a identificação dos organismos que produziram os fragmentos desse tipo presentes nas rochas carbonáticas é um indicador ambiental de grande significado, visto que condições de profundidade, temperatura, salinidade, substrato e turbulência, controlam a distribuição e o desenvolvimento desses organismos. A mineralogia dos esqueletos carbonáticos também variou durante o fanerozóico, da mesma maneira que os precipitados inorgânicos, possivelmente refletindo as mudanças induzidas pela tectônica na química da água do mar. O reconhecimento das espécies que formam os grãos esqueletais é portanto fundamental para o estudo de rochas carbonáticas, embora nem sempre seja uma tarefa fácil. 34 Figura 3.4 – Diversidade, abundância e composição aproximada dos principais grupos de organismos calcários marinhos. Os principais taxons que contribuem com fragmentos esqueletais são: Moluscos, com bivalves, gastrópodes e cefalópodes; foraminíferos; braquiópodes, especialmente os articulados; cnidários, em especial o formadores de corais; equinodermos, incluindo equinóides e crinóides; briozoários; poríferos (esponjas e estromatoporóides); artrópodes, com ostracodes e trilobitas; e algas solitárias (calcisferas) ou coloniais. A identificação da origem dos grãos esqueletais depende da observação de alguns aspectos chaves: 1) forma e tamanho, sempre lembrando que no microscópio observamos cortes; 2) microestrutura interna, que pode estar modificada ou destruída pela diagênese; 3) mineralogia, embora, na prática, todos os fragmentos de um calcário sejam calcita, ou dolomitizados, na origem, quando se depositaram, poderiam ter sido de aragonita, ou a calcita poderia ter sido de baixo ou alto magnésio, dependendo do tipo de organismo envolvido em sua produção. Moluscos Bivalves, gastrópodes e cefalópodes ocorrem em calcários a partir do início do Paleozóico. Os bivalves compreendem espécies que ocorrem em uma grande variedade de ambientes, sejam de água doce, sejam marinhos ou salobros, com estilos de vida 35 também variados: infaunal (dentro dos sedimentos), epifaunal (presos ao substrato), vágil (rastejando), nectônico (com nado livre) e planctônicos (flutuantes), algumas espécies formam recifes. As conchas são em sua maioria compostas por aragonita, algumas são mistas, com camadas de aragonita e de calcita, as valvas das ostras são formadas por calcita. São formadas por várias camadas com microestruturas internas específicas. Um tipo comum compreende uma camada interna nacarada, com várias camadas de tabletes de aragonita e uma camada externa prismática de aragonita ou calcita. Quando originalmente de aragonita, a estrutura interna das concha dos bivalves é pouco preservada, ou totalmente perdida. A aragonita pode ser dissolvida e deixar um molde que é preenchido por calcita (cimento), sendo essa a forma mais comum de preservação, observamos que a maioria das conchas de bivalves é formada por esparito grosso e em drusa. Um alternativa é a substituição lenta da aragonita pela calcita, de modo que alguns restos das estruturas internas pode ser preservados. Os bivalves calcíticos normalmente preservam sua estrutura interna, sendo o tipo mais comum o foliáceo (camadas finas paralelas) e o prismático. Em lâminas, os fragmentos de bivalves ocorrem como grãos alongados, retangulares a curvados, tipicamente desarticulados. Os gastrópodes são muito comuns em ambientes de águas rasas, ocorrendo em grandes números, embora com poucas espécies, em ambientes hipersalinos e salobros. A maioria dos gastrópodes compreende espécies bentônicas vágeis. A maioria dos gastrópodes tem conchas de aragonita com estruturas internas semelhantes às dos bivalves, sendo raramente
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