Sedimentologia: Conceitos e Definições

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ESTUDO DIRIGIDO DE SEDIMENTOLOGIA
SEDIMENTOLOGIA: CONCEITOS E DEFINIÇÕES
	A Sedimentologia é o ramo da ciência que estuda os processos de formação, transporte e deposição dos sedimentos, que podem, eventualmente, dar origem a rochas sedimentares. A definição de sedimento, de acordo com o dicionário Aurélio é a seguinte:
 
	Sedimento - Substância depositada, pela ação da gravidade, na água ou no ar.
	Existem diversos tipos diferentes de sedimentos, das origens mais diversas. Eles podem ser gerados pela erosão e transporte de fragmentos de rochas fontes (chamados de sedimentos terrígenos ou siliciclásticos), podem ser lançados a partir de um evento eruptivo, podem ser formados por precipitação química ou bioquímica, podem ser bioclastos (ou seja, fragmentos de seres vivos), entre diversos outros.
	Dois conceitos são fundamentais para o entendimento dos processos abrangidos pela sedimentologia: O Atualismo, que pressupõe que eventos atuais são análogos a eventos que ocorreram no passado; e o Uniformitarismo, que diz que o conjunto de leis que regem o universo são invariáveis ao longo do tempo e espaço. Estas duas ferramentas são cruciais para que a interpretação de um depósito ou rocha sedimentar seja coerente e precisa.
Uniformitarismo - Teoria segundo a qual as grandes modificações ocorridas na Terra, no passado, resultaram não de catástrofes em grande escala, mas de processos geológicos contínuos, como os que ocorrem no presente.
Atualismo - Doutrina segundo a qual os fenômenos que ocorrem no presente teriam ocorrido de modo análogo em épocas geológicas passadas.
	Apesar da crosta terrestre possuir em seu volume apenas 5% de rochas sedimentares, 75% de sua área é composta por este tipo de rocha. Isto mostra como a deposição de sedimentos e a formação de rochas sedimentares é algo extremamente superficial e, apesar da pequena contribuição em volume, tem uma enorme importância para os estudos geológicos, já que são as rochas que estão expostas em maior proporção na crosta terrestre.
SEDIMENTOS E ROCHAS TERRÍGENAS
	Os sedimentos podem possuir tamanhos diferentes. A partir deste conceito foi montada uma tabela que classifica e nomeia os grãos de acordo com seu diâmetro.
Tabela de classificação granulométrica dos sedimentos (Udden, 1914; Wentworth,1922):
	Classe
	Fração
	Diâmetro (mm)
	Rocha formada
	
Cascalho
	Matacão
	> 256
	
Conglomerado
	
	Calhau
	64 - 256
	
	
	Seixo
	4 - 64
	
	
	Grânulo
	2 - 4
	
	
Areia
	Areia muito grossa
	1 - 2
	
Arenito
	
	Areia grossa
	0,5 - 1
	
	
	Areia média
	0,25 - 0,5
	
	
	Areia fina
	0,125 - 0,25
	
	
	Areia muito fina
	0,0625 - 0,125
	
	Lama
	Silte
	0,004 - 0,0625
	Lamito
	
	Argila
	< 0,004
	
	Sedimentos terrígenos (também conhecidos como siliciclasticos ou detríticos) são sedimentos clásticos derivados principalmente da erosão de rochas pré-existentes. No geral são formados por fragmentos de rochas ou minerais, mas também podem possuir material biogênico em sua composição.
	Estes sedimentos, quando sofrem processo de litificação, dão origem a rochas onde podem ser observadas diversas características que, quando inseridas em um contexto geológico, fornecem informações sobre os processos associados ao transporte e deposição destes sedimentos.
	Estas rochas sedimentares são classificadas de acordo com o tamanho dos grãos que as constituem e a proporção no qual estes grãos se encontram. Dividimos então os três tipos principais de rochas entre Conglomerados, Arenitos e Lamitos:
	Rocha
	Tamanho dos grãos
	Composição dos grãos
	Conglomerado
	Cascalho (> 2mm de diâmetro)
	Principalmente fragmentos líticos
	Arenito
	Areia (entre 0,062 mm e 2 mm de diâmetro)
	Principalmente cristaloclastos
	Lamito
	Lama (< 0,062 mm de diâmetro)
	Principalmente argilominerais
	Também existem intermediários entre estas rochas. Nestes casos a nomenclatura será dada de acordo com a proporção de cada fração granulométrica. O substantivo denominará a fração principal e o adjetivo (ou adjetivos) denominará a fração minoritária. Portanto, por exemplo, um Arenito Cascalhoso é uma rocha na qual a fração principal é areia, tendo também uma porcentagem menor de cascalho em sua composição.
CASCALHOS E CONGLOMERADOS
	Como foi abordado anteriormente, os conglomerados são rochas sedimentares nas quais a principal classe de grão presente nelas é o cascalho, que possui mais de 2 mm de diâmetro. Observemos então algumas características destas rochas que nos auxiliam a caracterizá-las e interpretá-las de acordo com o contexto no qual estão inseridas.
· Composição
	Este tipo de rocha, devido ao tamanho dos grãos que a formam, geralmente é composta por fragmentos líticos, já que nesta escala de tamanho, os sedimentos que predominam são deste tipo. Estes fragmentos de rochas foram gerados pela erosão de uma rocha-mãe (bedrock) e devido à sua resistência mecânica e química, ou à ausência de condições para que pudessem ser fragmentadas, formam grãos de tamanho maior que 2 mm.
	A composição de um conglomerado se dá principalmente pelo número de litologias que os constituem. São três estas classificações:
- Monomítica: Há apenas 1 litologia presente.
- Oligomítica: Há de 2 a 3 litologias presentes.
- Polimítica: Há mais de 3 litologias presentes na rocha.
· Textura
	Quanto à textura, existem dois tipos principais de conglomerados: Os ortoconglomerados e os paraconglomerados. Os ortoconglomerados são conglomerados onde a estrutura que dá suporte à rocha são as próprias partículas com mais de 2 mm de diâmetro, que formarão o arcabouço, sendo então o ortoconglomerado clasto-suportado. Já no paraconglomerado, os clastos com dimensão inferior a 2 mm dão o sustento à rocha, podendo ela ser classificada como matriz-suportada.
· Grau de Arredondamento e Forma dos Grãos
	Nos conglomerados (bem como nas rochas terrígenas) podemos relacionar o grau de arredondamento com o tipo de energia de transporte que atuou sobre os clastos. Conglomerados compostos por cascalhos mais arredondados geralmente indicam um maior trabalho sobre os grãos, promovido por um constante atrito entre os grãos em meios pouco viscosos. Já conglomerados com cascalhos mais angulosos costumam indicar um trabalho menor e uma menor distância da área fonte, como é o caso de meios onde a alta viscosidade diminui a tendência dos grãos de se impactarem.
	Há também outros fatores associados à textura superficial e à forma do grão. Os ventifactos, por exemplo, são grãos onde uma ou mais faces foram trabalhadas pela ação da abrasão eólica, gerando então clastos com uma ou mais faces alisadas. Já os clastos do tipo ferro de passar (flat iron forms) são grãos com uma face completamente plana e marcada por estrias, devido à ação do arraste pelo gelo. Por fim, há a imbricação de grãos, que é resultado da ação de uma corrente de água sobre os cascalhos, o que confere ao depósito sedimentar uma orientação preferencial.
· Alguns termos e nomes de conglomerados específicos
	Rochas onde partículas grossas são sustentadas por partículas finas recebem a denominação geral de diamictitos. Como em um trabalho de campo é difícil a identificação da porcentagem de cada fração granulométrica, este termo é usado como um sinônimo de paraconglomerados onde há a presença de lama e/ou argila.
	Brecha é o nome dado para paraconglomerados onde mais de 30% das partículas com mais de 2 mm de diâmetro são angulosas. Este tipo de rocha é muito comum em diversos cenários, principalmente em eventos de alta energia, como fluxos gravitacionais, abalos sísmicos (brecha tectônica) ou colapsos de cavernas, onde não há a possibilidade da seleção de grãos nem de um trabalho que vá conferir um maior grau de arredondamento.
	Além dos tipos de brecha acima citados, existem também as brechas intraformacionais, onde os clastos que as compõem são instraclastos, ou seja, clastos formados no próprio local de deposição. Isto pode ocorrer, por exemplo, em um local onde há uma cimentação precoce (devido à percolação de um fluido pelos sedimentos) e logo em seguida algumevento é responsável pela desagregação e remoção destes clastos cimentados, sendo eles redepositados na mesma região.
AREIAS E ARENITOS
	Os arenitos são rochas formadas por grãos da fração areia (de 0,062 mm até 2,0 mm de diâmetro). Observemos então as principais características dos arenitos.
· Composição
	Os arenitos são compostos principalmente por:
- Cristaloclastos: Grãos de minerais gerados pela erosão de rochas pré-existentes. Dentre estas partículas, o mineral mais comum é o quartzo, devido à sua elevada resistência mecânica e química e abundância na crosta terrestre. Também pode ser encontrado grãos de feldspato nestes depósitos sedimentares, porém o feldspato, apesar de mais abundante, é menos resistente ao intemperismo físico e químico, portanto, requer condições que favoreçam sua preservação, como em locais áridos, onde não ocorre a hidrólise.
- Fragmentos Líticos: Fragmentos de rochas que são possuem granulação pequena e são homogêneas o suficiente para que neste tamanho de grão sejam mantidas como agregados minerais, e não só como compostos monominerálicos.
- Elementos biogênicos: Dentre eles, o mais comum são fragmentos de conchas de moluscos (que são compostas por carbonato de cálcio), pois são melhores preservadas.
- Minerais autigênicos: São minerais formados por precipitação química (podendo essa ser bioinduzida) no ambiente de sedimentação.
· Maturidade Composicional
	Quanto maior for a proporção de partículas minerais estáveis (como o quartzo e o chert) para partículas minerais instáveis (como o feldspato e fragmentos líticos), maior será a maturidade mineralógica. Quanto mais minerais instáveis estiverem presentes nas rochas, menor foi a ação dos agentes intempéricos e de transporte sobre os grãos, sendo indicados por esta menor maturidade composicional (devido a fatores diversos, tais como proximidade da área fonte, menor umidade ou baixa intensidade do transporte).
· Seleção
	Dependendo do agente que promoveu o transporte e de suas características como viscosidade e capacidade de transporte, haverá um maior ou menor desvio padrão no tamanho dos grãos. Este desvio padrão é de grande importância na análise das condições de transporte e deposição das partículas sedimentares.
· Arredondamento
	Materiais diferentes têm diferentes resistências ao desgaste mecânico. Minerais como a calcita, que possuem dureza relativamente baixa, são fragmentados com muita facilidade. Entretanto, minerais como o quartzo e o feldspato, podem acabar por apenas perder pequenas “pontas” ou protuberâncias em sua forma externa, deixando-os com aspecto “liso”, ou arredondado, caso sejam submetidas ao atrito.
	Esta falta de protuberâncias angulosas indica o tempo de residência do material (de acordo com sua resistência) levando em conta sempre o agente de transporte. Fluxos de lama podem transportar grãos a distâncias muito grandes, porém, a viscosidade da lama impede que haja impactos entre grãos com uma frequência tão elevada quando a saltação de grãos por ação do vento, por exemplo.
· Esfericidade
	Grãos com formato esférico geralmente indicam que o mineral que os compõem possui uma estrutura cristalina isotrópica, enquanto que grãos menos esféricos geralmente indicam que o mineral que os compõem é anisotrópico. Cascalhos pouco esféricos podem indicar a natureza da rocha que os compõem, já que uma foliação metamórfica facilita a formação de litoclastos placoides. Este conceito tem grande valor para que seja compreendida a mineralogia da área fonte, que possui minerais e rochas com propriedades estruturais específicas.
· Maturidade Textural
	A maturidade textural de um arenito é classificada de acordo com o gráfico em pirâmide a seguir:
· Alguns termos e nomes de arenitos específicos
	Arenitos com mais de 95% de grãos de quartzo em sua composição são chamados de quartzarenitos. Arenitos com mais de 25% de grãos de feldspato em sua composição são chamados de arenito arcóseo. Arenitos com mais de 25% de fragmentos líticos em sua composição recebem o nome de litarenitos. Entre 5% e 25%, cada uma dessas classes recebe o prefixo “sub” antes do nome, dando origem então ao subarcóseo e o sublitarenito.
LAMAS E LAMITOS
	A lama é uma classe de grãos composta por partículas com diâmetro inferior a 0,062 mm. Quando uma rocha possui mais de 75% desses grãos em sua composição, ela recebe o nome geral de lamito. Observaremos abaixo algumas propriedades desta classe granulométrica.
· Composição
	Dentre as duas frações, podemos observar que cada uma delas é composta por materiais diferentes:
- Fração silte: Composta por grãos minerais (como o quartzo, feldspato ou muscovita). Geralmente ocorrem em locais onde há pouca ação do intemperismo químico (como locais áridos), já que os processos como os de hidrólise não são capazes de transformar minerais primários em argilominerais. Depósitos espessos exclusivamente compostos por silte recebem o nome de Loess.
- Fração argila: Composta por argilominerais (de diâmetro menor que 4 micrômetros), geralmente ocorre em locais úmidos, onde há a ação dos processos intempéricos relacionados à ação da água.
· Alguns termos e nomes de lamitos específicos
	Lamitos com mais de 75% de silte em sua composição são chamados de siltitos. Lamitos com mais de 75% de argila em sua composição recebem o nome de argilitos.
	Folhelho é todo lamito que possui fissilidade, ou seja, espaços vazios entre as partículas de filossilicatos presentes em sua estrutura. Estes espaços vazios podem ser gerados pela ação de uma compressão, que reorganiza o empilhamento dos minerais, conferindo uma orientação preferencial dos grãos de argila (transversal à tensão aplicada).
	Marga é um lamito que possui uma grande porcentagem de carbonatos em sua composição, o que causará uma efervescência quando for pingado ácido muriático (ácido clorídrico) sobre esta rocha.
SEDIMENTOS E ROCHAS CARBONÁTICAS
	Rochas carbonáticas são compostas por compostos carbonáticos, majoritariamente por carbonato de cálcio. Grande parte destas rochas são formadas em ambientes de mar raso, por fatores que serão explicitados mais adiante. Os processos que dão origem aos sedimentos que formam tais rochas geralmente envolvem a atuação de organismos e microorganismos, mas podem também ser devidos à precipitação química.
· Constituintes das rochas carbonáticas
A tabela a seguir mostra os principais constituintes clásticos de rochas carbonáticas:
	Tipo de sedimento
	Nome
	Características
	Biogênico
	Oncóide
	Partículas irregulares concêntricas formadas pela secreção de CaCO3 por cianobactérias ao redor de um núcleo. Possuem mais de 2 milímetros de diâmetro seu eixo de crescimento é voltado para o sol.
	Biogênico
	Pelóide
	Pelóides ou pelóides fecais são partículas não-concêntricas e homogêneas, provenientes dos excrementos de seres vivos, como gastrópodes. Possuem menos de 1 mm de diâmetro.
	Biogênico
	Bioclasto
	Fragmentos de estruturas orgânicas como carapaças e exoesqueletos, todos formados por CaCO3.
	Biogênico
	Esferulito
	Clastos esféricos gerados por precipitação induzida por bactérias. O corte transversal destes clastos mostra um formato de cruz.
	Não-Biogênico
	Intraclasto
	Gerados pela movimentação de material carbonático precocemente cimentado.
	Não-Biogênico
	Oóide
	Partículas esféricas concêntricas formadas pela precipitação de carbonato de cálcio ao redor de um núcleo. Possuem menos de 2 milímetros de diâmetro.
	Também nas rochas carbonáticas pode existir outros dois constituintes:
- Matriz ou Micrita: Carbonato de cálcio microcristalino com tamanho menor do que 4 micrômetros. Este constituinte dará origem à lama carbonático.
- Cimento (Espático): Carbonato de cálcio precipitado com tamanho maior do que 4 micrômetros. Sua presença é devida a poros na rocha carbonática da qual o cimento faz parte.
· Classificação das rochas carbonáticas
	A tabela a seguir mostra a tabela descritiva de Grabau (1904) de rochas carbonáticas:
	Nome da rocha
	Tamanho dos clastos
	Calcirrudito
	> 2 mm
	Calcarenito
	>0,062mm e <2 mm
	Calcilutito
	<0,062 mm
	
	A classificação de Folk (1962) leva em consideração a composição da rochas carbonáticas. Podemos ver estas informações na tabela a seguir:
	Tipo de rocha
	Principal componente
	Nome da rocha com micrita
	Nome da rocha com cimento
	
Aloquímica
	Intraclastos
	Intramicrito
	Intraespatito
	
	Oolito
	Oomicrito
	Ooespatito
	
	Bioclastos
	Biomicrito
	Bioespatito
	
	Peloide
	Pelemicrito
	Pelespatito
	Ortoquímica
	Matriz
	Micrito
	Dismicrito*
	Autóctone
	Matriz
	Biolitito
	-
 *O Dismicrito possui tanto cimento quanto matriz em sua estrutura.
	A tabela a seguir mostra a classificação textural, levando em consideração as vioconstruções, de Embry e Klovan (1971), modificada a partir da classificação textural gerada por Dunham (1962) de rochas carbonáticas:
· Alguns termos e nomes específicos de rochas carbonáticas
	Coquina é um calcirrudito composto por bioclastos. 
ROCHAS SEDIMENTARES E SUAS CARACTERÍSTICAS
	Dadas as condições necessárias para a preservação dos sedimentos e sua posterior diagênese, poderão ser formadas rochas sedimentares. Estas rochas possuem características físicas e químicas que as diferenciam, como o tamanho dos grãos, sua seleção, sua composição, o grau de compactação que sofreram e sua petrotrama.
	Os sedimentos organizam-se em estratos, que são corpos geológicos tridimensionais que detêm características internas e externas que permitem sua diferenciação, através das superfícies deposicionais que darão origem ao conceito de acamamento sedimentar. Para auxiliar na identificação destes corpos em trabalhos de campo, definimos que estratos com mais de 1 cm de espessura recebem o nome de camadas e estratos com menos de 1 cm de espessura recebem o nome de lâminas.
	Quando as camadas ou lâminas estão depositadas em angulação superior a 0°, elas receberão o nome de estratificação cruzada ou laminação cruzada, respectivamente. Estratificações deste tipo darão origem a estratos peculiares, onde as camadas são limitadas por superfícies erosivas e recebem o nome de sets (ou séries). Sets consecutivos com aspectos morfológicos e características similares dão origem a um coset (ou cossérie). A frente dessas séries é denominada de foreset (ou frente dos estratos cruzados).
	 
OS ESTRATOS E SUAS CARACTERÍSTICAS
· Os Principais Tipos de Estratos
	- Estratos Homogêneos: São estratos com propriedades físicas e químicas que variam muito pouco. Podem ter sido formados por diversos fatores como: Condições de deposição estáveis, onde foram depositados sedimentos de maneira uniforme e constante; Situações onde a deposição de sedimentos se deu de maneira muito rápida e expressiva, não havendo a oportunidade de serem formadas estruturas específicas e; modificações pós-deposicionais, como ocorre na diagênese. 
	- Estratos Cíclicos e Rítmicos: Estratos cíclicos são estratos onde há uma alternância irregular entre duas ou mais litologias. Já estratos rítmicos ocorrem quando há uma alternância regular entre duas litologias, o que pode ser interpretado como uma variação intercalada de condições deposicionais ao longo do tempo. Estratos cíclicos podem dar origem a rochas denominadas de ritmitos.
	- Estratos Gradados: A gradual e sutil variação no diâmetro dos grãos em um estrato pode dar origem a um estrato com o nome de gradado. Quando os grãos deste mesmo estrato são mais grossos na base e mais finos no topo, teremos uma gradação normal. Dadas as circunstâncias, podem ocorrem estratos onde os grãos da base são mais finos e aumentam em diâmetro no topo, o que dará origem a uma gradação inversa.
	- Granocrescência e Granodecrescência: Quando é possível observar um padrão onde tanto a espessura das camadas como o tamanho dos grãos que as compõem tende a diminuir da base para o topo, temos o que é chamado de granodecrescência ascendente. Também há o caso onde observa-se um espessamento das camadas e do diâmetro dos grãos da base para o topo, o que conferirá a esta sucessão sedimentar uma granocrescência ascendente.
	Além dos estratos acima citados, vale comentar sobre estratos não genéticos, formados por alterações diagenéticas ou por pseudo-estratificações (como é o caso das bandas de liesegang).
· A Geometria dos Estratos
	Os estratos podem variar de tamanho, desde metros até mesmo quilômetros de largura. Quando analisamos a geometria dos corpos geológicos que eles formam, podemos tirar conclusões sobre os ambientes e condições específicas que atuaram sobre os sedimentos no momento de sua deposição. O esquema a seguir demonstra estas geometrias estratais:
	As superfícies de deposição de sedimentos podem ser afetadas por diversos fatores. A erosão causa uma modificação na morfologia do leito sedimentar, afetando então os sedimentos que se depositarão por cima desta nova superfície. A não-deposição também causará mudanças no leito sedimentar, já que a repentina interrupção na deposição de sedimentos preservará a antiga superfície deposicional. O aumento no aporte de sedimentos também é um fator que alterará a morfologia do leito. Os limites entre estratos podem então ser os mais variados. 
AS FÁCIES SEDIMENTARES
	A fácies sedimentar de uma rocha é um corpo rochoso com um conjunto de características específicas que refletem as condições sob as quais ela foi formada. Estas características envolvem diversos fatores como litologia, textura e conteúdo fossilífero. A partir da interpretação de conjuntos de fácies podemos alcançar um melhor entendimento do ambiente de sedimentação (local onde ocorrem os processos de sedimentação) e do sistema deposicional (relação entre os ambientes de sedimentação).
	Em 1894, Walther propôs que fácies sobrepostas sem que houvesse uma descontinuidade estratigráfica devem ter ocorrido simultaneamente na área em questão. Esta proposta ficou conhecida como a Lei de Walther. A associação de fácies relacionadas indica um ambiente deposicional particular, onde são observadas fácies em uma sucessão específica, indicando os processos e ambientes que as geraram.
OS MEIOS DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS
	O transporte dos sedimentos é ditado pelo agente de transporte. Algumas características são decisivas no comportamento do fluido e, consequentemente, nos produtos que serão gerados. Vejamos a seguir quais são estas características:
· Viscosidade
	A viscosidade do fluido que atua como agente de transporte é de extrema importância para a sedimentologia. A viscosidade atua em diversos fatores, como na turbulência do fluido; quanto mais viscoso for um fluido, menor será sua turbulência. Esse é um dos principais motivos que controla o grau de arredondamento de um sedimento, já que quanto menos turbulento um fluido é, menor será a probabilidade de dois grãos se chocarem e perderem suas pontas.
	A viscosidade do fluido é também um fator que determina a forma como os sedimentos se depositarão. Grãos imersos em fluidos pouco viscosos tendem a depositar mais rápido, quanto maior for seu peso. Grãos imersos em fluidos muito viscosos costumam gerar depósitos onde o peso dos grãos não é uma influência, já que os grãos permanecem relativamente ‘imóveis’ aos outros.
	Podemos então classificar os quatro principais processos de transporte, do mais viscoso ao menos viscoso, da seguinte maneira: Gelo > Fluxos Gravitacionais > Água > Ar.
· Comportamento dos Fluxos
	O comportamento de um fluxo depende de três principais fatores: sua velocidade (), sua viscosidade () e o diâmetro () da seção pelo qual ele passa (podemos considerar a profundidade até o qual ele se estende, para o caso de fluidos mais densos que o ar). A relação entre estes três componentes é dada pelo número de Reynolds () que, quanto maior for o seu valor, mais turbulento será o regime do fluido: 
	Analisando a equação acima, tiramos as seguintes conclusões: o aumento na velocidade de um fluido e na seção que ele percorre causam um aumento na turbulência do fluxo. Também podemos concluir que quanto mais viscoso é o fluido, menos turbulento será o regime do fluxo.
	Estes dados indicam a tendênciadas partículas que se movem em um determinado fluido. Quanto menor for a energia, maior for o confinamento e mais aderentes umas às outras forem as partículas de um determinado fluido, menor será a capacidade de ‘locomoção’ destas partículas dentro do meio que as transporta.
	Podemos, portanto, separar o regime dos fluxos em três categorias: Fluxo laminar (Re <500); Fluxo intermediário (500<Re<2000) e; Fluxo turbulento (Re>2000).
	A velocidade de um fluxo pode ser alterada com muita facilidade, como podemos observar no efeito Bernoulli, que rege a conservação de energia e de massa em um fluxo. Tomando como exemplo o canal de um rio e considerando que sua vazão é constante, quanto menor for a área da seção do canal, maior será a velocidade do fluxo, já que o volume de líquido que passa no canal é invariável.
	Por último, podemos citar a Lei de Stokes, que nos esclarece como é dada a decantação de grãos com diâmetros e densidades diferentes em um determinado líquido. Esta lei é essencial para a compreensão de estruturas gradadas e de grãos que ficam em suspensão com maior facilidade.
	Os Regimes de fluxo também podem ser divididos entre subcríticos (inferiores) e supercríticos (superiores). Os regimes subcríticos são de menor velocidade que os fluxos supercríticos, o que dará origem a formas de leito e estruturas sedimentares diferentes em cada um dos casos.
FORMAS DE LEITO E ESTRUTURAS SEDIMENTARES
	Uma forma de leito é o produto da interação de um fluido com um depósito sedimentar onde a ação do fluxo cria estruturas deposicionais específicas. As formas de leito são determinadas de acordo com três principais fatores: O aporte sedimentar, que é a quantidade de sedimentos que o fluido mobiliza; a capacidade de transporte, que quanto mais elevada for, maior volume de sedimentos transportará (além de transportar sedimentos de tamanhos maiores) e; a disponibilidade da área fonte, que determina a quantidade de sedimento que será gerada e estará disponível para os agentes de transporte dado um determinado intervalo de tempo. 
	Dois conceitos importantes são o ambiente de sedimentação, que é o local onde ocorrem os processos de sedimentação e o sistema deposicional, que é a relação entre os ambientes de sedimentação e suas interpretações.
· Estruturas e formas de leito sub-aquosas de regime inferior
	Ripples e dunas são estruturas sedimentares que indicam a direção da ação de um fluxo gerado por um fluido. Ripples costumam possuir no máximo 3 cm de altura enquanto que dunas possuem pelo menos 10 cm. Marcas onduladas de corrente são compostas por silte grosso até areia e (analogamente às dunas), por serem assimétricas, nos dão informações sobre o sentido da corrente que atua sobre as mesmas. As ripples e dunas indicam apenas o processo que as gerou, não sendo diagnósticas de ambientes sedimentares.
	Em perfil, as marcas onduladas de corrente apresentam estruturas conhecidas como laminação cruzada e as dunas geram estruturas conhecidas como estratificação cruzada. O cavalgamento de camadas ocorre quando o aporte sedimentar é bastante elevado, fazendo com que tais formas de leito se sobreponham em um ângulo conhecido como ângulo de cavalgamento.
	As dunas e ripples são separadas morfologicamente em três partes: o stoss side (ou barlavento, no caso das dunas), que é a encosta com inclinação mais suave e que se opõe ao fluxo da corrente; a crista que é o ponto mais alto das estruturas, onde ocorrem avalanches caso o ângulo de repouso dos grãos se eleve demais e torne a crista instável. A crista também é o ponto de separação do fluxo, onde atrás dela se encontra a zona de transporte e na frente dela se encontra a zona de deposição; o lee side (ou sotavento, no caso das dunas), que representa a encosta mais íngreme, onde depositam-se os sedimentos trazidos do stoss side pelas avalanches que ocorrem na encosta.
	Vistas de cima, as cristas possuem morfologias que variam de acordo com a velocidade do fluxo que atua sobre elas. Quanto maior for a energia exercida sobre elas, mais sinuosas serão as cristas, podendo chegar até ao formato linguoide (cristas isoladas). Uma faixa de cristas sinuosas recebe o nome de festão. 
	Vistas de perfil, as cristas podem assumir contatos angulares ou assintóticos. Contatos angulares formarão estratos cruzados planares, enquanto que contatos assintóticos darão origem a estratos cruzados tangenciais (ou troughs). Vistas de frente, estes estratos cruzados tangenciais formam canais, recebendo assim o nome de estratos cruzados acanalados.
	Em cristas sinuosas, as linhas de fluxo se concentram nas concavidades da estrutura. Caso o fluxo seja muito energético, são originadas células vorticosas, que podem dar origem a laminações cruzadas contracorrente.
· Estruturas e formas de leito sub-aquosas de regime superior
	Quando a velocidade do fluxo é muito grande, originam-se formas de leito superiores, como as upper flat beds e as anti-dunas. Nas upper flat beds, estruturas de lineação de partição e laminações plano-paralelas são comuns. Nestas condições de velocidade formam-se correntes helicoidais (responsáveis pelas estruturas de lineação) que impedem a formação de marcas onduladas ou dunas sub-aquosas, portanto, o leito sedimentar será plano. Caso a velocidade seja muito grande, o substrato começa a ser escavado, dando origem às anti-dunas, que são estruturas que se locomovem no sentido contrário ao da corrente. Anti-dunas são bastante comuns em locais onde a lâmina d’água é muito pouco profunda.
· Estruturas sedimentares sub-aéreas
	No meio sub-aéreo formam-se estruturas sedimentares que variam desde marcas onduladas de poucos centímetros de altura e dunas de poucos metros de altura até mesmo draas, que podem chegar a dezenas de metros de altura e até alguns quilômetros de comprimento. 
	Nas marcas onduladas eólicas, os grãos de areia fina tendem a sofrer os processos de saltação e de ejeção enquanto que os grãos de areia grossa sofrerão reptação, saltação e até mesmo rolamento. Por esse motivo, grãos mais grossos servirão de obstáculo e irão impedir que outros grãos se depositem após a zona de sombra. Caso outro grão grosso atinja a zona de alto impacto, este começará a criar uma faixa de grãos grossos. Estas estruturas começarão a cobrir os grãos mais finos e darão origem a uma gradação inversa.
	Na região interduna podem ser formadas diversas estruturas sedimentares, de acordo com a umidade deste local. A suspensão momentânea de grãos de areia forma pequenas nuvens após a crista da duna, que leva a uma chuva de grãos na região interduna. Em interdunas secas são formadas marcas onduladas eólicas e tende a ocorrer um cavalgamento destas estruturas. Em interdunas úmidas, a adesão dos grãos de areia dá origem a marcas onduladas de adesão, que são marcadas por uma corrugação da superfície do depósito sedimentar. Além disto, podem ficar registradas as interações de organismos com os sedimentos (bioturbações). Por fim, em interdunas encharcadas podem ser formadas estruturas sedimentares sub-aquosas e também são encontrados organismos, o que dará origem a fósseis.
· Estruturas sedimentares influenciadas por ondas
	No litoral, próximo à orla, a influência de ondas será responsável por estruturas sedimentares específicas. A onda funciona de maneira diferente da corrente, já que são influenciadas pela ação de correntes de ar sobre a lâmina d’água e não apenas por diferença de gradiente. Desta maneira, quando a lâmina d’água é pequena o suficiente, as ondas atuam de maneira bimodal (uma direção e dois sentidos), formando marcas ondulatórias simétricas.
	Quando a energia das ondas é pequena, as marcas onduladas possuirão cristas íngremes (ou “pontiagudas”). Se a energia das ondas for grande, ocorrerá uma chuva de grãos sobre as cristas, o que gerará cristas arredondadas. Estas marcas onduladas são mais comuns na região de upper shoreface da praia.
· Estruturas sedimentares influenciadas por tempestades (tesmpestitos)
	Quando ocorre uma tempestade no litoral, a região costeira é profundamenteafetada. Formam-se correntes de retorno e a ação de ondas soma-se a esse tipo de fluxo, gerando um fluxo combinado. Nas áreas de transição do offshore são observadas estruturas sedimentares que indicam a ação das tempestades. Estas ocasiões formarão então depósitos característicos na plataforma continental, geralmente em profundidades de 20 m a 50 m.
	Estas estruturas possuem alguns centímetros de altura e seu comprimento pode chegar a um metro. Na parte convexa da estrutura, temos hummocks e na parte côncava observamos os swales. Caso preservadas, estas estruturas receberão o nome de hummocky cross-stratification e swaley cross-stratification, respectivamente.
	Diversas estruturas podem ser formadas, como a de acreção, que ocorre com o aumento do aporte sedimentar. Existem também estruturas que indicam a migração dos hummocks e swales, demarcada por um contato erosivo com o substrato do fundo marinho. Podemos também citar as estruturas hummocky do tipo de erosão e preenchimento.
· Estruturas sedimentares influenciadas por marés
	As marés são fenômenos causados pela força gravitacional que os astros exercem sobre os oceanos. Existem três tipos principais de marés: as diurnal tides; as neap-spring tides e; as anual tides.
	As diurnal tides ocorrem por influência da Lua, que faz com que a maré seja mais alta entre o eixo da Terra e da Lua. Estas marés possuem dois highs e dois lows ao longo do dia. As spring-neap tides são causadas pelo alinhamento entre Terra-Lua-Sol, que completa sua órbita ao redor da Terra a cada mês. Nos momentos de Lua Cheia/Lua Nova (spring tide), as marés são as mais altas e nos momentos de Lua Crescente/Lua Minguante (neap tide), a influência deste tipo de maré é menos acentuado. Por fim, temos as marés anuais, que ocorrem nos equinócios, quando a Terra está mais próxima do sol.
	As marés atuam em duas fases: a maré cheia ou flood tide, onde a corrente segue em direção à costa, e a maré vazante ou ebb tide¸onde a corrente se opõe à linha de costa. As marés podem ser divididas em três tamanhos: micromarés (com 2 metros ou menos de variação), mesomarés (variando entre 2 e 4 metros de altura) e as megamarés (com mais de 4 metros de variação da lâmina d’água). Como as marés são bimodais, espera-se estruturas sedimentares que indicam o efeito das mesmas sobre uma região.
	Mud drapes, também conhecidas como cortinas de lama são estruturas formadas no ápice das marés, onde a velocidade do fluxo aquoso é mínima. A baixa energia do fluxo permite a decantação de finos, que formará pequenos filmes de lama no assoalho marinho. Espinhas de peixe são estruturas geradas pela alternância de flood tides e ebb tides, sendo as estruturas cruzadas em sentidos opostos um registro da mudança do sentido do fluxo. Ritmitos de maré, estruturas cruzadas sigmoidais e superfícies de reativação são outras estruturas características da influência das marés.
· Acamamentos Heterolíticos
	Em locais onde a capacidade de transporte possui variações periódicas, como em rios meandrantes ou em planícies de marés, é comum a presença de acamamentos heterolíticos, caracterizados por variações na proporção de lama para areia, dependendo a porção onde são depositados os sedimentos.
	Os tipos de depósito principais são: do tipo flaser, onde a areia domina e estão presentes escassas lentes lamosas; do tipo wavy, no qual a proporção de lama e areia aproxima-se de 1:1 e formam-se camadas intercaladas de lama e areia e; do tipo linsen, que é caracterizado por um predomínio de lama, com eventuais lentes arenosas no substrato.
	Em planícies de marés, geralmente encontramos depósitos do tipo linsen na supramaré, passando pelo tipo wavy até chegar em depósitos do tipo flaser na intermaré. Em planícies onde há muita chuva, podem ser desenvolvidos manguezais, enquanto que em planícies muito secas há a tendência da formação de depósitos evaporíticos (sabkhas).
· Movimentos de massa
	Movimentos de massa envolvem a ação da força gravitacional, devido a uma diferença de gradiente, geralmente encontrada em encostas ou taludes com inclinação considerável. Os movimentos de massa mais comuns envolvem misturas entre fluidos e sedimentos, como é o caso dos fluxos de detritos e as correntes de turbidez.
	Os fluxos de detritos são fluxos laminares com pouco fluido e de viscosidade elevada. Ocorrem em meio sub-aéreo e quando depositados e litificados darão origem a paraconglomerados. Já as correntes de turbidez são causadas por fluxos turbulentos e pouco viscosos. Ocorrem em meio sub-aquoso, mais comumente em taludes oceânicos. Estes fluxos ficam registrados como uma sequência de fácies, chamada de sequência de Bouma.
	Na sequência de Bouma, observamos 5 diferentes fácies, da base até o topo: Ta, composta por depósitos de areia mal selecionados e sem estrutura, em contato erosivo com o substrato; Tb, depósito de areia em regime superior (laminação plano-paralela); Tc, formado por areia em laminação cruzada, com cavalgamento de marcas onduladas; Td, novamente são encontradas laminações horizontais, porém estas têm granulação muito menor (areia fina a silte) e são de regime inferior; Te, composto por depósitos de lama hemi-pelágicos, resultado da decantação de finos após a passagem do fluxo de turbidez.
· Estruturas sedimentares de deltas
	O delta de um rio pode ser dividido em três porções: a planície deltaica, onde à medida que se aproxima do mar, a vegetação e depósitos de lama diminui, dando espaço à ação do rio, que depositará cascalhos ao longo dos canais distributários do rio; a frente deltaica, na qual o delta se constrói por meio de depósitos de areia e; a o prodelta, onde são transportados e depositados sedimentos finos.
	São três os principais tipos de delta: os deltas dominados por ondas, que possuem cordões arenosos em suas estruturas; os deltas dominados por marés, possuindo barras alongadas na direção em que as marés atuam e; os deltas dominados pelo rio, no qual a planície deltaica é mais alongada, já que o rio não é destruído por marés ou ondas.
> 15% de lama: IMATURO (Wacke)
< 15% de lama; desv. pad. > 0,5 (mal selecionado): SUB-MATURO (Arenite)
< 15% de lama; desv. pad. < 0,5 (bem selecionado); anguloso: MATURO
< 15% de lama; desv. pad. < 0,5 (bem selecionado); arredondado: SUPER-MATURO