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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE PONTA GROSSA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS APOSTILA DE GEOLOGIA: ROCHAS PROF. Luiz Carlos Godoy PONTA GROSSA /2005 16 ÍNDICE 2 ROCHAS.............................................................................................................................................................17 2.1 Ciclo das rochas...........................................................................................................................................17 2.2 Rochas ígneas ou magmáticas....................................................................................................................18 2.2.1 Condições de formação das rochas ígneas ...............................................................................19 2.2.1.1 Rochas plutônicas...........................................................................................................................19 2.2.1.2 Rochas hipoabissais .......................................................................................................................19 2.2.1.3 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas) ..............................................................................19 2.2.2 Forma de ocorrência das rochas ígneas ...................................................................................20 2.2.2.1 Formas extrusivas ..........................................................................................................................20 2.2.2.2 Formas intrusivas............................................................................................................................21 2.2.3 Estrutura das rochas ígneas ....................................................................................................23 2.2.4 Texturas das rochas ígneas ....................................................................................................24 2.2.5 Classificação das rochas ígneas ..............................................................................................25 2.2.5.1 Classificações mineralógicas..........................................................................................................25 2.2.6 Principais rochas ígneas .........................................................................................................26 a) Granito ................................................................................................................................................26 b) Riolito ..................................................................................................................................................26 c) Granodiorito.........................................................................................................................................26 d) Pegmatitos ..........................................................................................................................................26 e) Aplito ...................................................................................................................................................26 f) Sienitos ................................................................................................................................................27 g) Dioritos ................................................................................................................................................27 h) Gabro ..................................................................................................................................................27 i) Diabásio ...............................................................................................................................................27 j) Basalto .................................................................................................................................................27 k) Peridotito .............................................................................................................................................28 l) Piroxenito .............................................................................................................................................28 2.3 Rochas sedimentares ..................................................................................................................................28 2.3.1 Gênese.................................................................................................................................29 2.3.2 Texturas sedimentares ...........................................................................................................29 2.3.2.1 Texturas clásticas ...........................................................................................................................29 2.3.2.2 Texturas não clásticas ....................................................................................................................31 2.3.3 Estruturas sedimentares .........................................................................................................31 2.3.3 1 Classificação das estruturas sedimentares ....................................................................................32 2.3.3.1.1 Estruturas sedimentares primárias (singenéticas)...................................................................32 2.3.3.1.2 Estruturas secundárias (epigenéticas).....................................................................................34 2.3.4 Classificação das rochas sedimentares ....................................................................................35 2.3.4.1 Rochas sedimentares detríticas .....................................................................................................35 2.3.4.2 Rochas sedimentares químicas......................................................................................................37 2.3.4.3 Rochas sedimentares orgânicas ....................................................................................................37 2.4 Rochas metamórficas ..................................................................................................................................40 2.4.1 Ambiente metamórfico ............................................................................................................40 2.4.2 Agentes do metamorfismo ......................................................................................................40 2.4.2.1 Temperatura ...................................................................................................................................40 2.4.2.2 Pressão...........................................................................................................................................40 2.4.2.3 Fluidos quimicamente ativos...........................................................................................................40 2.4.3 Texturas e estruturas metamórficas .........................................................................................41 2.4.4 Tipos de metamorfismo ..........................................................................................................41 2.4.5 Principais rochas metamórficas ...............................................................................................42 17 2 ROCHAS Rochas são agregados formados por um ou mais minerais (podendo incluir vidro vulcânico, matéria orgânica e precipitados químicos), de ocorrência naturalmente na litosfera, e que mantêm certa uniformidade de composição e de características. Segundo os processos genéticos envolvidos na sua formação, as rochas classificam-seem três grandes grupos principais: ígneas, sedimentares e metamórficas. Existem também rochas ultrametamórficas, envolvendo fusão parcial, que se confundem com as rochas ígneas. 2.1 Ciclo das rochas O ciclo de geração das rochas estabelece os processos envolvidos na formação dos diferentes tipos de rochas ocorrentes na crosta, bem como as relações genéticas entre os diversos tipos de rochas (Fig. 8). Estes processos envolvem: a) Resfriamento e consolidação de material magmático em profundidade (rochas intrusivas), ou na superfície (rochas efusivas); b) Exposição de rochas geradas em profundidade através de levantamentos crustais; c) Intemperismo (incluindo solução diferenciada e transporte mecânico); d) Sedimentação e litificação; e) Metamorfismo; f) Ultrametamorfismo e fusão total. Energia solar Intemperismo (fragmentação, decomposição e dissolução) Erosão, transporte e sedimentação Diagênese e litificação ROCHA SEDIMENTAR MetamorfismoMetamorfismo Exposição através de levantamento crustal e denudação ROCHA METAMÓRFICA Fusão total Desintegração radioativa MAGMA ROCHA ÍGNEA INTRUSIVA ROCHA ÍGNEA EXTRUSIVA Fig. 8 - Ciclo de geração das rochas (mod. de Arthur N. Strahler, 1992). 18 Fig. 8a – Representação esquemática de processos sedimentares 2.2 Rochas ígneas ou magmáticas Rochas ígneas (ou magmáticas) são aquelas originadas através do resfriamento e consolidação direta de uma massa em fusão, denominada de magma, o qual é gerado em regiões profundas da Terra, sob condições de temperatura e pressão elevadas. Dada a sua origem, a natureza das rochas ígneas depende em grande parte da composição química dos magmas a partir dos quais foram formadas. Os magmas são constituídos essencialmente por silício, alumínio, ferro magnésio, cálcio, sódio e potássio combinados, formando moléculas minerais mais ou manos dissociadas. Além destes constituintes, os magmas contêm ainda outros, em proporção relativamente diminuta, incluindo água e outros constituintes voláteis (flúor, cloro, boro, fósforo, arsênio, etc.). Quando um magma se resfria, cada mineral cristaliza, à medida que alcança o seu ponto de supersaturação. Alguns minerais existentes na massa fluida cristalizam mais precocemente do que os outros e, assim, na maioria das rochas ígneas, pode ser determinada uma ordem mais ou menos definida de cristalização dos vários constituintes minerais. Em geral, os minerais escuros e os que contêm as menores quantidades de sílica são os que cristalizam em primeiro lugar; os minerais ricos em sílica são os últimos. O fracionamento do magma pela cristalização decorre das diferentes temperaturas de cristalização dos minerais. Com o progresso da cristalização, existe tendência à manutenção do equilíbrio entre as fases sólida e líquida. Quando a temperatura baixa, os cristais precoces reagem com o líquido e mudam de composição. Esta reação pode ser progressiva, produzindo uma sucessão de soluções sólidas homogêneas. No caso dos feldspatos plagioclásicos, os cristais precoces são os mais ricos em Ca. Quando a reação continua e a temperatura cai os cristais tornam-se progressivamente mais sódicos. As alterações desta natureza constituem uma série de reação contínua de Bowen (Fig. 9). Certos minerais ferromagnesianos, quando o resfriamento e a reação continuam, transformam-se, a temperaturas definidas, em outros minerais, com estrutura cristalina diferente. Estas mudanças abruptas constituem uma série de reação descontínua de Bowen (Fig. 9). Quando a reação entre cristais e líquido se completa, os minerais da rocha final não são os precoces, mas os últimos que se formaram. Mas se a reação não for completa, devido à rapidez de resfriamento ou outras razões, os cristais precoces de ambas as reações podem persistir como componentes da rocha final. É por isto que se observam feldspatos zonados e cristais de um mineral ferromagnesiano envolvidos por camadas de outro. 19 Sé rie co n t ín ua Série descontín ua Olivina Piroxênio Anfibólio Biotita FELDSPATO POTÁSSICO MOSCOVITA QUARTZO Regime de Temperatura Alta temperatura (início da cristalização) Baixa temperatura (final da cristalização) Tipos de rochas ígneas Ultramáficas (peridotito, komatito) Máficas (basalto, diabásio, gabro) Intermediárias (andesitos, dioritos) Ácidas (riolito, granito) SÉRIE DE CRISTALIZAÇÃO DE BOWEN Ca Ca-Na Na-Ca Na PL A G IO C L Á S IO S Fig. 9 - Diagrama de Bowen. 2.2.1 Condições de formação das rochas ígneas Quanto às condições de formação das rochas ígneas, elas podem ser subdivididas em intrusivas e extrusivas (ou efusivas, ou vulcânicas). As intrusivas, por sua vez, são subdivididas em dois grupos: as intrusivas de grandes tamanhos e profundidade, denominadas de plutônicas, e as intrusões menores, situadas mais próximas da superfície, chamadas de hipoabissais. 2.2.1.1 Rochas plutônicas São aquelas consolidadas em regiões profundas na crosta (vários quilômetros abaixo da superfície terrestre), sob condições de altas P e T. O resfriamento do magma é relativamente lento, as reações entre fase sólida e líquida são favorecidas, com tendência a desenvolvimento de cristais maiores e diferenciação acentuada dentro da câmara magmática. Portanto, as rochas ígneas originadas em regiões profundas da crosta, possuem textura grossa e seus constituintes minerais podem ser reconhecidos e diferenciados, usualmente, a olho nu. 2.2.1.2 Rochas hipoabissais São as rochas formadas em profundidades menores da crosta, ou seja, mais próximas da superfície, resultando da consolidação de magma que penetra em fraturas e cavidades das rochas encaixantes. Apresentam características intermediárias entre as rochas plutônicas e as extrusivas. 2.2.1.3 Rochas extrusivas (ou vulcânicas ou efusivas) Formam-se pelo resfriamento e solidificação de material magmático (lava) que extravasou à superfície da Terra, resfriando-se e solidificando-se rapidamente, sob condições relativamente baixas de P e T. Sob essas condições, as partículas minerais ainda não solidificadas têm oportunidade reduzida para crescer, resultando numa rocha de granulação fina. Em algumas situações o resfriamento é tão rápido que se torna impossível a separação de qualquer mineral, originando vidro vulcânico. 20 A) Stock B) Batólito C) Lacólito D) Batólito (magma) E) Dique F) Soleira (sill) G) Conduto vulcânico H) Edifício vulcânico I) Lava vulcânica J) Cone de cinzas K) Neck Fig. 10 - Bloco diagra ma mostra ndo as relaçõe s estruturais de vários corpos ígneos intrusivos e extrusivos, e as rochas encaixantes. Fig. 11 – Representação de um Stock. 2.2.2 Forma de ocorrência das rochas ígneas As rochas ígneas apresentam determinadas formas de ocorrência, merecendo destaque: 2.2.2.1 Formas extrusivas a) Derrame: quando o magma é pouco viscoso, grandes volumes de lava altamente fluida, subsilicosa e escura, extravasam à superfície da Terra através de longas e profundas fissuras, originando corpos tabulares extensos (derrames) que acompanham a superfície do terreno (p.e. derrames basálticos da Bacia do Paraná). O vulcanismo que origina estes derrames é denominado vulcanismo do tipo fissural (Fig. 12A); b) Vulcanismo do tipo central (erupção central): volumes menores de lava extravasadas de um conduto central constroem cones (edifícios) vulcânicos de dois tipos: • Vulcões em escudo: edifícios com flanco suave, resultantes de extrusão periódica de lavas fluidas, subsilicosas(vulcões havaianos - Fig. 12B); • Estrato-vulcões: cones com flancos mais abruptos, resultantes da sucessão de extrusões de lavas mais viscosas (ricas em sílica) e extrusões explosivas de materiais piroclásticos (cinzas, lapili). Constituem evidências de vulcanismo desse tipo os riolitos de Castro, no Paraná, e de Campo Alegre, em Santa Catarina, com idade de 450 Ma (Fig. 10 e 12C). • Estromboliano: o cone vulcânico é formado essencialmente por material piroclástico, em conseqüência de emissões explosivas devidas à maior viscosidade das lavas. O declive das encostas atinge cerca de 40o e a altura oscila em torno de 300 metros (Fig. 12D). 21 A B C D Figura 12 – Principais tipos de vulcões: (A) fissural, (B) havaiano, (C) estrato vulcão, (D) estromboliano. 2.2.2.2 Formas intrusivas Quando o magma consolida-se no interior da crosta são originadas rochas ígneas denominadas intrusivas, cuja forma dependerá da estrutura geológica e da natureza das rochas encaixantes. Se o magma, ao penetrar nas crosta, acompanhar as orientações das rochas encaixantes (foliação e xistosidade das rochas metamórficas, acamamento das rochas sedimentares), a forma originada será concordante. Em caso contrário, quando o magma rompe as orientações das encaixantes, obedecendo principalmente as estruturas rúpteis como falhas e fraturas, originam-se as formas discordantes. Estas são mais freqüentes nas porções superiores da crosta, onde os materiais têm comportamento mais rígido (rúptil): a) Formas concordantes • Soleira (ou sill): corpos extensos e pouco espessos, de forma tabular (magma subsilicoso pouco viscoso) (Fig. 11, 13 e 14); • Lacólito: corpos intrusivos lenticulares plano-convexos, formando-se cúpula na capa (magma enriquecido em sílica, mais viscoso) (Fig. 10 e 14); • Lopólito: corpos lenticulares de grandes dimensões, côncavo-convexos, deprimidos na parte central (encaixados em sinclinais) (Fig. 14); • Facólito: corpos lenticulares convexo-côncavos, alçados na parte central (encaixados em anticlinais). b) Formas discordantes • Dique: corpos tabulares extensos de possança variável (cm até km) preenchendo fraturas formadas por esforços distensivos; existem grupos de diques radiais (disposição radial em relação a um centro), anelares (concêntricos) e em enxames (paralelos) (Fig. 10, 13, 14 e 15); • Chaminé (neck): formas cilíndricas verticais (diâmetro de metros a pouco mais de 1 km), correspondendo à exumação, pela erosão, de antigos condutos vulcânicos (Fig. 10 e 16); • Apófise: formas ramificadas irregulares derivadas de corpos maiores (lacólitos, batólitos); • Batólito: grande massa contínua de rocha magmática muito antiga, cortando discordantemente as rochas encaixantes, apresentando mais de 100 km2 de superfície (Fig. 10 e 11); • Stock: menor que o batólito (menos de 100 km2 de superfície) (Fig. 11). 22 Fig. 13 – Foto mostrando soleiras e diques alimentadores das mesmas. Fig. 13 A – Representação esquemática tridimensional de corpos ígneos concordantes e discordantes. Fig. 14 - Corpos ígneos intrusivos: Soleira, Lacólito e Dique. Soleira Dique 23 Fig. 15 – Dique aflorado por denudação. Fig. 16 - Neck vulcânico. 2.2.3 Estrutura das rochas ígneas O arranjo geométrico dos componentes maiores constitui a estrutura das rochas. As principais estruturas presentes nas rochas ígneas são: a) Vesículas: são vazios provocados pela expansão e aprisionamento de gases. Apresentam formas esféricas, elípticas, cilíndricas ou irregulares, e ocorrem em rochas vulcânicas; b) Amídalas: vesículas preenchidas com minerais secundários (calcita, zeólitas, quartzo, opala, calcedônia); c) Estrutura fluidal: arranjo paralelo linear ou planar dos minerais precoces devido ao escorrimento da lava em solidificação; d) Zoneamento (ou variações de granulação e composição): nos contatos ou bordas dos corpos magmáticos, onde o resfriamento é mais rápido, podem desenvolver-se zonas de granulação mais fina; próximo ao teto do plúton (corpo intrusivo) concentram-se gases e fluidos finais mais leves, pouco viscosos, que dão origem a texturas grossas, pegmatóides, e tipos rochosos enriquecidos em minerais contendo elementos voláteis (turmalina, topázio, fluorita); e) Diáclases: fraturas originadas pela diminuição de volume em conseqüência do resfriamento, solidificação e alívio de carga. Fig. 17 – Basalto vesicular. Fig. 18 – Basalto amidaloidal. 24 Fig. 19 – Riolito com estrutura fluidal. Fig. 19a – Basalto diaclasado. 2.2.4 Texturas das rochas ígneas A textura refere-se ao grau de cristalização, ao tamanho dos grânulos (ou granulação) e às relações geométricas entre os constituintes de uma rocha. Tais aspectos são controlados pela velocidade e ordem de cristalização, o que depende da temperatura inicial, velocidade de resfriamento, composição, conteúdo em gás, viscosidade, pressão, lançando muita luz sobre as condições de formação das rochas ígneas. Quanto ao grau de cristalização as rochas ígneas podem ser classificadas em: a) Holocristalinas: compostas inteiramente de cristais (p.e. granito); b) Holohialinas: compostas inteiramente de vidro (p.e. obsidiana); c) Hipocristalinas ou mesocristalinas: contêm tanto vidro como cristais (p.e. basalto). Quanto à granulação, as rochas ígneas podem ser classificadas em: a) Afaníticas: quando a maior parte dos constituintes é tão pequena que não pode ser visíveis e caracterizados a olho nu; b) Faneríticas: quando é possível individualizar a maior parte dos constituintes a olho nu. São subdivididas em: b.1) fina: diâmetro da maior parte dos cristais menor que 1 mm; b.2) média: diâmetros entre 1 e 5 mm; b.3) grossa: diâmetros entre 5 mm e 3 cm; b.4) muito grossa: diâmetros acima de 3 cm; Quanto às relações geométricas entre os constituintes das rochas ígneas, os cristais podem ser: a) Euédricos (ou idiomórficos ou automórficos): quando os cristais apresentam formas características, completamente limitadas por faces; b) Subédricos (ou hipidiomóficos): cristais apenas parcialmente limitados por faces; c) Anédricos (ou alotriomórficos ou xenomórficos): cristais desprovidos de faces. Quanto ao tamanho relativo dos cristais constituintes de uma rocha ígnea, a textura pode ser: a) Equigranular: quando os minerais da rocha ígnea possuem aproximadamente o mesmo tamanho; b) Inequigranular: quando ocorrem diferenças pronunciadas no tamanho dos minerais que formam a rocha. Neste caso, grandes cristais (pórfiros ou fenocristais) acham-se envolvidos por uma matriz de granulação fina, refletindo, em alguns casos, mudanças abruptas de temperatura durante a cristalização. Quando a rocha é inequigranular a mesma apresenta textura porfirítica. c) Textura gráfica ou micrografia: intercrescimentos de quartzo e feldspato alcalino, por cristalização simultânea ou substituição; o quartzo é comumente cuneiforme, assemelhando-se a inscrições rúnicas; d) Textura ofítica: ripas de plagioclásio são parcial ou totalmente envolvidas por cristais maiores (normalmente de piroxênio); comum em gabros, diabásios e basaltos; d.1) Textura subofítica: as ripas deplagioclásio são maiores que os cristais de piroxênio, e são só parcialmente envolvidas por estes; d.2) Textura hialofítica: o vidro substitui o piroxênio na textura ofítica; 25 As relações geométricas permitem interpretar a ordem de cristalização: a) Quando um mineral está envolvido por outro, o mineral envolvente é o mais jovem; b) Os cristais precoces tendem a ser mais euédricos que o tardios; c) Quando cristais grandes e pequenos coexistem, os grandes começaram a desenvolver-se primeiro. 2.2.5 Classificação das rochas ígneas As características principais que permitem classificar as rochas ígneas são: a) Composição química (e minerais constituintes), que reflete a composição do magma original e suas transformações, em determinados ambientes tectônicos; b) Textura ou granulação, que reflete principalmente as condições de formação das rochas, mas também os estádios de consolidação do magma. Outras formas de classificação referem-se ao teor em sílica, índice de cor das rochas ígneas. O teor de sílica reflete a quantidade total de sílica (SiO2) presente na rocha ígnea, tanto na forma de quartzo (sílica livre), quanto combinado com outros elementos químicos, formando silicatos diversos. De uma forma geral, a quantidade total de sílica nas rochas ígneas varia de 30 a 80%. Quanto ao teor em sílica as rochas ígneas podem ser: a) Ácidas: mais de 65% de SiO2; apresentam quartzo (mais de 10%) e feldspatos, os feldspatóides estão ausentes (granitos); b) Intermediárias: 52% < SiO2 < 65%; apresentam feldspatos (plagioclásio andesina), podem apresentar feldspatóides, quartzo em pequena quantidade (dioritos, sienitos); c) Básicas: 45% < SiO2 < 52%; Plagioclásio (labradorita e bitownita) e piroxênio (hiperstênio e augita), quartzo ausente (gabros, basaltos); d) Ultrabásicas: menos de 45% de SiO2; apresentam olivina e piroxênio. Os feldspatos e o quartzo estão ausentes ou são raros (dunitos e piroxenitos). A cor é também um critério de classificação, visto que os minerais ferromagnesianos (biotita, piroxênios, anfibólios, olivinas), denominados máficos, são usualmente escuros e mais densos, e caracterizam as rochas básicas e ultrabásicas. Já os minerais geralmente desprovidos de ferro e magnésio, denominados félsicos (quartzo, feldspatos, feldspatóides, moscovita) são claros e leves, e caracterizam as rochas ácidas. Na classificação de Shand, calcada no volume de minerais escuros, distinguem-se as seguintes classes: a) Rochas leucocráticas: menos de 30% de máficos; b) Rochas mesocráticas: 30% a 60% de máficos; c) Rochas melanocráticas: 60% a 90% de máficos; d) Rochas hipermelanocráticas: mais de 90% de máficos. 2.2.5.1 Classificações mineralógicas O conteúdo mineralógico reflete a composição e história evolutiva do magma, e é uma base fundamental de classificação. Entre os minerais dominantes da rocha, identificam-se: a) Minerais essenciais: sua presença é indispensável para se atribuir o nome de uma rocha (p.e. quartzo no granito, nefelina ou outro feldspatóide no fonólito); b) Minerais acessórios: aparecem em menor quantidade, e são eventuais (não são indispensáveis); podem ser classificados em acessórios característicos (mais de 5% da rocha) ou acessórios secundários (menos de 5%). Como já foi visto anteriormente, a presença ou ausência de quartzo, feldspatos e feldspatóides refletem a quantidade de sílica, e pode ser utilizada como critério de classificação em rocha ácida, intermediária, básica e ultrabásica. A proporção entre feldspatos alcalinos (ortoclásio, microclínio, albita) e cálcicos (anortita) é outro importante critério de classificação. Um procedimento comum é o ensaio de coloração seletiva dos feldspatos, no qual a amostra de rocha polida é inicialmente tratada com ácido fluorídrico (que reage com os feldspatos e o quartzo) e posteriormente com solução de cobalto-nitrito de sódio (os feldspatos cálcico produzem película branca, os alcalinos amarela e o quartzo incolor). 26 2.2.6 Principais rochas ígneas a) Granito O granito é uma rocha de coloração clara, composta essencialmente de quartzo e feldspato, com pequenas quantidades de outros minerais, principalmente mica (moscovita e/ou biotita) e anfibólio (em geral hornblenda). Podem ser encontrados ainda, disseminados na rocha, minerais acessórios como magnetita, ilmenita, apatita, zircão, esfênio, topázio, fluorita, granada, etc. A coloração clara dos granitos (acinzentada, rósea, avermelhada, esverdeada ou amarelada) é determinada pela cor do feldspato. Os granitos são classificados em quatro tipos, de acordo com o teor relativo de feldspatos: a) granito alcalino; b) granito normal; c) adamelito; d) granodiorito. A cada um desses tipos plutônicos correspondem rochas hipoabissais e efusivas de composição mineral similar, porém de textura diferente. No granito normal, mais de 66% do conteúdo dos feldspatos é formado de feldspato alcalino, e menos de 34%, de plagioclásio, geralmente oligoclásio. Com o aumento do teor de plagioclásio, o granito normal passa a adamelito e a granodiorito. Quando o teor de feldspato alcalino predomina e o plagioclásio desaparece, o granito normal passa a granito alcalino. Neste caso, os minerais máficos também mudam, sendo substituídos por variedades alcalinas. b) Riolito O riolito corresponde à forma efusiva do granito, porém ocorre igualmente na forma de diques e plugs vulcânicos. O magma que dá origem ao riolito é altamente viscoso, originando depósitos de lavas muito espessos em relação à extensão do derrame. Sua ocorrência restringe-se, freqüentemente, à chaminé vulcânica. Contêm os mesmos minerais do granito disseminados numa matriz vítrea ou criptocristalina, onde podem ocorrer fenocristais de quartzo, feldspato, hornblenda ou mica. De maneira geral, os riolitos possuem granulação que varia de fina a muito fina. Sua coloração é clara, esbranquiçada, cinzenta, esverdeada, avermelhada ou castanha. A cor pode ser uniforme ou apresentar-se com faixas de tonalidades diversas, devido a diferenças texturais entre as várias camadas. Geralmente apresentam vesículas ou amídalas. O púmice ou pedra-pomes constitui uma variedade de riolito altamente vesicular. A textura fluidal é comum nos riolitos, sendo algumas vezes muito evidente devido a diferenças de granulação e coloração. c) Granodiorito O granodiorito forma intrusões plutônicas similares às do granito, diferenciando-se deste na composição dos feldspatos. Nos granodioritos, os plagioclásios (oligoclásio até andesina) predominam sobre os feldspatos alcalinos. O teor destes últimos não deve ultrapassar um terço do total dos minerais feldspáticos. Quando o teor de plagioclásio é máximo no granodiorito, este recebe o nome de tonalito. Os equivalentes hipabissal e efusivo do granodiorito são representados pelo microgranodiorito e pelo dacito, respectivamente. d) Pegmatitos Os pegmatitos são rochas de granulação muito grossa, consideradas, pela maioria dos geólogos, como produtos finais de uma seqüência de eventos que ocorrem durante o resfriamento e diferenciação de um magma ácido a subácido. Com o progresso da cristalização de um magma granítico ou sienitico, os elementos mais raros concentram-se no líquido residual, formado pela água e produtos voláteis. Neste liquido residual concentram-se elementos mais leves (boro, lítio e berilo, entre outros), como também elementos mais pesados (wolfrâmio, estanho, nióbio, tântalo etc.), cujos átomos são, respectivamente, muito pequenos ou muito grandes para serem incorporados na estrutura cristalina dos principais minerais formadores de rocha, Os pegmatitos formam depósitos de grande interesse econômico e constituem a fonte de numerosos minerais raros, como turmalina, berilo e topázio, entre muitos outros. e) Aplito Os aplitossão rochas eqüigranulares de granulação fina, que ocorrem como veios e diques no interior dos corpos plutônicos e encaixantes. Embora possam derivar de diversos magmas, ocorrem mais intimamente ligados aos magmas graníticos. Originam-se no estágio final da evolução magmática de uma rocha plutônica. A composição mineralógica é ligeiramente mais ácida do que a da rocha magmática, a que estão associadas. Os aplitogranitos são formados essencialmente de feldspatos alcalinos, quartzo e, eventualmente, pequenas quantidades de moscovita, turmalina, fluorita, topázio etc. 27 f) Sienitos Os sienitos são rochas ígneas intermediárias, de composição semelhante à do granito, porém sem ou com muito pouco quartzo. São rochas leucocráticas de coloração branca, cinza, rosa ou vermelha, e de granulação variando de média a grosseira e textura holocristalina. A forma hipabissal é representada por diques e sills de microssienito de granulação média e textura holocristalina, ocasionalmente porfirítica. O equivalente efusivo, denominado traquito, é finamente granulado e de textura hialocristalina. Esta rocha é constituída principalmente de feldspato alcalino e/ou plagioclásio sódico (albita ou oligoclásio), associados com minerais escuros, freqüentemente biotita, hornblenda e piroxênio. O monzonito é um sienito em que o teor de feldspato alcalino é aproximadamente igual ao conteúdo de plagioclásio. g) Dioritos Os dioritos constituem rochas intermediárias formadas essencialmente por plagioclásio (oligoclásio ou andesina) com um ou mais minerais máficos, como biotita, hornblenda, augita ou hiperstênio. Juntamente com plagioclásio pode ocorrer feldspato alcalino até um terço do conteúdo feldspático. O quartzo pode atingir até 10% no quartzodiorito. Entre os minerais acessórios mais comuns ocorrem pequenos cristais de esfênio, magnetita, ilmenita e apatita. A forma plutônica, conhecida pela designação de diorito, possui textura holocristalina, eqüigranular e granulação grossa, embora às vezes exiba textura porfirítica, com fenocristais de feldspatos ou hornblenda. Os minerais máficos são responsáveis pela coloração escura e pelo caráter mesocrático da rocha. A forma hipabissal, também mesocrática, possui textura holocristalina e granulação média, sendo frequentemente porfirítica, com fenocristais de feldspato (hornblenda ou augita). É conhecida pela designação de microdiorito, diferindo do diorito pela sua granulação mais fina. A forma efusiva correspondente ao diorito é denominada andesito. Trata-se de uma rocha de textura hialocristalina, de granulação fina, em parte vítrea, muitas vezes porfirítica, contendo fenocristais de plagioclásio (oligoclásio/andesina), hornblenda, augita ou placas de biotita. h) Gabro É uma rocha ígnea cujo teor de sílica varia entre 45 e 55%. Compõe-se principalmente de: plagioclásio (geralmente labradorita), piroxênio (augita e/ou hiperstênio) e freqüentemente olivina. O quartzo pode estar ausente ou presente em pequenas quantidades como mineral acessório, ao lado de hornblenda, biotita, magnetita e ilmenita. A família dos gabros é representada por formas intrusivas (plutônicas ou hipoabissais) e formas efusivas. A forma plutônica holocristalina, eqüigranular de granulação grossa, recebe ó nome de gabro. Além de formar stocks, o gabro ocorre em diques, sills e, mais raramente, em lopólito. A textura ofítica é comum, enquanto que a porfirítica é rara. Apresenta coloração acinzentada, variando do cinza-claro ao cinza-escuro, ou preta, com eventual tonalidade azulada ou esverdeada (melanocrática). Com a diminuição ou o aumento de minerais escuros, o gabro passa, aos poucos, a anortosito ou peridotito, respectivamente. Quando o gabro contém sílica livre na forma de quartzo (no máximo até 10%), a rocha recebe o nome de quartzo-gabro. Quando a composição mineralógica é formada por mais de 90% de plagioclásios (oligoclásio, andesina até bitownita), a rocha é referida como anortosito. Esta é leucocrática de coloração variando do cinza ao branco. Entre os minerais acessórios citam-se piroxênio, olivina e óxidos de ferro. O anortosito possui textura granular. Ás vezes apresenta acamamento similar ao apresentado pelo gabro. i) Diabásio O diabásio é uma rocha escura (melanocrática), podendo apresentar, porém, coloração cinzenta ou esverdeada e às vezes mosqueada de preto e branco. Mineralogicamente apresenta composição similar à do gabro, isto é, constituído de plagioclásio (labradorita), augita e óxidos de ferro. Alguns diabásios podem conter quartzo (quartzo-diabásio), hornblenda ou biotita. O quartzo-diabásio é o equivalente hipabissal do quartzo- gabro. Os diabásios apresentam granulação média com textura ofítica e eventualmente porfirítica. Os ocasionais fenocristais podem ser de olivina (olivina-diabásio) e/ou piroxênio ou plagioclásio. Em alguns diabásios são encontradas vesículas e amídalas geralmente preenchidas com minerais secundários. j) Basalto Os basaltos representam os equivalentes efusivos dos gabros e diabásios. Constituem as rochas efusivas mais freqüentemente encontradas na parte superior da crosta terrestre: formam o fundo dos oceanos e ocorrem nos continentes, originando extensos planaltos basálticos. No Brasil, ocorrem extensivamente nas 28 bacias do Paraná e do Parnaíba. A quantidade de lavas basálticas supera em muito o conjunto de todos os outros tipos de lavas. O basalto, normalmente, constitui uma rocha melanocrática, densa, finamente granulada, holocristalina ou hialocristalina. Ás vezes se apresenta porfirítica, com fenocristais tabulares branco-cinzentos de plagioclásio, lustrosos de piroxênio ou esverdeados e com brilho vítreo, de olivina. A massa fundamental consiste em plagioclásio (geralmente labradorita), piroxênio, olivina e magnetita, além de diversos minerais acessórios. k) Peridotito O peridotito é uma rocha ígnea ultramáfica composta de olivina, piroxênio e/ou hornblenda, sem ou com pouco feldspato, onde o mineral essencial é a olivina, ocorrendo, às vezes como acessórios a cromita e a granada. A designação dunito refere-se à rocha formada exclusivamente de olivina. A coloração do peridotito varia de verde fosco a preto, e a do dunito de verde-clara até escura, com manchas amareladas a castanhas. O peridotito possui textura granular (média a grosseira). A textura poiquilítica ocorre freqüentemente, enquanto que a porfirítica é muito rara. Ocorre em diques, sills e pequenos stocks. l) Piroxenito O piroxenito é constituído predominantemente por clinopiroxênios ou ortopiroxênios. Entre os minerais associados podem ocorrer: olivina, hornblenda, óxidos de ferro, cromita ou biotita. Os feldspatos podem aparecer em pequenas quantidades ou estão ausentes. É uma rocha de coloração verde, verde-escura até preta. A textura é granular (média a grosseira). Ocorre na forma de pequenas intrusões (stocks ou diques) e como camadas individuais dentro de seqüências diferenciadas do gabro. As rochas ultramáficas (peridotitos, piroxenitos), via de regra, são de origem plutônica profunda. Aquelas que se formaram na superfície foram extrudidas juntamente com magmas basálticos. Fig. 20 – Diagrama para comparação visual de percentagem. 2.3 Rochas sedimentares Rochas sedimentares são aquelas originadas a partir da remoção, acumulação e consolidação dos produtos resultantes da decomposição ou fragmentação de quaisquer rochas preexistente, através dos agentes 29 intempéricos, bem como da deposição de qualquer material proveniente da atividade orgânica (animal ou vegetal) ou precipitação de soluções químicas. Elas representam a ação dos processos geológicos naturais através dos tempos, e seu estudo permite reconstituir os eventos da história geológica da Terra como, por exemplo,determinar quais foram as condições paleoambientais, paleoclimáticas ou paleogeográficas em que se deu a deposição das diversas seqüências de sedimentos. 2.3.1 Gênese Para a formação das rochas sedimentares, geralmente são necessárias quatro etapas: destruição das rochas preexistentes; transporte dos produtos resultantes dessa destruição; deposição desses produtos numa bacia de sedimentação; transformação dos sedimentos soltos em rocha compacta (diagênese). a) Destruição das rochas preexistentes: essa destruição será efetuada através da ação conjunta do intemperismo e da erosão; b) Transporte dos produtos originados pelo intemperismo: os produtos originados pela fragmentação e decomposição intempérica das rochas (fragmentos de rochas ou minerais e compostos solúveis), bem como fragmentos de organismos mortos ou produtos de origem orgânica, serão transportados pelos agentes externos como a água, o vento, as geleiras e a gravidade; c) Sedimentação: as partículas que foram transportadas mecanicamente sofrerão decantação e serão acumuladas quando a velocidade do agente transportador diminuir, originando, inicialmente, os depósitos sedimentares inconsolidados. Os compostos solúveis, transportados em solução, sofrerão precipitação química, como conseqüência direta de alterações físico-químicas do meio, ou indiretamente, através da atividade de organismos; d) Diagênese: conjunto de processos que atuam após a deposição das partículas, transformando-as em agregados naturais, denominados rochas sedimentares. Durante a diagênese os principais processos que atual são a compactação e a cimentação. d.1) Compactação: é a consolidação provocada pela pressão das camadas superiores, ocasionando uma diminuição dos espaços vazios nos sedimentos. d.2) Cimentação: é a percolação de soluções nos interstícios dos fragmentos e deposição da substância que estava dissolvida, aglutinando (cimentando) as partículas. Nem sempre o material cimentante provém da própria rocha. Os principais materiais cimentantes são: carbonatos, sílica, óxido de ferro (limonita) e argila. O material clástico procede diretamente do transporte dos produtos sólidos do intemperismo das rochas preexistentes. Nas bacias de sedimentação, os depósitos químicos formam-se pela evaporação ou precipitação dos sais solúveis provenientes da alteração química das rochas da área-fonte. Os sedimentos orgânicos, por sua vez, derivam direta ou indiretamente das atividades vitais dos animais ou plantas. Geneticamente, as rochas sedimentares podem ser: residuais, detríticas, químicas ou orgânicas. Os sedimentos apresentam-se, inicialmente, como rochas incoerentes que se consolidam com o tempo, pela ação de material cimentante. 2.3.2 Texturas sedimentares A textura depende do tamanho, forma e arranjo das partículas que compõem um sedimento. O exame da textura permite indicar se um sedimento é de granulação fina ou grosseira e se os grãos são angulares, arredondados, polidos ou foscos. Através da análise da textura podem-se obter informações a respeito das várias etapas da sedimentação. O tamanho do grão relaciona-se com a energia ambiental e com o meio de transporte. Nas rochas sedimentares são consideradas as texturas clásticas e as não clásticas, sendo aquelas características dos sedimentos detríticos e as últimas, dos depósitos químicos. 2.3.2.1 Texturas clásticas Nestas texturas destacam-se os grânulos e a matriz. O tamanho da partícula é fundamental para a classificação dos depósitos clásticos. Por exemplo, um arenito é constituído predominantemente por fragmentos do tamanho dos grãos de areia (0,062 até 2 mm), ao passo que um conglomerado é formado por partículas maiores. A análise da distribuição da granulação de uma rocha sedimentar constitui um critério de avaliação da capacidade e efetividade do transporte. A seleção dos tamanhos reflete as condições de transporte, bem como certas particularidades ambientais. Fluidos hidrodinamicamente normais (água corrente, ondas ou ventos) originam depósitos bem selecionados. Fluidos mais densos ou viscosos (corridas de lama ou correntes de 30 turbidez) formam depósitos de maior irregularidade textural no que diz respeito à distribuição do tamanho dos grãos. A dimensão das partículas constitui igualmente um critério para avaliar a distância do transporte ou a energia ambiental. As rochas mais grosseiras indicam geralmente maior proximidade da área-fonte, enquanto que as mais finas sugerem maior distância. Dependendo da quantidade de abrasão, os fragmentos de rochas e as partículas minerais podem ser arredondados, subarredondados, subangulares ou angulares. Os sedimentos derivados da ação glacial ou da ação direta da gravidade são, via de regra, angulares, enquanto que as partículas movidas pela água ou ventos se apresentam mais arredondadas. A morfoscopia (arredondamento, esfericidade e textura superficial) é empregada juntamente com outros caracteres de textura na descrição das rochas sedimentares, bem como no estudo dos agentes geológicos e dos processos operantes no ambiente de sedimentação. Os dados morfoscópicos constituem informações complementares que, isoladamente, não resolvem os problemas genéticos das rochas sedimentares. Entretanto, quando utilizados em conjunto com outros elementos texturais, estruturais e estratigráficos, permitem melhor compreensão do ambiente de sedimentação e dos processos operantes na área-fonte. O grau arredondamento é função da agudeza das arestas e cantos da partícula, independendo de sua forma. Indica a maior ou menor distância de transporte, e o rigor do transporte. A forma mais simples e rápida de se determinar o grau de arredondamento de uma partícula é através de comparação visual (Fig. 21 e 22). R N r P i∑ = Fig. 21 – Grau de arredondamento de partículas O grau de esfericidade indica quanto a forma de uma partícula aproxima-se de uma esfera. A comparação visual é a forma mais simples e rápida para a determinação desta grandeza (Fig. 22). O grau de esfericidade pode ser expresso pela seguinte fórmula: 3 partículaavecircunscrequeesferadaVolume partículadaVolume e.G = ALTA ESFERICIDADE BAIXA ESFERICIDADE Muito angulosa Angulosa Sub angulosa Sub arredondada Arredondada Muito arredondada Fig. 22 - Classes de arredondamento: a) muito angulosa; b) angulosa; c) sub-angulosa; d) sub-arredondada; e) arredondada; f) bem arredondada. Adaptado de Powers (1953) e Shepard (1973). O grau de seleção de um sedimento refere-se a maior ou menor concentração de vários tamanhos de partículas. A seleção constitui uma importante característica textural, pois pode fornecer informações a respeito do transporte e do ambiente de sedimentação. Um sedimento bem selecionado é formado predominantemente por um tamanho de grão e indica um transporte considerável. Um sedimento pobremente selecionado compreende vários tamanhos de partículas e indica um transporte rápido e de pequena duração por fluidos 31 densos (corrida de lama). A ação glacial é igualmente incapaz de selecionar os diferentes materiais, depositando simultaneamente partículas grosseiras e finas. Quadro 8 - Escala granulométrica de Wentworth Intervalo de classe (mm) Designação > 256 Bloco 64 - 256 Matacão 4 - 64 Seixo 2 - 4 Grânulo 1 - 2 Areia muito grossa 0,5 - 1 Areia grossa 0,25 - 0,5 Areia média 0,125 - 0,25 Areia fina 0,062 - 0,125 Areia muito fina 0,031 - 0,062 Silte grosso 0,016 - 0,031 Silte médio 0,008 - 0,016 Silte fino 0,004 - 0,008 Silte muito fino < 0,004 Argila 2.3.2.2 Texturas não clásticas As texturas não clásticas são características dos sedimentos químicos e diferem notavelmentedaquelas das rochas sedimentares clásticas. Assemelham-se, até certo ponto, às texturas das rochas ígneas e metamórficas. As texturas cristalinas são referidas de acordo com o tamanho dos cristais: a) Macrocristalinas (acima de 0,75 mm); b) Mesocristalinas (de 0,2 a 0,75 mm); c) Microcristalinas (de 0,01 a 0,2 mm); d) Criptocristalinas (abaixo de 0,01 mm). Uma rocha sedimentar possui textura oolítica quando é constituída, em grande parte, por oólitos. Estes são formas esféricas ou subesféricas, com diâmetro variando de 0,25 a 2 mm, de natureza acrescionária. Quando estas formas esféricas ou subesféricas possuem diâmetro superior a 2 mm, são denominadas pisólitos e a textura é pisolítica. 2.3.3 Estruturas sedimentares As estruturas sedimentares constituem os aspectos principais da organização interna da rocha sedimentar. Dizem respeito às relações mútuas das suas partículas constituintes, sendo melhor visualizadas em afloramentos do que em amostras de mão. As estruturas auxiliam, de certo modo, a interpretação do ambiente de sedimentação. Muitas delas permitem determinar o sentido das paleocorrentes, enquanto que outras possibilitam sugerir quais teriam sido as condições paleoclimáticas da época de deposição. As estruturas podem ser classificadas segundo vários critérios. Podemos tomar como critério seu tamanho ou o tempo de sua formação, relacionando-as com as rochas que as contêm ou, ainda, segundo sua origem. De acordo com o tamanho podemos considerá-las como grandes, se são só visíveis no campo, ou pequenas, se visíveis em uma amostra. As menores estruturas, que requerem a utilização de instrumentos ópticos para seu estudo, são chamadas de microestruturas. 32 Quanto ao tempo em que foram formadas, elas podem ser singenéticas ou primárias e epigenéticas ou secundárias. As primeiras são formadas durante a deposição ou pouco tempo após a deposição do sedimento. As epigenéticas são formadas muito depois da sedimentação. Chama-se interface a superfície sobre a qual está se processando a sedimentação. Uma rocha sedimentar possui, portanto, muitas interfaces que correspondem ás diversas fases em que esteve exposta antes de ser recoberta por camadas sucessivas de sedimentos. Muitas das estruturas singenéticas formam- se sobre as interfaces de deposição. A situação de tais estruturas em relação aos corpos litológicos pode ser interna ou externa, segundo se localizem dentro da unidade litológica ou entre as unidades litológicas. Finalmente, quanto á origem, elas podem ser classificadas em físicas, químicas ou orgânicas. 2.3.3 1 Classificação das estruturas sedimentares 2.3.3.1.1 Estruturas sedimentares primárias (singenéticas) a.1) Estratificação - um dos aspectos mais característicos das rochas sedimentares é sua deposição em estratos ou camadas, umas sobre as outras. A estratificação é salientada pelas diferenças de composição, textura, dureza, coesão ou cor, dispostas em faixas aproximadamente paralelas. Algumas camadas não apresentam estratificação nítida. Ela pode estar oculta e vir a ser realçada pelo intemperismo ou percebida pelo exame com raios X. Outras vezes a estratificação está completamente ausente (estrutura maciça). a.2) Estratificação cruzada - Consiste na disposição de estratos em ângulos diversos em relação a um plano horizontal ou à inclinação original da rocha. É uma estrutura comum nas rochas sedimentares, principalmente nas de granulação arenosa. Permite determinar, com grande precisão, o sentido das paleocorrentes, isto é, a direção de transporte nos mares, rios e desertos. A estratificação cruzada caracteriza muitas formações depositadas em ambiente subaquático (por exemplo, Arenito Furnas) ou eólico (por exemplo, Arenito Botucatu) (Fig. 24). Fig. 23 – Estratificação plano paralela em arenito. 33 Fig. 24 - Estratificação cruzada com indicação da direção da corrente. a.3) Estrutura gradacional - Na estrutura gradacional verifica-se, numa mesma camada, uma mudança progressiva da granulação do sedimento, de sorte que o tamanho do grão diminui de baixo para cima até aumentar abruptamente na camada seguinte. Esta, por sua vez, apresenta a mesma característica em relação à que se segue (Fig. 25 e 26). a.4) Imbricação - Nos depósitos rudáceos, com freqüência os seixos apresentarem imbricação, isto é, orientarem-se com o eixo longo inclinando no sentido de onde vem a corrente. O estudo estatístico da imbricação permite determinar o sentido do transporte (Fig. 27). a.5) Marcas ondulares - As marcas ondulares são produzidas por correntes (fluxos) de água ou ar. Encontram-se principalmente em sedimentos arenosos e menos freqüentemente em siltitos. Existem diversas formas de marcas ondulares, que estão condicionadas a vários fatores, como velocidade das correntes, movimentos das ondas, suprimento e granulação dos sedimentos e profundidade da água. Prestam-se para determinação da direção da corrente. Podem ser simétricas (geralmente causadas por oscilação), ou assimétricas (correntes) (fig. 14). Fig. 25 - Estrutura gradacional. Fig. 26 - Estrutura gradacional. 34 Fig. 27 - Estrutura imbricada com indicação da direção da corrente. Fig. 28 – Fotografia e desenhos esquemáticos de marcas de onda. a.6) Gretas de contração - As gretas de contração são abundantes em algumas seqüências geológicas, como, por exemplo, nos siltitos da Formação Teresina. São freqüentes nos depósitos síltico-argilosos e nos calcários e praticamente ausentes nos sedimentos arenosos. A origem das gretas está ligada à perda de água pelo sedimento, o que ocasiona sua contração. Elas são limitadas por polígonos irregulares (Fig. 29). Fig. 29 – Fotografia e desenho esquemático de gretas de contração. 2.3.3.1.2 Estruturas secundárias (epigenéticas) b.1) Estruturas Deformacionais - Entre as estruturas deformacionais encontram-se as de recalque, de carga ou aquelas desenvolvidas nos escorregamentos (camadas dobradas, contorcidas, convolutas, falhadas e brechas). As camadas com estratificação contorcida ou convoluta são, portanto, formadas por compressão durante os escorregamentos, ou pela ação de sobrecarga ou recalque no sedimento. Outras estruturas desenvolvem-se por tensão, como, por exemplo, a fragmentação, o estiramento e o falhamento dos estratos. 35 b.2) Diques clásticos - são corpos tabulares de material clástico, que cortam discordantemente as camadas. Geralmente são constituídos de arenito. Como exemplo pode-se citar os diques de arenito (Arenito Botucatu) cortando os basaltos do Grupo São Bento. A areia, neste caso, veio de baixo para cima, tendo sido empurrada (injetada) através de diáclases do basalto. Esses arenitos normalmente estão silicificados. c) Estruturas Químicas As estruturas deste tipo são freqüentes praticamente em toda seqüência paleozóica do Brasil, onde ocorrem sob os mais diversos aspectos. De modo geral, são consideradas epigenéticas ou secundárias, desenvolvidas, portanto, após a sedimentação. Entre elas podem ser citados os nódulos e as concreções. c.1) Nódulos - Os nódulos ocorrem em grandes quantidades em vários horizontes dos folhelhos carbonosos e pirobetuminosos da Formação lrati. São irregulares e de tamanho variado, sendo os mais comuns de 2 a 10 mm. Geralmente ocorrem paralelos à estratificação. Os nódulos da Formação lrati são constituídos de sílex (Fig. 30). c.2) Concreções - Diferem dos nódulos pelo seu tamanho (dimensões maiores) e pela presença de estrutura interna. Suas formas são variadas,sendo mais comuns as esferoidais, embora ocorram com relativa freqüência formas discóides. Os tamanhos também variam, tendo sido observadas concreções na Formação lrati com até 50 a 60 cm de diâmetro. A maioria das concreções possui estrutura interna concêntrica (Fig. 31). Fig. 30 – Nódulo silicoso. Fig. 31 – Concreção de calcita com estrutura concêntrica d) Estruturas de origem orgânica Entre as estruturas de origem orgânica citam-se: perfurações por animais, pegadas, pistas, coprólitos, várias modalidades de fósseis, bioturbações (estratificação irregular). 2.3.4 Classificação das rochas sedimentares As rochas sedimentares são classificadas em três grupos fundamentais: clásticas ou detríticas, químicas e orgânicas ou organógenas. 2.3.4.1 Rochas sedimentares detríticas As rochas sedimentares detríticas ou clásticas são formadas por fragmentos de minerais e/ou rochas, provenientes da fragmentação e decomposição de rochas preexistentes. De acordo com os intervalos granulométricos, são divididas em três grupos: rudáceas (grosseiras), arenosas e síltico/argilosas. a.1) Rochas sedimentares rudáceas As rochas sedimentares constituídas por fragmentos grosseiros, de tamanho maior do que areia (>2mm), isto é, compostos de seixos ou blocos, são referidas como rochas rudáceas. Nela os constituintes grosseiros são denominados fenoclastos. De acordo com o grau de arredondamento destes, os depósitos rudáceos subdividem-se em: 36 a.1.1) Brechas - rocha sedimentar rudácea com predomínio de fragmentos angulosos. Nas brechas, o transporte foi pequeno ou praticamente inexistente. As acumulações de cascalho residual nas vertentes ou os depósitos de talus no sopé dos terrenos íngremes, quando litificados, constituem as brechas sedimentares, caracterizadas pela angulosidade dos fragmentos constituintes. Os depósitos de cascalho residual ou de talus são característicos de clima semi-árido, das regiões desérticas ou polares. As brechas também podem ser formadas nos movimentos de massa causados pelos desmoronamentos subaéreos ou escorregamentos subaquáticos em ambiente lacustre ou fluvial. a.1.2) Conglomerados - rocha sedimentar rudácea com predominância de fenoclastos subarredondados a arredondados. No conglomerado, os fenoclastos sofreram um transporte subaquático apreciável. Conseqüentemente, os fragmentos encontram-se mais ou menos desgastados e arredondados. Os conglomerados, via de regra, compõem-se de seixos mais resistentes, capazes de se oporem aos impactos do transporte torrencial, ao longo dos rios, ou à ação das ondas junto às costas. A ação das geleiras também origina depósitos rudáceos contendo desde os fragmentos clásticos finos até matacões com mais de 1 m de diâmetro. São os depósitos característicos do avanço (morena basal, frontal ou lateral) e do recuo (diamictitos) das geleiras. a.2) Rochas sedimentares arenáceas As rochas arenáceas são constituídas principalmente por material clástico de tamanho "areia", entre 0,062 e 2 mm. Sua composição é variada, indo desde os arenitos limpos (compostos de areia quartzosa) até os impuros (wacke), nos quais a areia se encontra misturada com silte e argila. Os arenitos limpos são, em geral, bem selecionados, podendo conter pequena quantidade de argila. Por outro lado, os arenitos impuros, via de regra, são menos selecionados e constituem misturas de material detrítico, muitas vezes de natureza heterogênea, envolvidos numa matriz de silte e argila. Os arenitos são formados em numerosos ambientes de sedimentação: marinho, lacustre, praial, estuarino, fluvial, eólico e periglacial. Quando, durante o transporte, as areias são bem lavadas e selecionadas pelas correntes, formam-se arenitos limpos. a.2.1) Arenitos - possuem coloração variada: geralmente são amarelados, avermelhados, cinzentos, castanhos ou brancos. A granulação média constitui textura comum. Via de regra, são bem selecionados e apresentam-se bem estratificados, muitas vezes com estratificação cruzada, marcas de ondulação, concreções ou fósseis. O quartzo constitui o mineral principal, podendo ocorrer, igualmente, feldspato, mica ou outros minerais. Os grãos podem estar cimentados por uma matriz argilosa ou por sílica, calcita ou óxido de ferro. a.2.2) Arcósios - possuem granulação que varia de média a grosseira. São de coloração branca, cinzenta, rosada ou avermelhada. Sua textura mostra abundantes grãos angulares a subangulares. Alguns se apresentam estratificados. Contêm quartzo com 25 a 50% de feldspato, além de biotita ou moscovita, entre outros minerais. Os arcósios originaram-se da desintegração dos granitos e gnaisse-granitos e foram depositados durante períodos de clima semi-árido. a.2.3) Grauvaca - Constitui uma rocha de coloração cinza até cinza-escura, formada por grãos angulares. Apresenta com freqüência estrutura gradacional. Os grãos grosseiros consistem em quartzo, feldspato e fragmentos de rocha. A matriz é muito fina. a.3) Rochas sedimentares lutáceas (síltico/argilosas) Entre as rochas sedimentares, os depósitos lutáceos são os mais abundantes. Do ponto de vista granulométrico, constituem as rochas clásticas mais finas, compostas de partículas de tamanho "silte" e "argila". Entre os produtos de alteração do intemperismo que ocorrem nos sedimentos finos encontram-se o caulim, a montmorillonita, bem como bauxita e limonita. Entre os resíduos inalterados do intemperismo aparecem grãos de quartzo, feldspato e mica. No ambiente são formados minerais autigênicos, como calcita, calcedônia e pirita, entre outros. Alguns depósitos são relativamente ricos em remanescentes orgânicos, os quais podem apresentar-se na forma de: lama carbonosa, carapaças calcificas ou aragoníticas de foraminíferos e estruturas silicosas (opala) das diatomáceas, dos radiolários e nas espículas das esponjas. a.3.1) Siltitos - os siltitos são rochas clásticas finas, com pelo menos 50% de partículas de silte (0,004 a 0,062 mm). Apresentam-se, em geral, finamente estratificados, porém os fenômenos de bioturbação podem obscurecer ou destruir a estratificação. Sua coloração pode ser cinza, negra, castanha ou amarela. Devido à sua granulação fina, os minerais são dificilmente percebidos. A mica pode estar presente em alguns estratos. É comum, nos siltitos, a presença de nódulos, concreções ou fósseis. 37 a.3.2) Argilitos e folhelhos - são rochas clásticas de granulação muito fina, formadas de partículas menores do que 0,004 mm de diâmetro. Os folhelhos apresentam-se finamente laminados, enquanto que os argilitos mostram um aspecto maciço. Essas rochas consistem numa mistura de minerais argilosos com grãos de quartzo, feldspato e mica. A coloração é variável, branca, cinzenta, amarelada, avermelhada ou preta. Os folhelhos pretos são ricos em material carbonoso ou betuminoso, e neles também é comum a ocorrência de pirita e gipso. No Brasil, os folhelhos pirobetuminosos da Formação lrati representam uma reserva considerável de combustíveis minerais. 2.3.4.2 Rochas sedimentares químicas As rochas sedimentares de origem química representam os produtos solúveis do intemperismo, que foram transportados em solução e depositados diretamente nas bacias de sedimentação, por processos físico-químicos tais como evaporação, precipitação, alterações de pH, etc. A precipitação de soluções origina rochas de granulação muito fina. A evaporação e a precipitação, via de regra, ocorrem em condições desfavoráveis ao bom desenvolvimento de cristais. As rochas sedimentares químicas classificam-se em: silicosas, carbonatadas, ferruginosas e evaporíticas (cloretos, sulfatos, carbonatos, boratos) . a.1) Rochas silicosas - O sílex constitui um depósito de sílica finamente cristalizada ou criptocristalina.Ocorre freqüentemente em nódulos ou concreções em rochas calcárias ou dentro de outras formações. A origem da maioria das ocorrências de sílex é, sem dúvida, a substituição de carbonato de cálcio por sílica. a.2) Rochas carbonatadas - A precipitação química direta do calcário e do dolomito é relativamente restrita. Parece que a maior parte dessas rochas esteve durante algum tempo relacionada com atividades orgânicas. Em bacias fechadas e de alta salinidade depositam-se os carbonatos, como, por exemplo, o calcário oolítico ou pisolítico. O enriquecimento ulterior dos calcários em magnésio deve-se a reações de substituição posteriores à deposição. a.3) Rochas ferruginosas - O ferro é o quarto elemento mais abundante na crosta terrestre e muitas rochas sedimentares terrígenas contêm substancial quantidade de óxidos e silicatos de ferro. Os sedimentos ferruginosos podem apresentar-se sob a forma de quatro tipos principais de minerais: óxidos ou hidróxidos (goethita, hematita e magnetita), carbonatos (siderita), silicatos (chamosita, greenalita, glauconita, estilpnomelano) e sulfetos (pirita e marcassita). Mais de uma variedade de minerais podem ocorrer dentro de um único depósito, podendo estar repetidas na seqüência estratigráfica ou mostrar mudanças laterais de um tipo para outro. a.4) Depósitos evaporíticos - os evaporitos são depósitos salinos formados principalmente a partir da evaporação da água do mar em salinas marinhas, lagunas e mares reliquiares. As condições mais propícias para sua formação são encontradas em locais com limitada circulação de água e clima seco, onde a evaporação é maior que a precipitação. Os depósitos sedimentares assim formados, denominados evaporitos, constituem cerca de 3% do total das rochas sedimentares. A água do mar contém aproximadamente 34,5 gramas por litro de sais dissolvidos. Esses compostos dissolvidos vão ser precipitados na ordem aproximadamente inversa da solubilidade dos sais a serem formados. Quando a água normal do mar é concentrada por evaporação a aproximadamente 3,35 vezes a salinidade original (a 30°C), a gipsita (CaSO4.2 H2O) começa a se precipitar. A halita (NaCl), que é um sal muito mais solúvel, inicia sua precipitação quando a água atinge cerca de 1/10 do volume original. Os minerais menos solúveis são os primeiros a ser precipitados, formando-se então os vários tipos de evaporitos. São formados principalmente depósitos de carbonato, sulfatos, cloretos, boratos e fluoretos. 2.3.4.3 Rochas sedimentares orgânicas As rochas sedimentares orgânicas originam-se direta ou indiretamente das atividades dos organismos animais ou vegetais. Eles acumulam-se principalmente nos ambientes marinhos, podendo, contudo, ocorrer igualmente em bacias terrestres de água doce. Classificam-se em: calcárias, silicosas, fosfáticas e carbonosas. a.1) Calcários - os calcários são rochas sedimentares que contêm mais de 50% de carbonato de cálcio. As impurezas incluem quartzo, argila, óxido de ferro e fragmentos de rochas, entre outros materiais. Os vários tipos de calcários são classificados tendo por base a textura ou qualquer outra propriedade significativa; por exemplo: calcário cristalino, calcário microcristalino, calcário oolítico, calcário fossilífero, coquina etc. A coloração é variável: branca, cinzenta, creme, amarelada, avermelhada, 38 castanha ou preta. A textura pode variar de granulação muito fina até grosseira, de aspecto sacaróide. Freqüentemente há estratificação, bem como numerosos fósseis. O calcário é formado essencialmente por calcita. A sílica está presente em forma de sílex finamente cristalizado, formando estratos ou massas nodulares. O quartzo, silte ou argila ocorrem em quantidades variáveis. a.2) Silicosas - são rochas sedimentares formadas por restos ou fragmentos de organismos que apresentam esqueleto ou carapaça silicosa. Como exemplos citam-se os diatomitos, formados por carapaças de diatomáceas; espongólitos ou espongiolitos, formados pelo acúmulo de espículas silicosas de esponjas; a.3) Fosfáticas - os fosfatos sedimentares ocorrem em muitos folhelhos marinhos e em depósitos continentais. A forma mais comum de fosfato sedimentar é o colofânio, que é uma substância fosfatada criptocristalina. O cimento fosfático (quase todo criptocristalino) ocorre em outras rochas fosfáticas ou rochas compostas de outros tipos de partículas. As partículas fosfáticas apresentam-se como oólitos, pelotas (não fecais), pelotas fecais, materiais bioclásticos e clásticos fosfáticos. a.4) Rochas sedimentares carbonosas - são rochas ricas em carvão, divididas em dois grupos principais: 1) grupo húmico (série do carvão) e 2) grupo sapropelítico (rochas oleígenas). O carvão é uma rocha sedimentar formada integralmente por processos bioquímicos. Ele é originado por acumulação de detritos vegetais, sob condições anaeróbicas, em regiões pantanosas. Os principais tipos de rochas carbonosas da série do carvão são: turfa, linhito, hulha e antracito. a.4.1) Turfa - é um sedimento de origem vegetal que se encontra nas formações sedimentares de idade recente e continua em formação nos dias atuais. As turfas são sempre formadas de plantas herbáceas (principalmente musgos e ciperáceas), mas também, às vezes, são constituídas predominantemente de plantas lenhosas arborescentes, como acontece nos pântanos da costa oriental dos Estados Unidos. As propriedades físicas e químicas das turfas são muito variáveis. A densidade em geral é muito baixa (em torno de 1 g/cm3), e o teor em carbono total varia entre 55% e 65% do peso seco. O teor de umidade varia de 65% a 90%. O poder calorífico é baixo, sendo de 3.000 a 5.000 calorias/grama em estado seco. a.4.2) Linhito - o linhito é um “carvão” acastanhado, encontrado em formações cenozóicas ou mesozóicas. É formado de restos vegetais variados em que os fragmentos lenhosos representam um papel importante. Distinguem-se das turfas pelo teor de celulose muito maior nas turfas. A densidade do linhito situa-se entre 1,1 e 1,3 g/cm3. O teor de carbono total varia entre 65% e 75% e o de água, entre 10% a 30%. O poder calorífico do linhito situa-se entre 4.000 a 6.000 calorias/grama. a.4.3) Hulha - A hulha constitui o carvão negro encontrado em sedimentos do Paleozóico e do Mesozóico Inferior. Ela é formada também por restos vegetais, cujas estruturas são observáveis ao microscópio em pequenas partes em meio a um fundo desprovido de estruturas reconhecíveis. A densidade da hulha é da ordem de 1,2 a 1,5 g/cm3. Seu teor em carbono total varia de 75% a 90% com teores variáveis de matéria mineral. O conteúdo de água é da ordem de 2% a 7%. No Brasil, a hulha é encontrada nos Estados sulinos, abrangendo principalmente Rio Grande do Sul e Santa Catarina, embora pequenas quantidades ocorram também no Paraná e em São Paulo. O poder calorífico dos carvões brasileiros é da ordem de soco a 6800 calorias/grama. a.4.4) Antracito - Normalmente, a hulha e o antracito formam, em conjunto, o que é conhecido sob o nome de carvão mineral. O antracito é um carvão com densidade entre 1,4 a1,7 g/cm3, com aspecto vítreo, de fratura brilhante e conchoidal, e com 90% a 93% de carbono. Este carvão é pobre em voláteis e de poder calorífico superior a 8.000 calorias/grama. São raras as ocorrências de antracito no Brasil e provem em geral da destilação da hulha do sul do país, devido a intrusões de diques e sills de diabásio. 39 Quadro 9 - Classificação das rochas sedimentares Rudáceas - Brechas - Conglomerados Arenáceas - Arenitos - Arcósios - Grauvaca DETRÍTICAS Pelíticas - Siltitos - Argilitos - Folhelhos Silicosas - Sílex - Jaspe Carbonatadas - Calcário - Dolomito - Óxidos e/ou Hidróxidos - Goethita- Hematita - Magnetita - Carbonatos - Siderita - Silicatos - Chamosita - Glauconita - Estilpnomelano Ferruginosas - Sulfetos - Pirita - Marcassita QUÍMICAS Evaporíticas - Halita - Gipsita - Polihalita - Sais de potássio Carlcárias - Calcário coralíneo - Calcário estromatolítico - Coquina Silicosas - Diatomito - Espongiolito - Troncos silicificados Fosfáticas - Colofânio - Pelotas fecais e não fecais - Materiais bioclásticos (guano) Carbonosas - Turfa - Linhito - Hulha (carvão betuminoso) - Antracito CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES ORGÂNICAS Betuminosas - Folhelho pirobetuminoso - Arenito betuminoso 40 2.4 Rochas metamórficas As rochas estudadas nos tópicos anteriores originaram-se, por diferentes processos, em equilíbrio com as condições de pressão e temperatura reinantes durante sua formação. Estas rochas, independente de sua origem e composição, podem ser submetidas a novas condições ambientais (P, T), diferentes daquelas em que foram originadas. Em conseqüência dessas novas condições de P e T e da ação de soluções químicas, ocorre uma série de reações entre os minerais dessa rocha, além de recristalização, etc., que culminam com a formação de um novo agregado mineral (nova rocha), em equilíbrio com as novas condições ambientais. Este processo de transformação de uma rocha em outra é chamado de metamorfismo, e a rocha resultante é denominada rochas metamórficas. Portanto, rocha metamórfica é aquela que sofreu mudanças na sua constituição mineral e na textura, em conseqüência de importantes transformações nos ambientes físico e químico do interior da crosta, devido a altas temperaturas, grandes pressões e reações provocadas por soluções quimicamente ativas. Na maioria dos casos, o metamorfismo consiste numa recristalização parcial ou completa da rocha, com formação de novas estruturas. Noutros casos, as mudanças são mais profundas, formando-se novas estruturas, texturas e novos minerais. Em condições extremas, a rocha metamórfica pode ser praticamente idêntica a uma rocha ígnea. 2.4.1 Ambiente metamórfico Os processos metamórficos têm lugar no interior da crosta terrestre, onde as rochas sólidas podem sofrer importantes transformações mineralógicas, devido a altas temperaturas, a elevadas pressões e à ação de fluidos quimicamente ativos. 2.4.2 Agentes do metamorfismo 2.4.2.1 Temperatura Os principais agentes do metamorfismo são as altas temperaturas, grandes pressões e ambiente químico reinante em grandes profundidades da crosta terrestre. Quando uma rocha é submetida a mudanças por um ou mais de um desses fatores, sobrevêm perturbações no equilíbrio físico e químico de sua associação mineral. O estabelecimento de novo equilíbrio resulta no metamorfismo da rocha. Através deste, os constituintes minerais são transformados em outros mais estáveis sob as novas condições. A temperatura constitui, provavelmente, um dos fatores mais importantes nos processos metamórficos. Abaixo de 200° C, as reações são muito lentas; acima de 800 a 1.000° C, a rocha funde. Desse modo, o metamorfismo tem lugar entre as temperaturas de 200 e 1.000° C. O calor pode ser fornecido pelo aumento natural de temperatura com a profundidade (grau geotérmico) ou por câmaras magmáticas adjacentes às áreas de metamorfismo. 2.4.2.2 Pressão Quanto à pressão, dois tipos devem ser considerados. O primeiro deve-se ao próprio peso do material sobrejacente, o qual, naturalmente, aumenta com a profundidade. A maioria das rochas metamórficas forma-se a menos de 20 km de profundidade, isto é, a menos de 6.000 atmosferas de pressão. A ação do peso do material sobrejacente constitui a pressão uniforme ou litostática. O segundo tipo de pressão, denominado pressão dirigida (stress), deve-se aos esforços tectônicos relacionados aos movimentos da crosta terrestre. 2.4.2.3 Fluidos quimicamente ativos Os fluidos desempenham papel importante no metamorfismo. As reações químicas só podem ocorrer mediante solubilização parcial ou completa do mineral original, com formação de nova espécie adaptada às novas condições físicas e químicas reinantes no ambiente de metamorfismo. O veículo das transformações químicas é a matéria liquida ou volátil que ocupa as fissuras e todas as porosidades e interstícios das rochas. A água é, sem dúvida, o constituinte mais importante, juntamente com outros produtos derivados das câmaras magmáticas. A presença de fluidos nos poros das rochas determina a velocidade e a natureza do processo metamórfico. 41 Em grandes profundidades as ações da temperatura e da pressão acentuam a atividade das soluções, produzindo metamorfismo por recristalização ou adição de material, com desenvolvimento de novas estruturas. 2.4.3 Texturas e estruturas metamórficas As texturas das rochas metamórficas dependem da forma, do modo de crescimento e arranjo mútuo dos seus minerais, enquanto as estruturas dependem das interrelações das várias texturas dentro da rocha. Para a designação de texturas metamórficas utiliza-se o termo blasto, como prefixo ou como sufixo, para distingui-las das rochas ígneas. Textura cristaloblástica - relaciona-se principalmente com a recristalização da rocha. Assim, ela pode ser idioblástica, quando os cristais apresentam faces bem desenvolvidas, ou xenoblástica, quando não possuem faces definidas. Textura granoblástica – quando na rocha metamórfica predominam minerais granulares eqüidimensionais. É a textura típica de quartzitos, mármores, granulitos, etc. Textura porfiroblástica - é definida pela existência de cristais de grande tamanho (porfiroblastos) disseminados numa matriz de granulação sensivelmente mais fina. Textura lepidoblástica - quando na rocha metamórfica predominam minerais lamelares (filossilicatos) intercrescidos e homogeneamente orientados. Ocorre em filitos, xistos, etc. Textura nematoblástica - predomínio de minerais aciculares (geralmente anfibólios) homogeneamente orientados, como nos anfibolitos. Textura gnáissica ou granolepidoblástica - ocorre em rochas metamórficas com bandas claras e escuras alternadas, como no gnaisse. As bandas claras, constituídas principalmente de quartzo e feldspato, possuem textura granoblástica. Já as bandas escuras, constituídas principalmente por biotita e hornblenda, possuem textura lepidoblástica. A combinação desses dois tipos de textura é chamada gnáissica ou granolepidoblástica, como no gnaisse. Estrutura xistosa - quando a rocha metamórfica apresenta camadas ou leitos em faixas orientadas, formadas por minerais lamelares, prismáticos e aciculares (micas, talco, clorita, anfibólio), facilmente cliváveis. Estes minerais, sob ação da pressão dirigida, dispõem-se em camadas de aspecto folheado, como nos xistos, filitos e ardósia. Estrutura granulosa - deve-se à predominância de minerais eqüidimensionais (quartzo, feldspato, calcita, etc.), sem orientação preferencial (mármores, quartzitos). Estrutura gnáissica ou granuloxistosa - é uma estrutura mista devido à alternância de bandas xistosas e granulosas, às quais são diferentes tanto na composição mineral quanto na textura (p.e. gnaisses). 2.4.4 Tipos de metamorfismo De acordo com o ambiente e a predominância dos diferentes agentes de metamorfismo, podem-se ter os seguintes tipos principais de metamorfismo: metamorfismo de contato, metamorfismo dinâmico (cataclástico) e metamorfismo regional. a) Metamorfismo de contato Ocorre no contato entre grandes massas ígneas intrusivas e rochas encaixantes, geralmente sedimentares. Há uma acentuada ação do calor sobre a rocha encaixante (sedimentar) que, em conseqüência, recristaliza-se, exibindo novos minerais. O amplo gradiente de temperatura, decrescente do contato intrusivo em direção à encaixante
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