Rochas Sedimentares: o que são, sedimentação, formação, tipos

A rochas sedimentares são encontradas em praticamente todos os lugares. Elas são formadas por outras partículas de outras rochas e matéria orgânica compactadas ao longo do tempo. O intemperismo quebra outros tipos de rochas, que ficam bem pequenas e podem ser carregadas pelo vento e água por exemplo. Esses pequenos fragmentos de rochas são depositados (isso é a sedimentação).

Nesta aula vamos responder essas e outras perguntas:

• Por que os fósseis são encontrados em rochas sedimentares?
• O que são rochas sedimentares e dê exemplos?
• O que é uma bacia sedimentar?

A Casa Branca (mostrada na figura 1) é o lar oficial e local de trabalho do Presidente dos Estados Unidos da América. Por que você acha que a Casa Branca é branca?

Se você respondeu “Porque é feito de rocha branca”, você estaria parcialmente correto. A construção da Casa Branca começou em 1792. Suas paredes externas são feitas de arenito de rocha sedimentar. Este arenito é muito poroso e é facilmente penetrado pela água da chuva.

Danos causados ​​pela água eram comuns nos primeiros dias de construção do edifício. Para impedir os danos causados ​​pela água, os trabalhadores cobriram o arenito com uma mistura de sal, arroz e cola, o que ajuda a dar à Casa Branca sua cor branca distinta.

Figura 1. A Casa Branca dos EUA é feita de uma rocha sedimentar chamada arenito.

 

Litificação – Sedimentos para rochas sedimentares

Rochas sedimentares são rochas feitas de sedimentos litificados. Os sedimentos são grãos de rochas, minerais ou mineralóides depositados na superfície da terra.

Refletir sobre o ciclo das rochas para uma indicação das relações entre as rochas que se desgastam para se tornarem sedimentos e rochas sedimentares. Para que o sedimento se torne rocha sedimentar, ele geralmente é enterrado, compactado e cimentado.

As rochas sedimentares clásticas são o resultado do intemperismo e da erosão das rochas geradoras, que as transformam em pedaços – clastos – de rochas e minerais.

Uma vez que eles se tornam pedaços, esses clastos são livres para se afastar de sua rocha de origem e eles geralmente fazem. Eles são mais frequentemente transportados por água e depositados como camadas de sedimentos.

O estágio de litificação do enterro envolve a deposição de mais camadas de sedimentos no topo das que foram depositadas anteriormente.

Em uma bacia sedimentar onde o sedimento está sendo depositado, é comum que ocorra abaixamento da bacia, seja porque a crosta e a litosfera abaixo dela estão submergindo no manto em alguma extensão, ou porque as terras altas circundantes estão sofrendo elevação em relação à bacia, ou ambos.

Isso permite que milhares de metros de enterro, em alguns casos dezenas de milhares de pés de enterro, ocorram.

À medida que os sedimentos são enterrados, o peso do material sobreposto exerce pressão, causando a compactação dos sedimentos.

A pressão, conhecida como pressão litostática, “espreme” os sedimentos de todos os lados para um volume menor. A pressão litostática compacta os grãos de sedimentos e reduz a porosidade – espaço entre os grãos de sedimentos.

Algumas rochas químicas sedimentares são rochas assim que os sedimentos são depositados pela cristalização de minerais a partir de substâncias dissolvidas na água, na superfície da terra.

Exemplos incluem sal-gema e outros depósitos de evaporação. Estes sedimentos de cristais de sal e outros minerais formam rocha sedimentar sem ter que passar por enterramento e compactação.

Durante o enterro e a compactação, os sedimentos sofrerão alguma quantidade de cimentação. Cimentação refere-se ao crescimento de novos minerais entre os grãos de sedimentos. Estes novos minerais unem os grãos de sedimentos.

Uma forma de cimentação é o crescimento de bordas de quartzo nas superfícies de grãos de quartzo pré-existentes no sedimento. Esse novo crescimento mineral é resultado da água nos poros que dissolve e precipita o quartzo.

Um segundo mineral de cimentação comum é a hematita, um mineral de óxido de ferro vermelho ou ferrugem, que se precipita sobre os grãos de sedimentos a partir de uma combinação de ferro dissolvido e oxigênio da água nos espaços porosos.

Um terceiro mineral cimentício comum é a calcita, que também se precipita de íons dissolvidos na água nos espaços porosos durante a litificação. Embora existam outros minerais cimentantes, quartzo, hematita,

Degraus generalizados da fonte à rocha sedimentar:

intemperismo >> erosão >> transporte >> deposição >> compactação >> cimentação >> rocha sedimentar

Veja também:

• Solo Arenoso – o que é, características
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• O que é Intemperismo: químico, físico e biológico
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Minerais e Rochas Sedimentares

Qualquer tipo de rocha contendo qualquer tipo de mineral sofrerá intemperismo e erosão na superfície da Terra. No entanto, alguns minerais são mais estáveis ​​do que outros em ambientes de superfície da Terra e são mais propensos a serem encontrados em rochas sedimentares.

Grãos de sedimentos clásticos, que são chamados de clastos, são peneirados e modificados durante o processo de intemperismo para deposição.

O intemperismo de minerais eliminará gradualmente os minerais fisicamente mais fracos e quimicamente mais reativos, aumentando a abundância relativa de minerais mais resistentes.

O quartzo tende a se tornar cada vez mais abundante durante o processo, devido à sua ocorrência comum nas rochas geradoras, combinada com sua dureza e falta de clivagem, o que o torna resistente à quebra física.

O quartzo não é facilmente dissolvido ou quimicamente alterado, por isso é resistente à quebra por reações químicas também.

É por isso que a areia da praia costuma ser mais rica em quartzo do que qualquer outro mineral. Os sedimentos ricos em quartzo são considerados mineralogicamente “maduros” porque foram submetidos a um maior intervalo de modificação física e química durante o processo de erosão a deposição. Os sedimentos maduros são depositados mais longe de suas rochas geradoras no espaço e / ou tempo do que os sedimentos imaturos.

Os feldspatos são o tipo mais comum de mineral na crosta terrestre e também abundantes em muitos sedimentos clásticos e rochas sedimentares.

Embora o feldspato seja um mineral bastante duro, ele se quebra (se separa) e é quimicamente reativo, especialmente na presença de água. O produto mais abundante de reação química do feldspato e da água é a argila.

Durante o processo de erosão a deposição, os sedimentos clásticos perdem feldspato e ganham uma proporção maior de argila.

Outros minerais como anfibólios, micas e carbonatos são relativamente macios e quimicamente reativos e tendem a ser escassos ou ausentes como grãos sedimentares em sedimentos clásticos maduros, embora calcita possa estar presente em rochas sedimentares clásticas como um mineral cimentante secundário que cresceu durante a litificação. .

Minerais em rochas sedimentares químicas precipitam da água e geralmente permanecem no local ou não são transportados muito antes da litificação. Tais sedimentos minerais são sujeitos a pouca, se alguma, erosão e transporte.

Portanto, os minerais em rochas químicas sedimentares não são peneirados durante o processo de intemperismo para deposição, assim como os minerais em rochas sedimentares clásticas.

Em alguns casos, durante a formação de sedimentos químicos, os minerais podem mudar como resultado de reações químicas. Por exemplo, a dolostona é uma rocha sedimentar química que se forma em certos ambientes costeiros pela alteração da calcita precipitada em dolomita.

Além dos minerais, os sólidos mineralóides ocorrem em algumas rochas sedimentares químicas. Por exemplo, o material carbonoso do carvão é um mineralóide orgânico e não mineral. Outro exemplo, opala, é uma rocha química sedimentar que não possui uma rede cristalina totalmente desenvolvida e, portanto, é um mineralóide.

Sedimentos

O arenito é um dos tipos comuns de rochas sedimentares que se formam a partir de sedimentos. Existem muitos outros tipos. Sedimentos podem incluir:

• fragmentos de outras rochas que muitas vezes foram desgastadas em pequenos pedaços, como areia, silte ou argila.
• materiais orgânicos , ou os restos de organismos vivos.
• precipitados químicos, que são materiais que ficam para trás depois que a água evapora de uma solução.

Rochas na superfície sofrem intemperismo mecânico e químico. Esses processos físicos e químicos quebram a rocha em pedaços menores.

• O intemperismo físico simplesmente quebra as rochas.
• O desgaste químico dissolve os minerais menos estáveis.

Estes elementos originais dos minerais acabam em solução e novos minerais podem se formar.

Sedimentos são removidos e transportados por água, vento, gelo ou gravidade em um processo chamado erosão (Figura 2).

Os riachos transportam enormes quantidades de sedimentos (Figura 3). Quanto mais energia a água tiver, maior a partícula que ela pode carregar. Um rio correndo em uma encosta íngreme pode ser capaz de transportar pedras.

À medida que esse fluxo diminui, ele não tem mais energia para transportar grandes sedimentos e os deixa cair. Um fluxo em movimento mais lento só transportará partículas menores.

Os sedimentos são depositados em praias e desertos, no fundo dos oceanos e em lagos, lagoas, rios, pântanos e pântanos. Avalanches derrubam grandes pilhas de sedimentos. As geleiras também deixam grandes pilhas de sedimentos.

O vento só pode transportar areia e partículas menores. O tipo de sedimento depositado determinará o tipo de rocha sedimentar que pode se formar. Diferentes cores de rochas sedimentares são determinadas pelo ambiente em que são depositadas. Rochas vermelhas se formam onde o oxigênio está presente. Sedimentos mais escuros se formam quando o ambiente é pobre em oxigênio.

Formação das Rochas Sedimentares

Os sedimentos acumulados endurecem na rocha por litificação , como ilustrado na Figura 4. Duas etapas importantes são necessárias para que os sedimentos sejam litificados.

1. Os sedimentos são espremidos pelo peso dos sedimentos sobrepostos em cima deles. Isso é chamado de compactação . Os sedimentos cimentados e não orgânicos tornam-se  rochas clásticas. Se material orgânico é incluído, eles são rochas bioclásticas .
2. Os fluidos preenchem os espaços entre as partículas soltas de sedimentos e cristalizam para criar uma rocha por cimentação.

O tamanho do sedimento em rochas sedimentares clásticas varia muito (ver tabela 1).

Tabela 1. Tamanhos e características da rocha sedimentar
Rocha	Tamanho do Sedimento	Outras características
Conglomerado	ampla	Arredondado
Brecha	ampla	Angular
Arenito	De areia
Siltstone	Leve, menor que areia
Xisto	Tamanho de argila, menor

Quando os sedimentos se depositam em águas mais calmas, formam camadas horizontais. Uma camada é depositada primeiro e outra camada é depositada sobre ela. Então, cada camada é mais nova que a camada abaixo dela. Quando os sedimentos endurecem, as camadas são preservadas. Rochas sedimentares formadas pela cristalização de precipitados químicos são chamadas de rochas sedimentares químicas . Conforme discutido no capítulo “Minerais da Terra”, íons dissolvidos em fluidos precipitam para fora do fluido e se estabelecem, assim como a halita na Figura 5.

Rochas sedimentares bioquímicas se formam no oceano ou em um lago salgado. Criaturas vivas removem íons, como cálcio, magnésio e potássio, da água para fazer conchas ou tecidos moles. Quando o organismo morre, afunda-se até o fundo do oceano para se tornar um sedimento bioquímico, que pode então se compactar e ser cimentado em rocha sólida (Figura 6).

Texturas de rocha sedimentar

Em sedimentos clásticos, a textura sedimentar inclui o tamanho de grão, o arredondamento e a classificação dos grãos, todos relacionados ao que aconteceu com o sedimento durante o processo de intemperismo para deposição.Por que os processos que levam à formação de sedimentos químicos as rochas não envolvem o processo de tempo para deposição, não há um esquema de textura amplamente aceito que se aplique a rochas sedimentares químicas.

Texturas clásticas

Texturas sedimentares clásticas são descritas em termos do tamanho dos grãos de sedimento, quão redondos eles são e quão bem eles são classificados.

Características do Grão

O diâmetro ou largura de um grão de sedimento clástico determina seu tamanho de grão. Intervalos específicos de tamanho de grão têm nomes específicos.

• O cascalho é um nome geral para o tamanho de grãos grandes, que inclui pedregulho, pedregulho e seixo.
• A areia inclui grãos de sedimentos variando em tamanho de 2 mm a 0,625 mm.
• Silte é o nome de um grão de sedimento que varia em tamanho de 0,625 mm a 0,0039 mm.
• A lama é o menor tamanho de grão e também é conhecida como argila. É importante distinguir o tamanho do grão chamado argila do mineral chamado argila. Os grãos de argila são pequenos demais para serem vistos individualmente sem o auxílio de um microscópio.

Arredondamento

Os grãos de sedimentos clásticos podem ser redondos, angulares ou intermediários (subangulares ou subarredondos). Breccia é uma rocha sedimentar clástica que, por definição, consiste em grande parte de grãos angulares de tamanho de cascalho ou maiores.

O conglomerado, outra rocha sedimentar, consiste em grande parte de grãos arredondados de tamanho de seixo ou maior. O diagrama esquemático abaixo mostra as classes de arredondamento, a partir da esquerda: angular, subangular, encadeada e arredondada. Não mostrado são muito angulares e bem arredondados, que são menos comuns.

Classificação

A extensão em que todos os grãos são do mesmo tamanho é conhecida como classificação. Se todos os grãos são do mesmo tamanho, eles são bem classificados.

Alguns arenitos são bem classificados, e alguns não são. A maioria dos conglomerados é mal classificada e consiste em uma mistura de tamanhos de grãos que variam de areia a seixo. Os diagramas esquemáticos abaixo representam sedimentos mal classificados, moderadamente ordenados e bem classificados.

Outros aspectos da textura

Outros aspectos da textura sedimentar clástica incluem o empacotamento dos grãos, a porosidade da rocha e a dureza da rocha como um todo.

O empacotamento dos grãos aplica-se apenas a sedimentos mal classificados, nos quais os clastos mais finos formam uma matriz em torno dos clastos mais grosseiros.

Se os grãos grandes estiverem se tocando, dizemos que a embalagem é suportada por clastos. Se os grãos grossos estão separados e não se tocam, com o sedimento de grãos mais finos entre eles, diz-se que a embalagem é suportada por matriz.

A porosidade de uma rocha ou sedimento é a quantidade de espaço vazio entre os grãos de sedimentos.

A dureza da rocha refere-se a quão facilmente ela se desfaz. O xisto é mais duro que o claystone, por exemplo.

Como identificar rochas sedimentares

Texturas clásticas

Os nomes comuns de rochas sedimentares clásticas – conglomerado, arenito, siltito e xisto – são baseados unicamente no tamanho do grão.

No entanto, existem nomes mais precisos dentro dessas categorias mais amplas que são baseados em características de sedimentos clásticos além do tamanho do grão. Breccia é uma rocha sedimentar clástica distinguida do conglomerado pela angularidade de seus clastos.

Uma rocha sedimentar clástica, simplesmente feita de grãos do tamanho de uma areia, é qualificada como arenito, independentemente de quais minerais os grãos são feitos. Nomes mais completos para vários arenitos são baseados em sua composição mineral.

Alguns arenitos são feitos quase inteiramente de quartzo. O arenito feito virtualmente inteiramente de quartzo é chamado arenito. Outros arenitos têm muito feldspato misturado com quartzo.

Tais arenitos são chamados arkose. Outros arenitos são uma mistura de feldspato, quartzo, argila e pequenos fragmentos de “líticos”, minerais de aparência escura e fragmentos de rochas, que representam sedimentos mineralógicamente imaturos.

Tais arenitos são tecnicamente conhecidos como wackes líticos, embora os geólogos frequentemente os chamem pelo seu antigo nome, graywackes, e as rochas são às vezes informalmente descritas como “arenitos sujos”.

Ao usar a tabela de classificação de rocha sedimentar que acompanha esta seção, você verá que as rochas sedimentares clásticas são classificadas com base no tamanho do grão. Os arenitos são rochas feitas de grãos do tamanho de uma areia. O xisto é uma rocha sedimentar em camadas feita de grãos finos de tamanho de lama pequenos demais para serem vistos a olho nu.

Texturas Químicas

A chave para nomear rochas sedimentares químicas são os minerais de que são feitos. Por exemplo, todos os calcários consistem principalmente na calcita mineral.

O sal-gema é feito de sais minerais como a halita. A rocha de gesso é feita de gesso mineral. A calcedônia é feita de quartzo microcristalino, grãos de quartzo tão pequenos que não podem ser distinguidos nem mesmo com um microscópio óptico padrão.

A Tabela 2 mostra alguns tipos comuns de rochas sedimentares.

Texturas Bioquímicas

Rochas sedimentares bioquímicas se formam com a ajuda de vidas passadas. Isso pode ser na forma de fósseis, conchas ou restos de plantas. Por exemplo, o carvão é constituído por restos vegetais.

 

Tabela 2. Rochas Sedimentares Comuns
Cenário	Nome do rock	Tipo de rocha sedimentar
	Conglomerado	Clastic (fragmentos de sedimentos não orgânicos)
	Brecha	Clastic
	Arenito	Clastic
	Siltstone	Clastic
	Xisto	Clastic
	Sal grosso	Precipitado químico
	Gesso	Precipitado químico
	Dolostone	Precipitado químico
	Calcário	Bioquímico
	Carvão	Bioquímico

Classificação de rochas sedimentares

Rochas sedimentares clásticas
Tamanho de grão	Arredondamento	Classificação	Nome do rock
cascalho grosso (> 2 mm)	angular	mal	brecha
	arredondado	mal	conglomerado
meio areia (0,0625-2 mm)	variável	variável	arenito
	arredondado para subangular	bem a moderadamente	arenito de quartzo—> 90% de quartzo
	encoberto a angular	bem a moderadamente	arkose—> 25% de feldspato
	subangular a angular	moderadamente a mal	graywacke — high% lithics, clay matrix
lodo fino (0,004-0,0625 mm)	variável	bem	siltstone
argila extra fina (<0,004 mm)	não visível	bem	xisto – quebra ao longo dos planos da cama
			mudstone – falta de roupa de cama
			claystone – argila mineral pura, muito macia
Rochas Sedimentares Químicas e Bioquímicas
Mineral	Características diferenciadoras	Nome do rock	Ambiente Depositário Comum
calcita	mais macio que o vidro, reage ao HCl	calcário	oceano raso morno
calcita	Fósseis visíveis, mais moles que o vidro, reagem ao HCl	calcário fossilífero (bioquímico)	oceano raso morno
dolomite	branco a rosa, mais macio que o vidro, reage ao HCl somente quando em pó	dolostona	lagoa salina
calcita	cinza ou marrom, poroso, reage ao HCl	travertino	mola evaporada ou água da caverna
calcita	branco, em pó, reage ao HCl	giz	oceano raso morno
quartzo microscópico	fratura concoidal	sílex	fundo do oceano
quartzo microscópico	fratura concoidal vermelha	jaspe	fundo do oceano
quartzo microscópico	Fratura concoidal preta	pedra	nódulos em calcário
quartzo microscópico	Fratura translúcida, em camadas, concoidal	ágata	nódulos em rochas vulcânicas
quartzo microscópico	branco, pulverulento	diatomita	lagos em ambientes vulcânicos
carbono	preto, macio, baixa densidade	carvão (bioquímico)	pântano densamente vegetado
halita	gosto de sal, cristais cúbicos e clivagem	sal grosso	corpo de água evaporando
gesso	mais suave do que a unha	rocha de gesso	corpo de água evaporando

Usos de rochas sedimentares

Rochas sedimentares são usadas como pedras de construção, embora não sejam tão duras quanto rochas ígneas ou metamórficas. Rochas sedimentares são usadas na construção.

Areia e cascalho são usados ​​para fazer concreto; eles também são usados ​​no asfalto. Muitos recursos economicamente valiosos vêm de rochas sedimentares. O minério de ferro e o alumínio são dois exemplos.

Entenda o processo de Sedimentação

Sedimentos são formados pela quebra (física e química) de rochas pré-existentes, que podem ser de origem ígnea, metamórfica ou sedimentar.

Os principais fatores que controlam a quebra de rochas em sedimentos são:

• clima
• topografia
• vegetação
• propriedades (físicas e químicas) da rocha.

As partículas que são quebradas são chamadas de sedimentos. Os sedimentos são classificados de acordo com seu tamanho, variando de lodos e lama até cascalhos e pedregulhos.

Os sedimentos podem então ser transportados de sua fonte, geralmente para grandes distâncias. Os principais fatores que controlam o transporte de sedimentos são:

• agua
• vento (particularmente em regiões áridas)
• gravidade (com todos os sedimentos fluindo para baixo, independentemente da inclinação)

Estudando sedimentos

Os geólogos sedimentares (conhecidos como sedimentologistas) tendem a estudar tanto os sedimentos atuais quanto as seqüências mais antigas de rochas sedimentares.

Princípio do uniformitarismo

O princípio do uniformitarismo é que os processos que operam na superfície da Terra hoje são semelhantes aos que funcionavam no passado.

É um princípio fundamental em geologia sedimentar e foi proposto pela primeira vez por Charles Lyell em 1830. Usando este princípio ao estudar ambientes sedimentares atuais (por exemplo, sistemas de recifes de coral, sistemas delta, sistemas fluviais), podemos determinar princípios fundamentais como:

• taxas de sedimentação
• geometria das sequências de sedimentos
• taxas de compactação
• quantidade de água presente nos sedimentos

que pode então ser aplicado a sequências de rochas sedimentares muito mais antigas.

Estratificação

Camadas horizontais em rochas sedimentares são chamadas de cama ou estratificação. Ela se forma pelo acúmulo de partículas da água ou do ar (a palavra sedimento vem do latim sedimentum , que significa sedimentado).

Os limites das camadas são planos naturais de fraqueza ao longo dos quais as rochas podem se romper e os fluidos podem fluir. Desde que a sequência de camadas não tenha sido deformada ou derrubada, as camadas mais novas estão no topo e as mais antigas estão no fundo.

Esta seqüência de estratificação é a base para a escala de tempo estratigráfica. Essas observações foram feitas primeiramente por um médico dinamarquês, Nicolaus Steno, que em 1669 formulou os princípios da horizontalidade, superposição (camadas mais jovens sobre as mais antigas) e continuidade original (camadas sedimentares representam antigas folhas contínuas).

Camadas de sedimentação – alguns termos

• As laminações são finas camadas discretas de rocha.
• As formações são grupos de rochas sedimentares que se formaram ao mesmo tempo e contêm rochas sedimentares semelhantes. São unidades mapeáveis ​​que se formaram sob condições ambientais distintas.
• As inconformidades são grandes intervalos de tempo entre as camadas.

Preservação de sequências de sedimentação

A maioria das sequências de sedimentação que são preservadas no registro da rocha são formadas por deposições catastróficas, como inundações, fluxos de lama, deslizamentos de rochas e derretimento de geleiras.

Para que uma sequência de sedimentos seja preservada e litificada (transformada em rocha), ela deve ser coberta por sedimentos mais novos logo após ser depositada e a água dentro da seqüência deve ser expelida (isso geralmente é obtido pela compactação pelo peso das camadas sobrepostas).

Intemperismo e erosão

O intemperismo é o processo no qual as rochas se quebram sob os efeitos da água e do ar. Consiste em dois processos que sempre agem em conjunto:

• fragmentação (conhecida como intemperismo mecânico ou físico)
• decadência (conhecido como intemperismo químico)

A erosão é o processo do movimento de produtos de intemperismo, pela água e pelo ar.

Quanto menores os pedaços (ou fragmentos), maior a área de superfície disponível para ataque químico e mais rápido as peças decaem. Agentes importantes no intemperismo são chuvas, vento, gelo, neve, rios, água do mar, vegetação e organismos vivos.

O solo é tanto um fator de intemperismo quanto o resultado disso. Uma vez que o solo começa a se formar, a rocha é mais rápida e mais solo é formado. A água da chuva, que é principalmente H2O, também contém pequenas quantidades de CO2 dissolvido e H2S que reagem fortemente com muitos materiais rochosos.

Intemperismo e feldspatos

O feldspato é o mineral mais comum em muitas rochas ígneas e metamórficas, particularmente em granitos. Em climas temperados, os granitos são bastante resistentes à erosão, enquanto que nas regiões úmidas a tropicais, os granitos se decompõem facilmente.

Isso ocorre porque em áreas de maior pluviosidade, os feldspatos se decompõem em minerais de argila que são então facilmente liberados da rocha. Os feldspatos geralmente permanecem intocados apenas em climas muito áridos.

O mineral de argila mais comum formado é a caulinita. No intemperismo de feldspatos a caulinita, potássio, sódio, cálcio e silício são liberados da estrutura do feldspato e entram em solução.

Como a velocidade das reações químicas aumenta com o aumento da temperatura, o intemperismo ocorre em um ritmo muito mais rápido nas áreas tropicais do que nas mais temperadas. Sob condições extremas de intemperismo em climas tropicais, as argilas se decompõem ainda mais no mineral gibbsita (Al (OH) 3) o principal minério de alumínio. A rocha resultante é uma bauxita ou laterita.

Intemperismo e carbonatos

Enquanto os minerais feldspatos se decompõem em argilas, os minerais de carbonato podem se dissolver completamente. As cavernas são um produto característico do intemperismo do calcário (rochas compostas predominantemente pelos minerais carbonatados calcita e dolomita) em climas úmidos.

O principal agente de intemperismo, neste caso, é a água subterrânea contendo CO2 dissolvido (dióxido de carbono).

Esta dissolução do calcário resulta no enriquecimento das águas subterrâneas em íons Ca (cálcio), levando ao que é conhecido como ‘água dura’. O CO2 é extraído da atmosfera e de material orgânico no solo e se dissolve nas águas subterrâneas.

Quanto maior o desgaste do calcário, mais CO2 é removido da atmosfera. Como o calcário se dissolve mais rápido do que as rochas de silicato, o desgaste químico do calcário é responsável por mais da erosão química total da superfície terrestre do que qualquer outra rocha, embora áreas muito maiores da Terra consistam em rochas de silicato.

Resistência de minerais ao intemperismo

Medições de intemperismo no campo podem ser combinadas com experimentos em laboratório para determinar a resistência relativa dos minerais ao intemperismo.

Os produtos de intemperismo são geralmente mais resistentes a intempéries do que outros minerais, particularmente óxido de ferro e minerais de argila. Como o quartzo é geralmente insolúvel e quimicamente estável, ele tende a não resistir prontamente sob a maioria das condições. A ordem de estabilidade do mineral sob condições de intemperismo está relacionada à estabilidade das ligações químicas e estruturas cristalinas sob diferentes temperaturas e pressões.

Intemperismo em diferentes tipos de rochas

As rochas em camadas quebram-se em placas ou placas ao longo dos planos de acamamento, enquanto as rochas maciças se partem ao longo das fendas planares regularmente espaçadas, chamadas de juntas. Em algumas rochas ígneas, as juntas assumem a forma de folhas – conjuntos de superfícies planares paralelas próximas umas das outras. Em áreas de grandes gradientes diários de temperatura, a expansão térmica geralmente acompanha a ação do gelo e o desgaste químico.

Esfoliação é o descascamento de grandes folhas curvas ou lajes de rocha da superfície intemperizada de um afloramento. O intemperismo esferoidal é um fenômeno similar no qual pedregulhos arredondados se separam de camadas ou conchas da superfície intemperizada.

Formas de fragmentos intemperizados

As formas dos fragmentos causadas pelo intemperismo e erosão são largamente herdadas dos padrões de juntas, camas e outras estruturas na rocha mãe, em vez de serem produzidas por transporte. O tamanho dos fragmentos é uma boa pista para a intensidade da erosão mecânica. Em geral, quanto mais alta ou mais íngreme a paisagem, maiores os fragmentos. Uma vez que os fragmentos tenham sido movidos de sua rocha de origem, eles entram em novos ambientes de intemperismo e erosão e passam por mais colapsos. Uma vez que os pedregulhos caem em córregos, eles quebram e abrem rapidamente, e o tamanho dos seixos a jusante diminui rapidamente com a distância da fonte. Os diferentes tamanhos e formas de partículas erodidas (de grandes rochas a partículas do tamanho de barro) podem ser atribuídos às características de suas rochas geradoras e à sua distância da fonte.

Taxas de erosão

Taxas de erosão podem ser calculadas sobre regiões e são chamadas taxas de desnudação (medidas em mm por mil anos). Essas taxas são maiores em glaciares e ermos de vale (áreas profundamente erodidas) e menores em áreas de baixo relevo e regiões temperadas e de floresta tropical. A taxa de denudação é controlada principalmente pela topografia e pelo clima. As influências humanas aceleram a taxa de desnudação de três a dez vezes, com os valores mais altos sendo registrados em áreas de uso intensivo da terra.

Uma das taxas mais altas de denudação é medida na Bacia de Tamur, no Himalaia. A combinação de encostas íngremes, material não consolidado (sedimento), terreno glaciado e modificação humana resultou em uma taxa de 4700 mm por 1000 anos.

Matéria orgânica e processos sedimentares

A biosfera (toda atividade biológica, como plantas, animais e seus restos) também desempenha um papel vital nos processos sedimentares. Toda a matéria orgânica eventualmente se decompõe, liberando nutrientes vitais (como N, Ca, C) no solo e no mar. Tanto o carvão quanto o óleo são formados pela interação de matéria orgânica enterrada com processos sedimentares.

Diagénese

A diagênese é a alteração da mineralogia e / ou textura dos sedimentos a baixas temperaturas e pressões. Afeta sedimentos próximos à superfície da Terra. Existem dois processos principais em funcionamento:

• compactação : por sedimentos sobrejacentes, envolvendo o empacotamento próximo dos grãos individuais, eliminando o espaço dos poros e a expulsão da água aprisionada
• Cimentação : desenvolvimento de material secundário nos antigos espaços de poros que, em seguida, une as partículas sedimentares. Este material pode ser introduzido a partir da passagem da água subterrânea ou derivado da solução.

Referências:

• https://australianmuseum.net.au/sedimentary-processes
• https://www.britannica.com/science/sedimentation-geology
• https://www.eolss.net/sample-chapters/C01/E6-15-04-01.pdf