Cor
A cor de uma rocha sedimentar é frequentemente determinada pelo ferro, um elemento com dois óxidos principais: o óxido de ferro(II) e o óxido de ferro(III). O óxido de ferro(II) (FeO) só se forma em circunstâncias de baixo oxigénio (anóxico) e dá à rocha uma cor cinzenta ou esverdeada. O óxido de ferro(III) (Fe2O3) num ambiente de oxigénio mais rico é frequentemente encontrado sob a forma de hematite mineral e dá à rocha uma cor avermelhada a acastanhada. Em climas continentais áridos, as rochas estão em contacto directo com a atmosfera, e a oxidação é um processo importante, dando à rocha uma cor vermelha ou alaranjada. Sequências espessas de rochas sedimentares vermelhas formadas em climas áridos são chamadas leitos vermelhos. Contudo, uma cor vermelha não significa necessariamente a rocha formada num ambiente continental ou clima árido.
A presença de material orgânico pode colorir uma rocha de cor preta ou cinzenta. O material orgânico é formado a partir de organismos mortos, na sua maioria plantas. Normalmente, tal material acaba por se decompor por oxidação ou actividade bacteriana. Sob circunstâncias anóxicas, contudo, o material orgânico não pode decompor-se e deixa um sedimento escuro, rico em material orgânico. Isto pode, por exemplo, ocorrer no fundo de mares profundos e lagos. Há pouca mistura de água em tais ambientes; como resultado, o oxigénio da água superficial não é trazido para baixo, e o sedimento depositado é normalmente uma argila escura fina. As rochas escuras, ricas em material orgânico, são portanto frequentemente xistos.
Texture
O tamanho, A forma e a orientação dos clichés (os pedaços originais de rocha) num sedimento é chamada a sua textura. A textura é uma propriedade de pequena escala de uma rocha, mas determina muitas das suas propriedades de grande escala, tais como a densidade, porosidade ou permeabilidade.
A orientação 3D dos clichés é chamada de tecido da rocha. O tamanho e a forma dos ganchos pode ser utilizado para determinar a velocidade e a direcção da corrente no ambiente sedimentar que moveu os ganchos desde a sua origem; lama fina e calcária apenas se deposita em água calma enquanto que a gravilha e os ganchos maiores são movidos apenas por água em movimento rápido. O tamanho do grão de uma rocha é normalmente expresso com a escala de Wentworth, embora sejam por vezes utilizadas escalas alternativas. O tamanho do grão pode ser expresso como diâmetro ou volume, e é sempre um valor médio, uma vez que uma rocha é composta por fivelas com tamanhos diferentes. A distribuição estatística da granulometria é diferente para diferentes tipos de rocha e é descrita numa propriedade chamada ordenação da rocha. Quando todos os clasts são mais ou menos do mesmo tamanho, a rocha é chamada ‘bem classificada’, e quando há uma grande dispersão no tamanho do grão, a rocha é chamada ‘mal classificada’.
A forma dos clasts pode reflectir a origem da rocha. Por exemplo, a coquina, uma rocha composta de clichés de conchas partidas, só se pode formar em água energética. A forma de um torrão pode ser descrita utilizando quatro parâmetros:
- A textura da superfície descreve a quantidade de relevo em pequena escala da superfície de um grão que é demasiado pequena para influenciar a forma geral. Por exemplo, os grãos foscos, que são cobertos com fracturas em pequena escala, são característicos dos 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 têm uma textura não-clástica, consistindo inteiramente em cristais. Para descrever tal textura, apenas o tamanho médio dos cristais e do tecido são necessários.
Mineralogia
As rochas mais sedimentares contêm quartzo (rochas siliciclásticas) ou calcite (rochas carbonatadas). Em contraste com as rochas ígneas e metamórficas, uma rocha sedimentar contém geralmente muito poucos minerais principais diferentes. No entanto, a origem dos minerais numa rocha sedimentar é frequentemente mais complexa do que numa rocha ígnea. Os minerais de uma rocha sedimentar podem ter estado presentes nos sedimentos originais ou podem ter sido formados por precipitação durante a diagénese. No segundo caso, um precipitado mineral pode ter crescido durante uma geração mais antiga de cimento. Uma história diagenética complexa pode ser estabelecida por mineralogia óptica, utilizando um microscópio petrográfico.
As rochas carbonatadas consistem predominantemente em minerais carbonatados como a calcita, aragonite ou dolomite. Tanto o cimento como os clichés (incluindo fósseis e ooides) de uma rocha sedimentar carbonatada são geralmente constituídos por minerais carbonatados. A mineralogia de uma rocha clástica é determinada pelo material fornecido pela área de origem, a forma do seu transporte para o local de deposição e a estabilidade desse mineral em particular.
A resistência dos minerais formadores de rocha à intempérie de dissolução Goldich exprime-se. Nesta série, o quartzo é o mais estável, seguido pelo feldspato, micas, e finalmente por outros minerais menos estáveis que só estão presentes quando a intempérie ocorreu pouco. A quantidade de meteorização depende principalmente da distância até à área de origem, do clima local e do tempo necessário para que o sedimento seja transportado até ao ponto em que é depositado. Na maioria das rochas sedimentares, mica, feldspato e minerais menos estáveis têm sido desgastados por minerais argilosos como caulinite, illite ou esmectita.
Fósseis
Entre os três principais tipos de rocha, os fósseis são mais frequentemente encontrados em rochas sedimentares. Ao contrário da maioria das rochas ígneas e metamórficas, as rochas sedimentares formam-se a temperaturas e pressões que não destroem os restos fósseis. Muitas vezes estes fósseis podem apenas ser visíveis sob ampliação.
Os organismos mortos na natureza são geralmente removidos rapidamente por necrófagos, bactérias, podridão e erosão, mas em circunstâncias excepcionais, estes processos naturais são incapazes de ocorrer, levando à fossilização. A hipótese de fossilização é maior quando a taxa de sedimentação é elevada (de modo que uma carcaça é rapidamente enterrada), em ambientes anóxicos (onde ocorre pouca actividade bacteriana) ou quando o organismo tinha um esqueleto particularmente duro. Os fósseis maiores e bem preservados são relativamente raros.
Fósseis podem ser tanto os restos directos ou impressões de organismos como os seus esqueletos. As partes mais frequentemente preservadas são as partes mais duras de organismos tais como ossos, conchas, e o tecido lenhoso das plantas. O tecido mole tem uma hipótese muito menor de ser fossilizado, e a preservação do tecido mole de animais com mais de 40 milhões de anos é muito rara. As impressões de organismos feitas enquanto ainda estavam vivos são chamadas fósseis vestigiais, de que são exemplos as tocas, pegadas, etc.
Como parte de uma rocha sedimentar, os fósseis são submetidos aos mesmos processos diagenéticos que a rocha hospedeira. Por exemplo, uma concha constituída por calcita pode dissolver-se enquanto um cimento de sílica preenche depois a cavidade. Da mesma forma, minerais precipitantes podem encher cavidades anteriormente ocupadas por vasos sanguíneos, tecido vascular ou outros tecidos moles. Isto preserva a forma do organismo mas altera a composição química, um processo chamado permineralização. Os minerais mais comuns envolvidos na permineralização são várias formas de sílica amorfa (calcedónia, pedra, cerne), carbonatos (especialmente calcite), e pirite.
A alta pressão e temperatura, a matéria orgânica de um organismo morto sofre reacções químicas em que os voláteis como a água e o dióxido de carbono são expulsos. O fóssil, no final, consiste numa camada fina de carbono puro ou na sua forma mineralizada, grafite. Esta forma de fossilização é chamada carbonização. É particularmente importante para os fósseis de plantas. O mesmo processo é responsável pela formação de combustíveis fósseis como a lignite ou o carvão.
estruturas sedimentares primárias
estruturas em 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 características de grande escala que podem ser facilmente estudadas no campo. As estruturas sedimentares podem indicar algo sobre o ambiente sedimentar ou podem servir para dizer qual o lado originalmente virado para cima onde a tectónica inclinou ou derrubou camadas sedimentares.
As rochas sedimentares são colocadas em camadas chamadas leitos ou estratos. Uma cama é definida como uma camada de rocha que tem uma litologia e textura uniformes. As camas formam-se através da deposição de camadas de sedimentos umas sobre as outras. A sequência de camas que caracteriza as rochas sedimentares é chamada de cama. As camas de solteiro podem ter alguns centímetros a vários metros de espessura. As camadas mais finas e menos pronunciadas são chamadas laminas, e a estrutura que uma lamina forma numa rocha é chamada laminação. As laminae têm normalmente menos de alguns centímetros de espessura. Embora a cama e a laminação sejam frequentemente de natureza originalmente horizontal, nem sempre é o caso. Em alguns ambientes, as camas são depositadas num ângulo (geralmente pequeno). Por vezes existem vários conjuntos de camadas com diferentes orientações na mesma rocha, uma estrutura chamada de cama cruzada. A cama cruzada é característica da deposição por um meio fluido (vento ou água).
O oposto da cama cruzada é a laminação paralela, onde toda a camada sedimentar é paralela. As diferenças nas laminações são geralmente causadas por alterações cíclicas no fornecimento de sedimentos, causadas, por exemplo, por alterações sazonais na precipitação, temperatura ou actividade bioquímica. As laminae que representam mudanças sazonais (semelhantes a anéis de árvores) são chamadas varvas. Qualquer rocha sedimentar composta de camadas milimétricas ou de escamas mais finas pode ser nomeada com o termo geral laminite. Quando as rochas sedimentares não têm qualquer tipo de laminação, o seu carácter estrutural é chamado de cama maciça.
Cama de grão é uma estrutura onde canteiros com um grão mais pequeno ocorrem em cima de canteiros com grãos maiores. Esta estrutura forma-se quando a água que flui rapidamente deixa de fluir. As camas maiores e mais pesadas em suspensão assentam primeiro, depois as camas mais pequenas. Embora a cama graduada possa formar-se em muitos ambientes diferentes, é uma característica das correntes de turbidez.
A superfície de uma cama particular, chamada forma de cama, também pode ser indicativa de um ambiente sedimentar particular. Exemplos de formas de leito incluem dunas e marcas de ondulação. As marcas de sola, tais como marcas de ferramentas e fundições de flautas, são sulcos erodidos numa superfície que são preservados por sedimentação renovada. Estas são frequentemente estruturas alongadas e podem ser utilizadas para estabelecer a direcção do fluxo durante a deposição.
marcas de ondulação também se formam em água corrente. Podem ser simétricas ou assimétricas. Formam-se ondulações assimétricas em ambientes onde a corrente está numa direcção, tais como rios. O flanco mais longo de tais ondulações está no lado a montante da corrente. As ondulações simétricas das ondas ocorrem em ambientes em que as correntes invertem as direcções, tais como os flats das marés.
Mudcracks são uma forma de leito causada pela desidratação de sedimentos que ocasionalmente se encontram acima da superfície da água. Tais estruturas são comumente encontradas nos planos de maré ou em barras pontiagudas ao longo dos rios.
Estruturas sedimentares secundárias
Estruturas sedimentares secundárias são as que se formaram após a deposição. Tais estruturas formam-se por processos químicos, físicos e biológicos dentro do sedimento. Podem ser indicadores das circunstâncias após a deposição. Algumas podem ser utilizadas como critérios de subida.
Materiais orgânicos num sedimento podem deixar mais vestígios do que apenas fósseis. Os vestígios conservados e as tocas são exemplos de vestígios de fósseis (também chamados ichnofósseis). Tais vestígios são relativamente raros. A maioria dos vestígios de fósseis são tocas de moluscos ou artrópodes. Esta toca é chamada de bioturbación por sedimentologistas. Pode ser um valioso indicador do ambiente biológico e ecológico que existiu após o depósito do sedimento. Por outro lado, a actividade escavadora dos organismos pode destruir outras estruturas (primárias) no sedimento, tornando mais difícil uma reconstrução.
estruturas secundárias também podem formar-se por diagénese ou pela formação de um solo (pedogénese) quando um sedimento é exposto acima do nível da água. Um exemplo de uma estrutura diagenética comum em rochas carbonatadas é um estilólito. Os estilolitos são planos irregulares onde o material foi dissolvido nos fluidos dos poros na rocha. Isto pode resultar na precipitação de uma determinada espécie química produzindo coloração e mancha da rocha, ou a formação de concreções. As concreções são corpos aproximadamente concêntricos com uma composição diferente da rocha hospedeira. A sua formação pode ser o resultado de precipitação localizada devido a pequenas diferenças na composição ou porosidade da rocha hospedeira, tais como em torno de fósseis, dentro de tocas ou em torno de raízes de plantas. Nas rochas carbonatadas, tais como calcário ou giz, são comuns as concreções de pedra ou pedra de sílex, enquanto os arenitos terrestres contêm por vezes concreções de ferro. As concreções de calcita em argila contendo cavidades angulares ou fissuras são chamadas concreções septarianas.
Após a deposição, os processos físicos podem deformar o sedimento, produzindo uma terceira classe de estruturas secundárias. Os contrastes de densidade entre diferentes camadas sedimentares, tais como entre areia e argila, podem resultar em estruturas de chama ou fundições de carga, formadas por diapirismo invertido. Enquanto o leito clássico ainda é fluido, o diapirismo pode provocar o afundamento de uma camada superior mais densa numa camada inferior. Por vezes, os contrastes de densidade ocorrem ou são aumentados quando uma das litologias desidrata. A argila pode ser facilmente comprimida em resultado da desidratação, enquanto a areia retém o mesmo volume e torna-se relativamente menos densa. Por outro lado, quando a pressão do fluido poroso numa camada de areia ultrapassa um ponto crítico, a areia pode romper as camadas de argila sobrepostas e fluir através delas, formando corpos discordantes de rocha sedimentar chamados diques sedimentares. O mesmo processo pode formar vulcões de lama na superfície onde romperam as camadas superiores.
Diques sedimentares também podem ser formados num clima frio onde o solo é permanentemente congelado durante uma grande parte do ano. A geada pode formar fendas no solo que se enchem de escombros vindos de cima. Tais estruturas podem ser utilizadas como indicadores climáticos bem como estruturas de subida.
Contrastes de densidade podem também causar falhas em pequena escala, mesmo enquanto a sedimentação progride (falhas síncronas-sedimentares). Tal falha também pode ocorrer quando grandes massas de sedimentos não literificados são depositadas numa inclinação, como na parte frontal de um delta ou na inclinação continental. Instabilidades em tais sedimentos podem resultar na queda do material depositado, produzindo fissuras e dobras. As estruturas resultantes na rocha são dobras e falhas sin-sedimentares, que podem ser difíceis de distinguir das dobras e falhas formadas por forças tectónicas que actuam sobre rochas litificadas.