Rocha sedimentar -
Sedimentary rock

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Sequência marinha marginal do Triássico Médio de siltitos (camadas avermelhadas na base do penhasco) e calcários (rochas marrons acima), Formação Virgem , sudoeste de Utah , EUA

Rochas sedimentares são tipos de rocha formados pelo acúmulo ou deposição de partículas minerais ou orgânicas na superfície da Terra , seguido de cimentação . Sedimentação é o nome coletivo dos processos que fazem com que essas partículas se fixem no lugar. As partículas que formam uma rocha sedimentar são denominadas sedimentos e podem ser compostas por detritos geológicos (minerais) ou detritos biológicos (matéria orgânica). Os detritos geológicos originaram-se do intemperismo e da erosão das rochas existentes ou da solidificação de bolhas de lava derretida que explodiram por vulcões. Os detritos geológicos são transportados para o local de deposição pela água, vento, gelo ou movimento de massa , os quais são chamados de agentes de desnudação . Os detritos biológicos eram formados por corpos e partes (principalmente conchas) de organismos aquáticos mortos, bem como sua massa fecal, suspensos na água e lentamente se acumulando no fundo dos corpos d'água ( neve marinha ). A sedimentação também pode ocorrer quando os minerais dissolvidos precipitam da solução aquosa .

A cobertura de rochas sedimentares dos continentes da crosta terrestre é extensa (73% da superfície terrestre atual), mas a rocha sedimentar é estimada em apenas 8% do volume da crosta. As rochas sedimentares são apenas um fino verniz sobre uma crosta consistindo principalmente de rochas ígneas e metamórficas . Rochas sedimentares são depositados em camadas como camadas , formando uma estrutura chamada de cama . As rochas sedimentares são frequentemente depositadas em grandes estruturas chamadas bacias sedimentares . Rochas sedimentares também foram encontradas em Marte .

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Classificação com base na origem

Uluru (Ayers Rock) é uma grande formação de arenito no Território do Norte , Austrália .

As rochas sedimentares podem ser subdivididas em quatro grupos com base nos processos responsáveis ​​por sua formação: rochas sedimentares clásticas, rochas sedimentares bioquímicas (biogênicas), rochas sedimentares químicas e uma quarta categoria para "outras" rochas sedimentares formadas por impactos, vulcanismo e outras processos menores.

Rochas sedimentares clásticas

As rochas sedimentares clásticas são compostas por fragmentos de rocha ( clastos ) que foram cimentados. Os clastos são geralmente grãos individuais de quartzo , feldspato , minerais de argila ou mica . No entanto, qualquer tipo de mineral pode estar presente. Os clastos também podem ser fragmentos líticos compostos por mais de um mineral.

As rochas sedimentares clásticas são subdivididas de acordo com o tamanho de partícula dominante. A maioria dos geólogos usa a escala de tamanho de grão Udden-Wentworth e divide o sedimento não consolidado em três frações: cascalho (> 2 mm de diâmetro), areia (1/16 a 2 mm de diâmetro) e lama (<1/16 mm de diâmetro). A lama é ainda dividida em lodo (1/16 a 1/256 mm de diâmetro) e argila (<1/256 mm de diâmetro). A classificação das rochas sedimentares clásticas segue esse esquema; conglomerados e brechas são feitos principalmente de cascalho , os arenitos são feitos principalmente de areia e os mudrocks são feitos principalmente de lama. Esta subdivisão tripartida é espelhada pelas categorias amplas de ruditos , arenitos e lutitos , respectivamente, na literatura mais antiga.

A subdivisão dessas três grandes categorias é baseada nas diferenças na forma dos clastos ( conglomerados e brechas ), composição ( arenitos ) ou tamanho ou textura do grão ( mudrocks ).

Conglomerados e brechas

Os conglomerados são predominantemente compostos de cascalho arredondado , enquanto as brechas são compostas de cascalho predominantemente angular .

Arenitos

Rocha sedimentar com arenito em Malta
O Lower Antelope Canyon foi esculpido no arenito ao redor por desgaste mecânico e químico. Vento, areia e água de enchentes são os principais agentes de intemperismo.

Os esquemas de classificação de arenito variam amplamente, mas a maioria dos geólogos adotou o esquema Dott, que usa a abundância relativa de quartzo, feldspato e grãos de estrutura lítica e a abundância de uma matriz lamacenta entre os grãos maiores.

Composição dos grãos da estrutura
A abundância relativa de grãos de estrutura do tamanho de areia determina a primeira palavra em um nome de arenito. A nomenclatura depende da dominância dos três componentes mais abundantes: quartzo , feldspato ou fragmentos líticos originados de outras rochas. Todos os outros minerais são considerados acessórios e não são usados ​​na denominação da rocha, independentemente da abundância.
  • Os arenitos de quartzo têm grãos de quartzo> 90%
  • Arenitos feldspáticos têm <90% de grãos de quartzo e mais grãos de feldspato do que grãos líticos
  • Arenitos líticos têm <90% de grãos de quartzo e mais grãos líticos do que grãos de feldspato
Abundância de material de matriz lamacenta entre os grãos de areia
Quando partículas do tamanho de areia são depositadas, o espaço entre os grãos permanece aberto ou é preenchido com lama (partículas do tamanho de silte e / ou argila).
  • Os arenitos "limpos" com poros abertos (que mais tarde podem ser preenchidos com material de matriz) são chamados de arenitos.
  • Arenitos lamacentos com matriz lamacenta abundante (> 10%) são chamados de wackes.

Seis nomes de arenito são possíveis usando os descritores para composição de grãos (quartzo-, feldspático- e lítico-) e a quantidade de matriz (wacke ou arenito). Por exemplo, um arenito de quartzo seria composto principalmente de (> 90%) grãos de quartzo e teria pouca ou nenhuma matriz argilosa entre os grãos, um wacke lítico teria grãos líticos abundantes e matriz lamacenta abundante, etc.

Embora o esquema de classificação Dott é amplamente utilizado por sedimentologists, nomes comuns, como greywacke , arkose , e arenito de quartzo ainda são amplamente utilizados por não-especialistas e na literatura popular.

Mudrocks

Mudrocks são rochas sedimentares compostas de pelo menos 50% de silte - e partículas do tamanho de argila . Essas partículas de granulação relativamente fina são comumente transportadas por fluxo turbulento na água ou no ar e depositadas quando o fluxo se acalma e as partículas se acomodam fora da suspensão .

A maioria dos autores atualmente usa o termo "mudrock" para se referir a todas as rochas compostas predominantemente de lama. Mudrocks podem ser divididos em siltitos, compostos predominantemente de partículas do tamanho de silte; argilitos com mistura subigual de partículas do tamanho de silte e argila; e argilas, compostas principalmente de partículas do tamanho de argila. A maioria dos autores usa " xisto " como um termo para mudrock físsil (independentemente do tamanho do grão), embora alguma literatura mais antiga use o termo "xisto" como sinônimo de mudrock.

Rochas sedimentares bioquímicas

Rochas sedimentares bioquímicas são criadas quando os organismos usam materiais dissolvidos no ar ou na água para construir seus tecidos. Exemplos incluem:

  • A maioria dos tipos de calcário é formada a partir de esqueletos calcários de organismos como corais , moluscos e foraminíferos .
  • Carvão , formado a partir de plantas que removeram carbono da atmosfera e o combinaram com outros elementos para construir seu tecido.
  • Depósitos de cherte formados a partir do acúmulo de esqueletos siliciosos de organismos microscópicos, como radiolários e diatomáceas .

Rochas sedimentares químicas

A rocha sedimentar química se forma quando os constituintes minerais em solução se tornam supersaturados e precipitam inorgânicos . Rochas sedimentares químicas comuns incluem calcário oolítico e rochas compostas de minerais evaporíticos , como halita (sal-gema), silvita , barita e gesso .

Outras rochas sedimentares

Esta quarta categoria diversa inclui tufo vulcânico e brechas vulcânicas formadas por deposição e posterior cimentação de fragmentos de lava erupcionados por vulcões e brechas de impacto formadas após eventos de impacto .

Classificação baseada na composição

Alternativamente, as rochas sedimentares podem ser subdivididas em grupos composicionais com base em sua mineralogia:

Deposição e transformação

Transporte e deposição de sedimentos

Estratificação cruzada e polimento em arenito fino ; a Formação Logan ( Mississippian ) do Condado de Jackson, Ohio
em que ela se formou.

Transformação (Diagênese)

Solução de pressão em ação em uma rocha clástica . Enquanto o material se dissolve em locais onde os grãos estão em contato, esse material pode recristalizar da solução e atuar como cimento em espaços de poros abertos. Como resultado, há um fluxo líquido de material de áreas sob alta tensão para aquelas sob baixa tensão, produzindo uma rocha sedimentar que é mais dura e compacta. A areia solta pode se transformar em arenito dessa forma.

À medida que os sedimentos se acumulam em um ambiente de deposição, os sedimentos mais antigos são soterrados por sedimentos mais jovens e sofrem diagênese. A diagênese inclui todas as mudanças químicas, físicas e biológicas, excluindo as intempéries da superfície, sofridas por um sedimento após sua deposição inicial. Isso inclui compactação e litificação dos sedimentos. Os estágios iniciais da diagênese, descritos como eogênese , ocorrem em profundidades rasas (algumas dezenas de metros) e são caracterizados por bioturbação e mudanças mineralógicas nos sedimentos, com apenas ligeira compactação. A hematita vermelha que dá aos arenitos de leito vermelho sua cor é provavelmente formada durante a eogênese. Alguns processos bioquímicos , como a atividade de bactérias , podem afetar os minerais em uma rocha e, portanto, são vistos como parte da diagênese.

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A litificação segue de perto a compactação, pois o aumento das temperaturas em profundidade acelera a precipitação do cimento que une os grãos. A solução de pressão contribui para esse processo de cimentação , pois o mineral dissolvido nos pontos de contato tensionados é redepositado nos espaços dos poros não tensionados. Isso reduz ainda mais a porosidade e torna a rocha mais compacta e competente .

O descerramento de rochas sedimentares enterradas é acompanhado pela telogênese , o terceiro e último estágio da diagênese. À medida que a erosão reduz a profundidade do soterramento, a exposição renovada à água meteórica produz mudanças adicionais na rocha sedimentar, como a lixiviação de parte do cimento para produzir porosidade secundária .

Em temperatura e pressão suficientemente altas, o reino da diagênese abre caminho para o metamorfismo , o processo que forma a rocha metamórfica .

Propriedades

Cor

. No entanto, uma cor vermelha não significa necessariamente que a rocha se formou em um ambiente continental ou clima árido.

A presença de material orgânico pode colorir uma rocha de preto ou cinza. A matéria orgânica é formada por organismos mortos, principalmente plantas. Normalmente, esse material eventualmente se decompõe por oxidação ou atividade bacteriana. Em circunstâncias anóxicas, entretanto, a matéria orgânica não pode se decompor e deixa um sedimento escuro, rico em matéria orgânica. Isso pode, por exemplo, ocorrer no fundo de mares profundos e lagos. Há pouca mistura de água em tais ambientes; como resultado, o oxigênio das águas superficiais não é reduzido e o sedimento depositado é normalmente uma fina argila escura. Rochas escuras, ricas em material orgânico, são, portanto, frequentemente xistos .

Textura

Diagrama mostrando grãos bem classificados (esquerda) e mal classificados (direita)

O tamanho , a forma e a orientação dos clastos (os pedaços originais de rocha) em um sedimento são chamados de textura . A textura é uma propriedade de pequena escala de uma rocha, mas determina muitas de suas propriedades de grande escala, como densidade , porosidade ou permeabilidade .

da rocha. Quando todos os clastos são mais ou menos do mesmo tamanho, a rocha é chamada de 'bem classificada', e quando há uma grande dispersão no tamanho do grão, a rocha é chamada de 'mal classificada'.

Diagrama mostrando o arredondamento e esfericidade dos grãos

A forma dos clastos pode refletir a origem da rocha. Por exemplo, a coquina , uma rocha composta de clastos de conchas quebradas, só pode se formar em água energética. A forma de um clast pode ser descrita usando quatro parâmetros:

  • A textura da superfície descreve a quantidade de relevo em pequena escala da superfície de um grão que é muito pequeno para influenciar a forma geral. Por exemplo, grãos foscos , que são cobertos por fraturas em pequena escala, são característicos de arenitos eólicos.
  • O arredondamento descreve a suavidade geral da forma de um grão.
  • A esfericidade descreve o grau em que o grão se aproxima de uma esfera .
  • A forma do grão descreve a forma tridimensional do grão.

As rochas sedimentares químicas possuem uma textura não clástica, consistindo inteiramente de cristais. Para descrever tal textura, apenas o tamanho médio dos cristais e do tecido são necessários.

Mineralogia

Colagem global de amostras de areia. Há um centímetro quadrado de areia em cada foto de amostra. Amostras de areia fileira por fileira da esquerda para a direita: 1. Areia de vidro de Kauai, Havaí 2. Areia de duna do Deserto de Gobi 3. Areia de quartzo com glauconita verde da Estônia 4. Areia vulcânica com basalto intemperizado avermelhado de Maui, Havaí 5. Biogênica areia de coral de Molokai, Havaí 6. Dunas de areia rosa de coral de Utah 7. Areia de vidro vulcânica da Califórnia 8. Areia de granada de Emerald Creek, Idaho 9. Areia de olivina de Papakolea, Havaí. [1]

A maioria das rochas sedimentares contém quartzo ( rochas siliciclásticas ) ou calcita ( rochas carbonáticas ). Em contraste com as rochas ígneas e metamórficas, uma rocha sedimentar geralmente contém muito poucos minerais principais diferentes. No entanto, a origem dos minerais em uma rocha sedimentar costuma ser mais complexa do que em uma rocha ígnea. Minerais em uma rocha sedimentar podem estar presentes nos sedimentos originais ou podem ser formados por precipitação durante a diagênese. No segundo caso, um precipitado mineral pode ter crescido ao longo de uma geração mais antiga de cimento. Uma história diagenética complexa pode ser estabelecida por mineralogia óptica , usando um microscópio petrográfico .

Rochas carbonáticas consistem predominantemente em minerais carbonáticos , como calcita , aragonita ou dolomita . Tanto o cimento quanto os clastos (incluindo fósseis e ooides ) de uma rocha sedimentar carbonática geralmente consistem em minerais carbonáticos. A mineralogia de uma rocha clástica é determinada pelo material fornecido pela área fonte, pela forma de seu transporte até o local de deposição e pela estabilidade daquele mineral em particular.

A resistência dos minerais formadores de rocha ao intemperismo é expressa pela série de dissolução Goldich . Nesta série, o quartzo é o mais estável, seguido pelo feldspato , micas e, finalmente, outros minerais menos estáveis ​​que estão presentes apenas quando ocorreu pouco desgaste. O grau de intemperismo depende principalmente da distância até a área de origem, do clima local e do tempo que o sedimento leva para ser transportado até o ponto em que é depositado. Na maioria das rochas sedimentares, mica, feldspato e minerais menos estáveis ​​foram transformados em argilominerais como caulinita , ilita ou esmectita .

Fósseis

Camadas ricas em fósseis em uma rocha sedimentar, Reserva Estadual Año Nuevo , Califórnia

Entre os três principais tipos de rocha, os fósseis são mais comumente encontrados em rochas sedimentares. Ao contrário da maioria das rochas ígneas e metamórficas, as rochas sedimentares se formam em temperaturas e pressões que não destroem os restos fósseis. Freqüentemente, esses fósseis só podem ser vistos com ampliação .

Organismos mortos na natureza são geralmente removidos rapidamente por necrófagos , bactérias , apodrecimento e erosão, mas em circunstâncias excepcionais, esses processos naturais não podem ocorrer, levando à fossilização. A chance de fossilização é maior quando a taxa de sedimentação é alta (de modo que a carcaça é rapidamente enterrada), em ambientes anóxicos (onde ocorre pouca atividade bacteriana) ou quando o organismo tem um esqueleto particularmente duro. Fósseis maiores e bem preservados são relativamente raros.

Os fósseis podem ser restos ou marcas diretas de organismos e seus esqueletos. Mais comumente preservadas são as partes mais duras dos organismos, como ossos, conchas e o tecido lenhoso das plantas. O tecido mole tem uma chance muito menor de ser fossilizado, e a preservação do tecido mole de animais com mais de 40 milhões de anos é muito rara. Impressões de organismos feitas enquanto ainda estavam vivos são chamadas de vestígios de fósseis , exemplos dos quais são tocas , pegadas , etc.

Como parte de uma rocha sedimentar, os fósseis passam pelos mesmos processos diagenéticos que a rocha hospedeira. Por exemplo, uma casca consistindo de calcita pode se dissolver enquanto um cimento de sílica preenche a cavidade. Da mesma forma, os minerais precipitantes podem preencher cavidades anteriormente ocupadas por vasos sanguíneos , tecido vascular ou outros tecidos moles. Isso preserva a forma do organismo, mas altera a composição química, um processo denominado permineralização . Os minerais mais comuns envolvidos na permineralização são várias formas de sílica amorfa ( calcedônia , sílex , sílex ), carbonatos (especialmente calcita) e pirita .

Em alta pressão e temperatura, o material orgânico de um organismo morto sofre reações químicas nas quais os voláteis , como água e dióxido de carbono, são expulsos. O fóssil, no final das contas, consiste em uma fina camada de carbono puro ou em sua forma mineralizada, o grafite . Essa forma de fossilização é chamada de carbonização . É particularmente importante para fósseis de plantas. O mesmo processo é responsável pela formação de combustíveis fósseis como linhita ou carvão .

Estruturas sedimentares primárias

Marcas onduladas formadas por uma corrente em um arenito que foi posteriormente inclinado ( Haßberge , Baviera )

As estruturas nas rochas sedimentares podem ser divididas em estruturas primárias (formadas durante a deposição) e estruturas secundárias (formadas após a deposição). Ao contrário das texturas, as estruturas são sempre recursos em grande escala que podem ser facilmente estudados em campo. As estruturas sedimentares podem indicar algo sobre o ambiente sedimentar ou podem servir para dizer que lado estava originalmente voltado para cima onde a tectônica inclinou ou revirou as camadas sedimentares.

Rochas sedimentares são colocadas em camadas chamadas leitos ou estratos . Um leito é definido como uma camada de rocha que possui litologia e textura uniformes . Os leitos se formam pela deposição de camadas de sedimentos umas sobre as outras. A sequência de camadas que caracteriza as rochas sedimentares é denominada estratificação . As camas de solteiro podem ter alguns centímetros a vários metros de espessura. Camadas mais finas e menos pronunciadas são chamadas de lâminas, e a estrutura que uma lâmina forma em uma rocha é chamada de laminação . As lâminas geralmente têm menos de alguns centímetros de espessura. Embora a cama e a laminação sejam geralmente de natureza originalmente horizontal, nem sempre é esse o caso. Em alguns ambientes, as camas são colocadas em um ângulo (geralmente pequeno). Às vezes, vários conjuntos de camadas com orientações diferentes existem na mesma rocha, uma estrutura chamada estratificação cruzada . A estratificação cruzada é característica da deposição por um meio fluido (vento ou água).

O oposto da estratificação cruzada é a laminação paralela, onde todas as camadas sedimentares são paralelas. As diferenças nas laminações são geralmente causadas por mudanças cíclicas no fornecimento de sedimentos, causadas, por exemplo, por mudanças sazonais na precipitação, temperatura ou atividade bioquímica. As lâminas que representam mudanças sazonais (semelhantes aos anéis das árvores ) são chamadas de varves . Qualquer rocha sedimentar composta de camadas milimétricas ou de escala mais fina pode ser denominada com o termo geral laminito . Quando as rochas sedimentares não têm laminação, seu caráter estrutural é denominado estratificação maciça.

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A superfície de um leito específico, chamada forma de leito , também pode ser indicativa de um ambiente sedimentar específico. Exemplos de formas de leito incluem dunas e marcas onduladas . As marcas da sola, como marcas de ferramentas e moldes de flauta, são ranhuras erodidas em uma superfície que são preservadas por sedimentação renovada. Estas são frequentemente estruturas alongadas e podem ser usadas para estabelecer a direção do fluxo durante a deposição.

Marcas onduladas também se formam na água corrente. Pode ser simétrico ou assimétrico. Ondulações assimétricas se formam em ambientes onde a corrente é em uma direção, como rios. O flanco mais longo dessas ondulações está no lado montante da corrente. Ondulações de ondas simétricas ocorrem em ambientes onde as correntes invertem as direções, como planícies de maré.

Rachaduras de lama são uma forma de leito causada pela desidratação de sedimentos que ocasionalmente vêm acima da superfície da água. Essas estruturas são comumente encontradas em planícies de maré ou barras de pontos ao longo dos rios.

Estruturas sedimentares secundárias

Estruturas sedimentares secundárias são aquelas que se formaram após a deposição. Essas estruturas são formadas por processos químicos, físicos e biológicos dentro do sedimento. Eles podem ser indicadores de circunstâncias após a deposição. Alguns podem ser usados ​​como critérios de subida .

Os materiais orgânicos em um sedimento podem deixar mais vestígios do que apenas fósseis. Trilhas e tocas preservadas são exemplos de vestígios de fósseis (também chamados de icnofósseis). Esses vestígios são relativamente raros. A maioria dos vestígios de fósseis são tocas de moluscos ou artrópodes . Essa escavação é chamada de bioturbação pelos sedimentologistas. Pode ser um indicador valioso do ambiente biológico e ecológico que existia depois que o sedimento foi depositado. Por outro lado, a atividade de escavação dos organismos pode destruir outras estruturas (primárias) no sedimento, dificultando a reconstrução.

Estruturas secundárias também podem se formar por diagênese ou formação de um solo ( pedogênese ) quando um sedimento é exposto acima do nível da água. Um exemplo de estrutura diagenética comum em rochas carbonáticas é um estilólito . Estilólitos são planos irregulares onde o material foi dissolvido nos fluidos dos poros da rocha. Isso pode resultar na precipitação de uma determinada espécie química produzindo coloração e manchamento da rocha, ou a formação de concreções . As concreções são corpos quase concêntricos com uma composição diferente da rocha hospedeira. Sua formação pode ser o resultado de precipitação localizada devido a pequenas diferenças na composição ou porosidade da rocha hospedeira, como ao redor dos fósseis, dentro de tocas ou ao redor das raízes das plantas. Em rochas de carbonato tais como pedra calcária ou giz , silex ou pedra concreções são comuns, enquanto arenitos terrestres, por vezes, conter concreções de ferro. As concreções de calcita em argila contendo cavidades angulares ou rachaduras são chamadas de concreções septárias .

na superfície, onde romperam as camadas superiores.

Os diques sedimentares também podem ser formados em climas frios, onde o solo fica permanentemente congelado durante grande parte do ano. A meteorização por geada pode formar rachaduras no solo que se enchem de entulho de cima. Essas estruturas podem ser usadas como indicadores climáticos, bem como como estruturas ascendentes.

Os contrastes de densidade também podem causar falhas em pequena escala , mesmo enquanto a sedimentação progride (falha síncrona-sedimentar). Essa falha também pode ocorrer quando grandes massas de sedimento não litificado são depositadas em uma encosta, como na parte frontal de um delta ou na encosta continental . Instabilidades em tais sedimentos podem fazer com que o material depositado desmorone , produzindo fissuras e dobramentos. As estruturas resultantes na rocha são dobras e falhas sin-sedimentares , que podem ser difíceis de distinguir das dobras e falhas formadas por forças tectônicas atuando nas rochas litificadas.

Ambientes deposicionais

Tipos comuns de ambientes deposicionais

O cenário no qual uma rocha sedimentar se forma é chamado de ambiente de deposição . Cada ambiente tem uma combinação característica de processos geológicos e circunstâncias. O tipo de sedimento depositado não depende apenas do sedimento que é transportado para um local ( proveniência ), mas também do próprio ambiente.

Um ambiente marinho significa que a rocha foi formada em um mar ou oceano . Freqüentemente, é feita uma distinção entre ambientes marinhos profundos e rasos. Marinha profunda geralmente se refere a ambientes mais de 200 m abaixo da superfície da água (incluindo a planície abissal ). Ambientes marinhos rasos existem adjacentes às linhas costeiras e podem se estender até os limites da plataforma continental . Os movimentos da água em tais ambientes têm geralmente uma energia mais alta do que em ambientes profundos, pois a atividade das ondas diminui com a profundidade. Isso significa que as partículas de sedimento mais grosseiras podem ser transportadas e o sedimento depositado pode ser mais grosso do que em ambientes mais profundos. Quando o sedimento é transportado do continente, uma alternância de areia , argila e silte é depositada. Quando o continente está distante, a quantidade de sedimentos depositados pode ser pequena e os processos bioquímicos dominam o tipo de rocha que se forma. Especialmente em climas quentes, ambientes marinhos rasos distantes da costa observam principalmente a deposição de rochas carbonáticas. A água rasa e quente é um habitat ideal para muitos pequenos organismos que constroem esqueletos carbonáticos. Quando esses organismos morrem, seus esqueletos afundam, formando uma espessa camada de lama calcária que pode se transformar em calcário . Ambientes marinhos rasos e quentes também são ambientes ideais para recifes de coral , onde o sedimento consiste principalmente de esqueletos calcários de organismos maiores.

Em ambientes marinhos profundos, a corrente de água que trabalha no fundo do mar é pequena. Apenas partículas finas podem ser transportadas para esses lugares. Normalmente, os sedimentos que se depositam no fundo do oceano são argila fina ou pequenos esqueletos de micro-organismos. A 4 km de profundidade, a solubilidade dos carbonatos aumenta dramaticamente (a zona de profundidade onde isso acontece é chamada de lisoclina ). O sedimento calcário que afunda abaixo da lisoclina se dissolve; como resultado, nenhum calcário pode ser formado abaixo desta profundidade. Esqueletos de microrganismos formados de sílica (como radiolários ) não são tão solúveis e ainda estão depositados. Um exemplo de rocha formada por esqueletos de sílica é a radiolarita . Quando o fundo do mar tem uma pequena inclinação, por exemplo, nas encostas continentais , a cobertura sedimentar pode se tornar instável, causando turvação nas correntes . As correntes de turvação são distúrbios repentinos do ambiente marinho profundo, normalmente silencioso, e podem causar a deposição quase instantânea de grandes quantidades de sedimentos, como areia e lodo. A sequência de rochas formada por uma corrente de turbidez é chamada de turbidita .

A costa é um ambiente dominado pela ação das ondas. Em uma praia , sedimentos predominantemente mais densos, como areia ou cascalho , muitas vezes misturados com fragmentos de conchas, são depositados, enquanto o material do tamanho de silte e argila é mantido em suspensão mecânica. Planícies de maré e baixios são lugares que às vezes secam por causa da maré . Freqüentemente, são cortados por ravinas , onde a corrente é forte e o tamanho do grão do sedimento depositado é maior. Onde os rios entram na massa de água, seja na costa de um mar ou lago, deltas podem se formar. São grandes acumulações de sedimentos transportados do continente para locais na foz do rio. Os deltas são predominantemente compostos de sedimentos clásticos (em vez de químicos).

Um ambiente sedimentar continental é um ambiente no interior de um continente. Exemplos de ambientes continentais são lagoas , lagos, pântanos , várzeas e leques aluviais . Nas águas calmas de pântanos, lagos e lagoas, sedimentos finos são depositados, misturados com matéria orgânica de plantas e animais mortos. Nos rios, a energia da água é muito maior e pode transportar materiais clásticos mais pesados. Além do transporte por água, os sedimentos podem ser transportados pelo vento ou geleiras. O sedimento transportado pelo vento é chamado de eólico e quase sempre é muito bem selecionado , enquanto o sedimento transportado por uma geleira é chamado de glacial till e é caracterizado por uma classificação muito pobre.

Os depósitos eólicos podem ser bastante impressionantes. O ambiente de deposição da Formação Touchet , localizada no noroeste dos Estados Unidos , teve períodos intermediários de aridez que resultaram em uma série de camadas ritmíticas . Mais tarde, as rachaduras erosivas foram preenchidas com camadas de material de solo, especialmente de processos eólicos . As seções preenchidas formaram inclusões verticais nas camadas depositadas horizontalmente e, assim, forneceram evidências da sequência de eventos durante a deposição das quarenta e uma camadas da formação.

Facies sedimentares

O tipo de rocha formada em um ambiente deposicional particular é chamado de fácies sedimentar . Ambientes sedimentares geralmente existem lado a lado em certas sucessões naturais. Uma praia, onde areia e cascalho são depositados, geralmente é delimitada por um ambiente marinho mais profundo um pouco offshore, onde sedimentos mais finos são depositados ao mesmo tempo. Atrás da praia podem existir dunas (onde a deposição dominante é areia bem ordenada) ou uma lagoa (onde se depositam argila fina e matéria orgânica). Todo ambiente sedimentar tem seus próprios depósitos característicos. Quando os estratos sedimentares se acumulam ao longo do tempo, o ambiente pode mudar, formando uma mudança na fácies no subsolo em um local. Por outro lado, quando uma camada de rocha com certa idade é acompanhada lateralmente, a litologia (o tipo de rocha) e a fácies eventualmente mudam.

Mudança de fácies sedimentar em caso de transgressão (acima) e regressão do mar (abaixo)

As fácies podem ser distinguidas de várias maneiras: as mais comuns são pela litologia (por exemplo: calcário, siltito ou arenito) ou pelo conteúdo fóssil . Os corais , por exemplo, vivem apenas em ambientes marinhos quentes e rasos e os fósseis de coral são, portanto, típicos de fácies marinhas rasas. As fácies determinadas pela litologia são chamadas de litofácies ; fácies determinadas por fósseis são biofácies .

Ambientes sedimentares podem mudar suas posições geográficas ao longo do tempo. As linhas costeiras podem mudar na direção do mar quando o nível do mar desce ( regressão ), quando a superfície sobe ( transgressão ) devido a forças tectônicas na crosta terrestre ou quando um rio forma um grande delta . Na subsuperfície, tais mudanças geográficas de ambientes sedimentares do passado são registradas em mudanças nas fácies sedimentares. Isso significa que as fácies sedimentares podem mudar paralelamente ou perpendicularmente a uma camada imaginária de rocha com uma idade fixa, um fenômeno descrito pela Lei de Walther .

A situação em que os litorais se movem em direção ao continente é chamada de transgressão . No caso de transgressão, as fácies marinhas mais profundas são depositadas sobre as fácies mais rasas, uma sucessão chamada onlap . Regressão é a situação em que uma linha de costa se move em direção ao mar. Com a regressão, fácies mais rasas são depositadas no topo de fácies mais profundas, uma situação chamada offlap .

A fácies de todas as rochas de uma certa idade pode ser plotada em um mapa para dar uma visão geral da paleogeografia . Uma sequência de mapas para diferentes idades pode dar uma ideia do desenvolvimento da geografia regional.

Bacias sedimentares

), uma bacia se forma e sedimentos são depositados.

Um tipo de bacia formada pela separação de duas partes de um continente é chamada de bacia rifte . Bacias Rift são bacias alongadas, estreitas e profundas. Devido ao movimento divergente, a litosfera é esticada e afinada, de modo que a astenosfera quente sobe e aquece a bacia da fenda sobreposta. Além dos sedimentos continentais, as bacias rifte normalmente também têm parte de seu preenchimento consistindo de depósitos vulcânicos . Quando a bacia cresce devido ao alongamento contínuo da litosfera, a fenda aumenta e o mar pode entrar, formando depósitos marinhos.

. A espessura total do enchimento sedimentar em uma bacia de afundamento pode, portanto, exceder 10 km.

Um terceiro tipo de bacia existe ao longo dos limites das placas convergentes - lugares onde uma placa tectônica se move sob a outra para a astenosfera. A placa subdutora se curva e forma uma bacia de arco anterior na frente da placa superior - uma bacia assimétrica profunda e alongada. As bacias do arco anterior são preenchidas com depósitos marinhos profundos e sequências espessas de turbiditos. Esse preenchimento é denominado flysch . Quando o movimento convergente das duas placas resulta em colisão continental , a bacia torna-se mais rasa e se desenvolve em uma bacia de foreland . Ao mesmo tempo, a elevação tectônica forma um cinturão de montanhas na placa superior, a partir do qual grandes quantidades de material são erodidas e transportadas para a bacia. Esse material erosivo de uma cadeia de montanhas em crescimento é chamado de melaço e tem uma fácies marinha rasa ou continental.

Ao mesmo tempo, o peso crescente do cinturão de montanha pode causar subsidência isostática na área da placa de sobreposição do outro lado do cinturão de montanha. O tipo de bacia resultante desta subsidência é chamado de bacia de arco posterior e geralmente é preenchida por depósitos marinhos rasos e molassos.

Alternância cíclica de leitos competentes e menos competentes no Blue Lias em Lyme Regis , sul da Inglaterra

Influência dos ciclos astronômicos

Em muitos casos, as mudanças de fácies e outras características litológicas em sequências de rochas sedimentares têm uma natureza cíclica. Essa natureza cíclica foi causada por mudanças cíclicas no suprimento de sedimentos e no ambiente sedimentar. Muitas dessas mudanças cíclicas são causadas por ciclos astronômicos . Ciclos astronômicos curtos podem ser a diferença entre as marés ou a maré de primavera a cada duas semanas. Em uma escala de tempo maior, as mudanças cíclicas no clima e no nível do mar são causadas pelos ciclos de Milankovitch : mudanças cíclicas na orientação e / ou posição do eixo de rotação da Terra e na órbita ao redor do sol. Existem vários ciclos de Milankovitch conhecidos, durando entre 10.000 e 200.000 anos.

), que se supõe terem sido causadas por ciclos astronômicos. As mudanças climáticas podem influenciar o nível global do mar (e, portanto, a quantidade de espaço de acomodação nas bacias sedimentares) e o suprimento de sedimentos de uma determinada região. Eventualmente, pequenas mudanças nos parâmetros astronômicos podem causar grandes mudanças no ambiente sedimentar e na sedimentação.

Taxas de sedimentação

A taxa na qual o sedimento é depositado difere dependendo da localização. Um canal em uma planície de maré pode ver a deposição de alguns metros de sedimento em um dia, enquanto no fundo do oceano a cada ano apenas alguns milímetros de sedimento se acumulam. Uma distinção pode ser feita entre a sedimentação normal e a sedimentação causada por processos catastróficos. A última categoria inclui todos os tipos de processos excepcionais repentinos, como movimentos de massa , deslizamentos de rochas ou inundações . Os processos catastróficos podem causar a deposição repentina de uma grande quantidade de sedimentos de uma só vez. Em alguns ambientes sedimentares, a maior parte da coluna total de rocha sedimentar foi formada por processos catastróficos, embora o ambiente geralmente seja um local silencioso. Outros ambientes sedimentares são dominados por sedimentação normal e contínua.

Em muitos casos, a sedimentação ocorre lentamente. Em um deserto , por exemplo, o vento deposita material siliciclástico (areia ou silte) em alguns pontos, ou a inundação catastrófica de um wadi pode causar depósitos repentinos de grandes quantidades de material detrítico, mas na maioria dos lugares predomina a erosão eólica. A quantidade de rocha sedimentar que se forma não depende apenas da quantidade de material fornecido, mas também de quão bem o material se consolida. A erosão remove a maioria dos sedimentos depositados logo após a deposição.

Estratigrafia

Que as novas camadas de rocha estão acima das camadas de rocha mais antigas é estabelecido no princípio da superposição . Geralmente, existem algumas lacunas na sequência chamadas de inconformidades . Estes representam períodos em que nenhum novo sedimento foi depositado, ou quando camadas sedimentares anteriores foram elevadas acima do nível do mar e erodiram.

As rochas sedimentares contêm informações importantes sobre a história da Terra . Eles contêm fósseis , os restos preservados de plantas e animais antigos . O carvão é considerado um tipo de rocha sedimentar. A composição dos sedimentos nos fornece pistas sobre a rocha original. As diferenças entre camadas sucessivas indicam mudanças no ambiente ao longo do tempo. As rochas sedimentares podem conter fósseis porque, ao contrário da maioria das rochas ígneas e metamórficas, elas se formam a temperaturas e pressões que não destroem os restos fósseis.

Proveniência

Distribuição de detritos

Proveniência é a reconstrução da origem dos sedimentos. Todas as rochas expostas na superfície da Terra estão sujeitas a intemperismo físico ou químico e quebradas em sedimentos de granulação mais fina. Todos os três tipos de rochas (rochas ígneas , sedimentares e metamórficas ) podem ser a fonte de detritos sedimentares. O objetivo dos estudos de proveniência sedimentar é reconstruir e interpretar a história do sedimento desde as rochas-mãe iniciais em uma área de origem até os detritos finais em um local de sepultamento.

Veja também

Referências

Notas

Bibliografia