Guia Para Analises de Rochas Sedimentares

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 préexistentes 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): 1):

1

1 – Fragmentos detríticos, 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, aloquímicos, produzidos dentro ou nas adjacências da área deposicional; e 3 – Componentes ortoquímicos, ortoquímicos, resultantes da precipitação química direta na área de deposição.

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.

Tabela 1.2 – Explicação dos símbolos usados na classificação de rochas sedimentares da figura 1.1 . Simbolo (usado na figura 1) T – Rochas terrígenas IA – Rochas aloquímicas impuras IO – Rochas ortoquímicas impuras

Exemplos e comentários A maioria dos lamitos, arenitos e conglomerados. A maioria das rochas terrígenas situa-se na área sombreada da figura 1. Muitos folhelhos esqueletais, arenitos esqueletais ou carbonatos ricos em oóides. Carbonatos lamíticos argilosos

Participação % aproximada no registro geológico 65 – 75

10 – 15 2–5

Carbonatos esqueletais, ricos A – Rochas aloquímicas em oóides, pelets ou 8 – 15 intraclastos xO – Rochas ortoquímicas Lamitos carbonáceos, anidrita, 1–8 chert IA e IO são coletivamente chamados de rochas químicas impuras e A e O de rochas químicas puras

2

1 – Fragmentos detríticos, 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, aloquímicos, produzidos dentro ou nas adjacências da área deposicional; e 3 – Componentes ortoquímicos, ortoquímicos, resultantes da precipitação química direta na área de deposição.

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.

Tabela 1.2 – Explicação dos símbolos usados na classificação de rochas sedimentares da figura 1.1 . Simbolo (usado na figura 1) T – Rochas terrígenas IA – Rochas aloquímicas impuras IO – Rochas ortoquímicas impuras

Exemplos e comentários A maioria dos lamitos, arenitos e conglomerados. A maioria das rochas terrígenas situa-se na área sombreada da figura 1. Muitos folhelhos esqueletais, arenitos esqueletais ou carbonatos ricos em oóides. Carbonatos lamíticos argilosos

Participação % aproximada no registro geológico 65 – 75

10 – 15 2–5

Carbonatos esqueletais, ricos A – Rochas aloquímicas em oóides, pelets ou 8 – 15 intraclastos xO – Rochas ortoquímicas Lamitos carbonáceos, anidrita, 1–8 chert IA e IO são coletivamente chamados de rochas químicas impuras e A e O de rochas químicas puras

2

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. 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. CARBONÁTICAS. A maior parte dos organismos marinhos 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).

3

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  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

4

(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. CARVÃO

85

75

65

     s      e 55       d      u       t       i       t      a 45       l      o      e       l      a 35       P 25

15

5

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

freqüência

EVAPORITOS

85

75

65

     s      e       d 55      u       t       i       t      a 45       l      o      e       l      a 35       P 25 15

5

0

5

10

15

20

25

30

35

40

freqüência

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).

5

CARBONATOS

85 75 65      s      e 55        d      u       t        i       t      a 45        l      o      e        l      a 35        P

25 15 5 0

10

20

30

40 freqüência

50

60

70

80

TILITOS

85 75 65      s      e        d 55      u       t        i       t      a 45        l      o      e        l      a 35        P

25 15 5 0

5

10

15

20 25 freqüência

30

35

40

45

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.

6

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 identificar a 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 limonitagoethita). 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

7

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.

8

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.

9

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 os nomes: 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.

10

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).

11

Classe granulométrica Matacões muito grandes Matacões grandes Matacões médios Matacões pequenos Blocos grandes Blocos pequenos Seixos muito grossos Seixos grossos Seixos médios Seixos finos Seixos muito finos (grânulos) Areias muito grossas Areias grossas Areias médias Areias finas Areias muito finas Siltes grossos Siltes médios Siltes finos Siltes muito finos Argilas

Diâmetro mínimo em milímetros 2048 1024 512 256 128 64 32 16 8 4 2 1 ½ (0,5) ¼ (0,25) 1/8 (0,125) 1/16 (0,0625) 1/32 (0,03125) 1/64 (0,01562) 1/128 (0,0078) 1/256 (0,0039) Menor que 1/512

Diâmetro

Nome da rocha

Φ

-11 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 +1 +2 +3 +4 +5 +6 +7 +8 +9

Rudito, brecha, conglomerado, rocha rudácea

Arenito muito grosso Arenito grosso Arenito médio Arenito fino Arenito muito fino Siltito 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 diferentes de 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

12

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.

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 0,040,07 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. 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,

13

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.

14