Rochas sedimentares ortoquímicas Rochas sedimentares ortoquí...

Rochas sedimentares ortoquímicas Rochas sedimentares ortoquímicas são o resultado da precipitação direta na bacia deposicional pela ação química resultante de trocas ambientais (por exemplo mudanças climáticas). São três as rochas sedimentares que estão nesta categoria: evapori-tos, formações ferríferas bandadas e travertinos. Cherts estratifi-cados também podem ser resultado da origem química direta. Evaporitos Quando um corpo de água marinha res- trito ou águas de lagos salinos evaporam, os elementos em solução (ver Quadro 16.2) são precipitados no que são deno-minados evaporitos. Mais de 80 minerais (excluindo o material clástico) foram registrados nos evaporitos e da maioria destes cloretos, sulfatos, carbonatos e boratos, somente cerca de 11 estão entre os constituintes principais (ver Quadro 16.2). Na evaporação, a sequência geral de precipitação é: alguma calcita, CaCO, (quando o volume de água marinha é reduzido pela evaporação para aproximadamente a metade), gipsita, CaSO, 2H,O, ou anidrita, CaSO, (quando o volume é reduzido para aproximadamente 1/5 do original), halita, NaCl (com 1/10 do volume original) e finalmente sulfatos e cloretos de Mg e K. Se todo o sal em uma coluna de 305 m de água do mar for precipitado, deverá formar 0,15 m de sulfato de cálcio, 3,6 m de NaCl e 0,8m de sais portadores de K e Mg o que produz uma camada total de sal com 4,6 m de espessura. Em depósitos naturais, minerais que precipitam-se precocemente na sequência tendem a apresentar abundância crescente. Gipsita e anidrita são os minerais evaporíticos mais abundantes e geralmente formam camadas maciças. A deposição do gipsita ou da anidrita depende da temperatura e da salinidade da salmoura; anidrita é formada com concentrações de sais a temperaturas mais elevadas do que aquelas da gipsita. Halita forma aproximadamente 95% dos minerais de Cl em uma sequência evaporítica. Depósitos de sais mais solúveis tais como a silvita, KCI, carnallita, KMgCl,•6H,0; polialita, K, Ca,Mg(SO,), 211,O-são raros, pois não são depositados até que a completa atidez seja obtida. Contudo, localmente, grandes depósitos (particularmente de silvita) são formados e são extensivamente minerados como fonte primária de potássio. Formações ferríferas Formações sedimentares, ferrí- feras e bandadas são comuns em sequências de rochas de idade pré-cambriana. Estas formações ricas em ferro, as quais geralmente intemperizam para uma cor marrom-avermelhada escura como o resultado da formação de hematita vermelha e goethita castanha-amarelada (e/ou limonita), podem apresentar uma estratificação sedimentar bem desenvolvida (tal como bandeamento numa escala de mimetros. centimetros ou metros) bem como texturas oolíticas. A química total destas formações ferríferas reflete a elevada química não usual das águas originais a partir da qual as sequências se precipitam. A Tabela 21.11 dá os componentes em óxidos maiores de uma formação ferrífera sedimentar com carbonato-silicato-chert e magnetita. Seus componentes maiores são SiO,, FeO, Fe,O,, MgO, CaO e CO, com somente pequenas quantidades de ALO, MnO, Na,O e K,O. Quando a composição química média de muitas formações ferríferas bem estudadas são recalculadas em uma base livre de H,O - e CO,- resultam as curvas da Fig. 21.14. Os dados químicos plotados neste gráfico representam a composição total das formações ferríferas sedimentares (e, por conseguinte, não metamorfizadas), bem como as sequências ferríferas metamorfizadas. Durante o metamorfismo das formações ferríferas, CO, e H2O são perdidos em reações de descarbonatação e desidratação. Contudo, a fim de comparar a química dos materiais não metamorfzados e dos metamorfizados é melhor compará-los sem referência a

FIGURA 21.14 Diagrama dos componentes químicos maiores, em termos de óxidos, das formações ferríferas pré-cambrianas sendo os resultados recalculados para 100% em uma base livre de H,0. Observe que os dados para os vários componentes são apresentados em relação a três diferentes escalas (verticais) para porcentagem de peso. Ver Quadro 16.1 para a distribuição das idades (de Klein, C. 2005. Some Precambrian banded iron-forma-tions (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, and origin. American Mineralogist 90:1473-99). CO, e H,O. A Figura 21.14 apresenta a composição química média destas sequências sedimentares. Minerais comuns em formações ferríferas pré-cambrianas estão listados na Tabela 21.11. Comumente chert, magnetita e carbonatos ricos em Fe (siderita e ankerita) são os constituintes mais comuns. Hematita e diversos silicatos ricos em Fe (grenalita, minesotaita e estilpnomelano) podem também ser localmente abundantes. Greenalita, (Fe,Mg),Si,O,(OH), é o análogo rico em Fe da antigorita, minesotaita (Fe,Mg) Si,,(OH), é o equivalente rico em Fe do talco e o estilpnomelano, K(Fe 2 Mg,Fe) (Si,Al) (0,0),, apresenta uma complexa estrutura com camadas silicatadas estreitamente relacionada com a biotita. Riebeckita, Na,Fe 3Fe ¿SigO,(OH), é abundante especialmente a variedade fibrosa crocidolita, do Pré-Cambriano, presente nas formações ferríferas bandadas do oeste da Austrália e da África do Sul. Este anfibólio rico em sódio é considerado de origem diagenética nestas rochas sedimentares. Grandes áreas de formações ferríferas pré-cambrianas são encontradas na região do Lago Superior dos Estados Unidos, na região do Trough Labrador, no Canadá, Hamersley Range do oeste da Austrália, na região do Transvaal na África do Sul, e no Brasil (ver também Quadro 16.1). Travertino. este é um material calcário depositado a partir de fontes naturais (frequentemente fontes termais) sob condições atmosféricas. Se o depósito é poroso, é conhecido como tufo calcário. Estes depósitos predominam em regiões calcárias onde a circulação da água subterrânea contendo CO, incorporou considerável carbonato de cálcio em solu-ção. Quando as águas subterrâneas atingem a superfície sob forma de fontes, parte do CO, é perdida, resultando na precipitação do carbonato de cálcio como travertino. Descrição adicional dos tipos de rochas Conglomerado. Conglomerados podem ser considerados como cascalhos consolidados. Eles são_compostos de clastos grossos, variando em dimensões desde matacões até grânulos e que foram arredondados por transporte. Os clastos isolados podem ser compostos inteiramente de quartzo (por exemplo, conglomerado de seixos de quartzo ou conglomerado quartzoso) ou podem ser fragmentos de rocha que não foram decompostos (por exemplo, conglomerado com blocos de granito ou conglomerado com grânulos de calcário). Conglomerados finos gradam para arenitos grossos. Aglomerado. É uma rocha piroclástica contendo abundantes fragmentos subangulares a arredondados (bom-bas) em uma matriz fina e de origem vulcânica. O arredondamento dos matacões e seixos é devido à erosão por água corrente. Aglomerados são comuns próximo aos cones vul-cânicos. Uma brecha vulcânica tem composição similar mas os fragmentos são mais angulosos. Arenito. Rocha sedimentar cimentada ou litificada com tamanho de grão variando entre 0,062 e 2 mm. Os grãos componentes geralmente são arredondados por ação de águas, mas podem ser mais ou menos angulosos. As partículas detri-ticas (clastos) podem ser quartzo, fragmentos de rocha, detritos vulcânicos, matéria orgânica ou qualquer outro material

clástico. Arenitos são texturalmente subdivididos em arenitos e wackes com base nos conteúdos da matriz detrítica (ver Fig. 21.11). O termo arenito ou wacke é prefixado com um modificador composicional como no arenito lítico, arenito arcoseano, wacke feldspático e quartzo wacke.O cimento que liga os grãos de areia pode ser silica, carbonato (geralmente calcita), óxido de ferro (hematita ou goethita) ou minerais argilosos. A cor da rocha depende, em grande parte, do tipo de cimento. As rochas com sílica ou calcita como material de ligação têm cores claras, geralmente branco a cinza, amarelo-claro ou pardo;já as que contêm óxido de ferro são vermelhas ou castanho-aver-melhadas. Quando um arenito fratura, geralmente é o cimento que quebra, pois os grãos individuais permanecem intactos, de forma que a superficie recente da rocha pode ter aspecto e sensação granular. Arcóseo é um arenito com mais de 25% de clastos de feldspato. Arcóseos são sempre rosados ou vermelhos devido ao elevado conteúdo em K-feldspato e assim têm aparência semelhante a um granito. O intemperismo químico atuante sobre estas rochas é pequeno. Uma grauvaca é um tipo de arenito de cor cinza-esverdeada, matriz argilosa, grãos de areia com seleção pobre e abundantes fragmentos líticos. Siltito, argilito e folhelho. Estes nomes de rochas es- tão baseados em partículas sedimentares com um tamanho de grão fino (<1/16 mm). Não é possível descrever a composição destas rochas em amostras de mão devido ao pequeno tamanho de grão. Siltitos não apresentam fissilidade, isto é, não apresentam quebra ao longo dos planos de acamamento. Argilito é uma rocha sem fissilidade com detritos no tamanho argila. Um folhelho é uma rocha sedimentar silicatada e fissil com predomínio de partículas no tamanho silte e argila. A cor destas rochas geralmente é de tons de cinza, embora também possa ser marrom, vermelho ou verde a preto. São compostos predominantemente de argilominerais com quartzo e micas, mas sua granulação é fina demais para permitir o reconhecimento dos seus minerais a olho nu. Pela introdução de quartzo e um acréscimo no tamanho de grão, eles gradam para grauvacas e arenitos e, com presença de calcita, gradam para calcários. Calcários. O calcário é composto essencialmente por calcita, CaCO,, o precipitado químico mais abundante nas rochas sedimentares. Embora a calcita possa ser precipitada diretamente da água do mar, a maioria dos calcários resulta da precipitação orgânica. Muitos organismos que vivem no mar extraem carbonato de cálcio da água para construir as resistentes conchas de proteção. Com a morte dos orga-nismos, as partes resistentes e carbonáticas acumulam-se no fundo do mar. Quando a vida marinha é abundante, grande espessura de conchas e outras partes resistentes podem acumular-se e quando consolidadas tornam-se calcários. Existem muitas variedades de calcários. Giz é um calcário micritico predominantemente formado por conchas de fo-raminíferos. Coquina é um calcário constituido de conchas fósseis e fragmentos fracamente cimentados; é encontrado ao longo das costas da Flórida e do México. Calcário litográfico é um calcário finamente granulado, antigamente utilizado para tipografia. É predominantemente um micrito e o exemplo mais famoso ocorre em Solenhofen (Alema-nha). Um argilito é um calcário suportado por lama e que contém menos de 10% de grãos tamanho areia ou cascalho; é o equivalente ao micrito. O termo micrito, para um calcário de carbonato de cálcio microcristalino, é muito melhor que argilito, termo que pode ser confundido com argilito terrí-geno. Um wacke é um calcário suportado por lama com mais de 10% de partículas tamanho areia ou cascalho. Subdivisões referentes ao wacke (de acordo com R. J. Dunham, 1962, e R.L. Folk, 1959, respectivamente, ver Fig. 21.13) são pélete wacke (pelmicrito), biowacke (biomicrito), oólito wackestone (oomicrito) e intraclasto wackestone (intramicrito). Packstone é um calcário clássico em que os grãos estão em contato, porém algum micrito pode estar presente. Grainstone é uma rocha carbonática na qual os grãos estão em contato e que pode conter somente uma pequena quantidade de lama. Grainstones foram divididos por R.J. Dunham (1962) em pélete grainstone, biogranstone, grainstone oolítico e intraclas-to grainstone (Fig. 21.13). Termos equivalentes (de acordo com R. L. Folk, 1959) são pelsparito, bioesparito, ooesparito e intraesparito. Um boundstone é uma rocha carbonática na qual as partes esqueletais foram cimentadas in situ durante a sua formação e permanecem na sua posição de crescimento. Este é o equivalente do biolitito, o qual é uma típica estrutura de recife (estruturas orgânicas) onde os elementos do esqueleto e fragmentos são cimentados por carbonato bio-gênico. Dolomito. Lembra perfeitamente os calcários na apa-rência, o que torna impossível identificá-lo sem o auxílio de um teste químico. Dolomitos geralmente não se formaram por precipitação química primária, mas são o resultado da alteração de calcários onde parte do cálcio é substituído por magnésio. Este processo é a dolomitização que se crê ocorrer pela ação da água do mar logo após a deposição primária do calcário ou pela ação da circulação de água subterrânea após a consolidação da rocha e o soerguimento acima do nível do mar. Sínter silicoso. Em certas regiões vulcânicas observa- -se que as fontes quentes depositam um material opalino conhecido como sinter silicoso ou geiserita. Os depósitos aparentemente resultam tanto da evaporação como da secreção de sílica por algas. Terra de diatomáceas. Trata-se de um depósito feito de diatomáceas e que apresenta uma coloração clara, é macio e friável. Diatomáceas são organismos unicelulares que vivem em água doce e também na água do mar e que têm capacidade de secretar carapaças de material opalino. Quando estes organismos morrem, suas pequenas conchas acumulam-se e constroem um depósito do tipo giz denominado de terra de diatomácea. Evaporitos, formações ferríferas e travertino são des- critos nas páginas 623-624.

Rochas metamórficas Rochas metamórficas são derivadas de rochas pré-existentes (ígneas, sedimentares ou metamórficas) por recristalização no estado sólido. Isto resulta em mudanças mineralógicas, tex-turais e estruturais. Tais mudanças podem ser o resultado de marcantes variações na temperatura, pressão, fluidos e no stress cisalhante em profundidades consideráveis na crosta da Terra. Efeitos intempéricos em condições atmosféricas não são considerados como etapas do processo de metamorfismo, bem como reações químicas envolvendo a fusão parcial que são atribuídas a processos ígneos. Embora mudanças metamórfi-cas, tais como a recristalização e as reações químicas entre os minerais constituintes, ocorram essencialmente no estado só-lido, os sólidos podem trocar espécies químicas com pequenas quantidades da fase líquida consistindo principalmente em H,O (como água, vapor ou fluido supercrítico, dependendo da temperatura e pressão na qual a reação ocorre). As condições gerais da formação de rochas metamórficas vão desde aquelas que formam as rochas sedimentares essencialmente em condições de T e P atmosféricas até aquelas das rochas ig-neas que são o resultado da cristalização de um magma a alta T. Rochas metamórficas podem ser o resultado também de grandes mudanças na pressão em conjunto com o aumento da temperatura de metamorfismo. Excluindo o ganho ou a perda de fluidos, muitas reações metamórficas são geralmente consideradas como essencialmente isoquímicas; isto implica que a química total das rochas durante a recristalização e as reações químicas permanece constante. Se não for este o caso, e se, por exemplo, os fluidos em circulação introduzem elementos adicionais na rocha, diz-se que a rocha passou por metassomatismo. A feição textural mais óbvia na maioria das rochas meta-mórficas (exceto aquelas com origem em metamorfismo de contato, ver o texto a seguir) é o alinhamento dos minerais ao longo de superficies planas. Por exemplo, um folhelho que somente sofreu um leve metamorfismo pode apresentar uma clivagem bem desenvolvida ao longo de superfícies planas quando recristalizado sob stress e irá produzir uma ardósia. Com o incremento da temperatura de metamorfismo a recristalização de minerais originalmente em uma granulometria muito fina irá originar xistos de granulometria mais grossa com minerais alinhados segundo camadas paralelas (conheci-do como xistosidade). As rochas de granulometria mais grossa e que apresentam evidente bandeamento mineralógico são conhecidas como gnaisses (exibindo textura gnáissica). De uma forma geral, rochas metamórficas podem ser divididas em dois grupos: (1) aquelas formadas por metamorfismo de contato, tipicamente sem atuação direta de stress e (2) aquelas formadas por metamorfismo regional com stress direcionado. Rochas que resultam de metamorfismo de contato ocorrem como zonas concêntricas (auréolas) ao redor de intrusões ígneas. Em tais rochas é típica a ausência de xistosidade e o gradiente de temperatura relativamente elevado que se estabelece do contato da intrusiva para a rocha encaixante não afetada origina zonas com diferentes assembleias mineralógicas. Arenitos são convertidos em quartzitos e folhelhos são substituídos por rochas densas e de granulometria fina denominadas cornubianitos. Rochas de metamorfismo regional são o resultado de incrementos na T, na P, ou em ambos, e deformação, numa escala regional (áreas com extensões de poucas centenas a milhares de quilômetros) sempre em resposta ao soerguimento de montanhas ou ao soterramento profundo de rochas. Rochas que sofreram com metamorfismo de contato ou metamorfismo regional geralmente refletem um aumento na temperatura (progressivo ou metamorfismo progradante) nas suas assembleias. Contudo, quando assembleias originadas pela alta temperatura (como rochas ígneas ou rochas metamórficas de alta temperatura) são superpostas por condições de metamorfismo de temperatura mais baixa, o processo é chamado de metamorfismo retrógrado (ou regressivo)*. Metamorfismo retrógrado geralmente requer a adição de fluidos. A fotografia obtida com o microscópio eletrônico de transmissão (MET), de uma reação metamórfica progressiva na qual a moscovita origina como produtos de reação feldspato potássico, biotita, espinélio, e coríndon é apresentada na Figura 21.15. Esta reação interrompida mostra o reagente original, moscovita (com algum Mg e Fe substituindo o Al octaédrico na estrutura) e dois dos produtos: feldspato potás-sico e biotita. A reação completa é: moscovita (contendo algum Mg e Fe) → K-feldspato + biotita + espinélio + coríndon + H,O' Um exemplo de uma reação metamórfica retrógrada de um piroxênio original de alta temperatura (de composição ens-tatita, MgSiO,, mas com simetria monoclínica, chamado cli-noenstatita) alterando-se para uma mistura de produtos silica-tados e hidratados (incluindo biopiribólios, ver página 484), é apresentado na imagem do METAR da Figura 21.16 A cli-noenstatita original (marcado como px, abreviatura para o termo genérico clinopiroxênio) está crivada de lamelas que representam estruturas silicatadas com cadeias de larguras variáveis (estas são mais largas que as cadeias unitárias que são encontradas na estrutura do piroxênio original). Na porção esquerda, a banda larga e homogênea é talco, que é o último produto de alteração estável. A equação qualitativa para esta reação é:

Em termos gráficos, isto significa que todos os minerais hidratados contendo CO, do sistema CaO-MgO-SiO,-CO,- H,O foram projetados do seu posicionamento químico em um sistema de 4 componentes (por exemplo, CaO-MgO-SiO,-CO, para os carbonatos e CaO-MgO-SiO,-H,0 para os silicatos hidratados) em um plano anidro e sem carbona-tos, respectivamente. Os sistemas CaO-MgO-SiO,-CO, ou CaO-MgO-SiO,-H, podem ser considerados como tetraedros nos quais o vértice (acima do plano da página) é o componente CO, ou H,O. Os triângulos apresentados na Fig. 21.18 são as bases triangulares destes tetraedros nos quais os carbonatos ou composições hidratadas foram projetadas. Da Fig. 21.18a para a 21.18b, o sedimento original foi submetido a condições metamórficas de grau muito baixo (T entre 150° e 250°C; Fig. 21.17) como apresentado para a formação do talco de acordo com: 3CaMg(COs)2 + 4SiO, + H,0 → dolomita MgsSi,O10(OH), + 3CaCO, + 3C0 talco calcita Isto é representado nos diagramas pela reorientação das linhas de ligação que conectam as assembleias minerais estáveis. A assembleia na porção direita da equação acima, quando sob baixas condições metamórficas (T entre 250°C e 450°C), reagirá da seguinte forma: 2Mg,Si,O10(OH)2 + 3СаСО, → nico calcita CazMgsSigO22(OH)2 + CaMg(CO3)2 + CO + H,0' tremolita dolomita O produto tremolita está plotado na Fig. 21.18c. Sob condições metamórficas de grau médio (entre 450°C e 600°C), a tremolita transforma-se em diopsídio de acordo coi. CazMgsSigO22(OH)2 + 3CaCO, + 2SiO2 → tremolita calcita quartzo 5CaMgSi,06 + 3CÓ' 3 + H,0' diopsídio Como resultado, diopsídio agora é parte da assembleia, conforme apresentado na Fig. 21.18d. Já sob condições metamórficas de alto grau (superior a 600°C), pode-se formar a forsterita conforme é apresentado: CaMgSi,O, + 3CaMg(COs)2 → diopsídio dolomita 2Mg2SiO, + 4CaCO, + 2CO2 forsterita calcita Capítulo 21 Assembleias Minerais: Introdução aos Tipos de Rochas 629 A ocorrência de forsterita está apresentada na Fig. 21.18e. Sob altas temperaturas, como aquelas próximas a zonas de contato de uma intrusão ignea (metamorfismo de contato) wollastonita pode ser formada pela reação com fluidos com elevado CO,: CaCO, + SiO, → CaSiO, + CO≤ calcita quartzo wollastonita A wollastonita, produto da reação é mostrada na Fig. 21.18f. Os tipos de reações anteriormente mencionadas podem ser estudadas experimentalmente, suprindo-nos com informações quantitativas em termos de variações de temperatura e de pressão nas quais os reagentes originam os produtos (ver Figs. 11.16 e 11.17). Isto nos fornece estimativas razoavelmente próximas das condições de metamorfismo das rochas que são semelhantes na composição química total e na composição do fluido àquelas que são estudados_no laboratório. Para representar graficamente as trocas mineralógicas e de assembleias que ocorrem nas rochas de composição mais complexa do que o exemplo apresentado na Fig. 21.18, alguns componentes químicos pelo qual o sistema químico é definido devem ser combinados. Os componentes catiônicos (ou cátion-óxido) mais comumente combinados nas representações gráficas são aqueles que substituem-se mutuamente no mesmo local do cátion na estrutura cristalina. Por esta razão, (MgO + FeO + MnO), (K,O + Na,O) e (AL,O, + SiO,) são geralmente selecionados como componentes para combinação. O diagrama de composição triangular da Fig. 21.19 permite a representação gráfica de um número relativamente grande de composições silicatadas metmórficas comuns como resultado da combinação de (MgO + FeO) no canto esquerdo inferior; os outros cantos representam componentes óxidos simples. Neste diagrama, minerais hidratados são plotados sem levar em conta o conteúdo em (OH) ou H,O da sua fórmula. Isto equivale a expor que as composições minerais hidratadas são projetadas na base triangular (MgO + FeO) - Al,O, - SiO, do vértice H,0 na configuração tetraédrica. Estes diagramas composicionais são muito úteis para a visualização de todos os minerais que tenham possibilidade de ocorrer num sistema químico espe-cífico. Eles também são utilizados para indicar, de uma forma geral, quais minerais são encontrados juntos num grau metamórfico específico. Na Fig. 21.19, as linhas de ligação conectam somente aqueles minerais que são encontrados em coexistência a altas temperaturas metamórficas (acima de uma variação estimada entre 650° a 850°C).

Faca um resumo como se fosse um aluno de geologia do primeiro ano da materia de mineralogia geral