Apostila estruturas sedimentares

Prévia do material em texto

See discussions, stats, and author profiles for this publication at: https://www.researchgate.net/publication/355379139
Apostila de Estruturas Sedimentares - Sedimentologia/Estratigrafia/Geologia
Sedimentar
Technical Report · October 2021
CITATIONS
0
READS
2,215
1 author:
Francisco R. Abrantes Júnior
Universidade Federal Fluminense
10 PUBLICATIONS   77 CITATIONS   
SEE PROFILE
All content following this page was uploaded by Francisco R. Abrantes Júnior on 18 October 2021.
The user has requested enhancement of the downloaded file.
https://www.researchgate.net/publication/355379139_Apostila_de_Estruturas_Sedimentares_-_SedimentologiaEstratigrafiaGeologia_Sedimentar?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_2&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/publication/355379139_Apostila_de_Estruturas_Sedimentares_-_SedimentologiaEstratigrafiaGeologia_Sedimentar?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_3&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_1&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Francisco-R-Abrantes-Junior?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_4&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Francisco-R-Abrantes-Junior?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_5&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/institution/Universidade_Federal_Fluminense?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_6&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Francisco-R-Abrantes-Junior?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_7&_esc=publicationCoverPdf
https://www.researchgate.net/profile/Francisco-R-Abrantes-Junior?enrichId=rgreq-c8f02560eea905e2d41e63a6e27135ae-XXX&enrichSource=Y292ZXJQYWdlOzM1NTM3OTEzOTtBUzoxMDgwMjg0NzIwMTc3MTkwQDE2MzQ1NzEzNTY0NDU%3D&el=1_x_10&_esc=publicationCoverPdf
 
 
Universidade Federal Fluminense 
Instituto de Geociências 
Departamento de Geologia e Geofísica 
 
 
 
 
 
 
 
ESTRUTURAS SEDIMENTARES 
 
 
 
DISCIPLINA: ESTRATIGRAFIA (GGO00078) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Dr. Francisco R. Abrantes Jr. 
 
 
 
 
 
 
 
 
NITERÓI - RJ 
2021 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
1 
 
ESTRUTURAS SEDIMENTARES 
1 - INTRODUÇÃO 
 Esta apostila é uma tradução parcial de alguns livros escritos na língua inglesa, 
como Sedimentology and Stratigraphy (Nichols, 2009), A Practical Approach to 
Sedimentology (Lindholm, 1987) e Applied Sedimentology (Selley, 2000), focando na 
descrição e interpretação das principais estruturas encontradas nas rochas sedimentares. 
Esta tem como objetivo principal complementar o conhecimento sobre Geologia 
Sedimentar dos alunos do Curso de Graduação em Geofísica da UFF, principalmente os 
que ainda não tem domínio na leitura de textos em inglês. Infelizmente as figuras (livros 
citados e outros referenciados no final da apostila) ainda não foram traduzidas, porém a 
compreensão fica fácil pois ao longo do texto os principais termos sedimentologicos são 
destacados em negrito com a tradução em itálico entre (parênteses). Boa leitura! 
 
1.1 - Estruturas sedimentares 
 As estruturas sedimentares representam feições mega/mesoscópicas dos 
sedimentos e rochas sedimentares, podendo ocorrer nas superfícies superior e inferior das 
camadas, bem como dentro delas. São estudadas em diversos tipos de afloramentos como 
penhascos, pedreiras, trincheiras, testemunho de sondagem e afloramentos naturais ao 
longo de rios e falésias. As estruturas sedimentares podem ser usadas para deduzir os 
processos e as condições de deposição, as direções de paleocorrentes que os sedimentos 
foram depositados e, em áreas de rochas dobradas, o sentido de topo dos estratos. Elas 
desenvolvem-se por meio de processos físicos e/ou químicos antes, durante e depois da 
deposição, e por meio de processos biogênicos. As estruturas sedimentares são 
arbitrariamente divididas em duas classes (Tabela 1): (i) primária e (ii) secundária. As 
estruturas primárias são aquelas geradas nos sedimentos durante ou logo após a 
deposição. Estas são formadas principalmente a partir de processos físicos e podem ser 
divididas em estruturas inorgânicas, que incluem marcas onduladas, estratificação 
cruzada, e escorregamentos (slumps), e estruturas orgânicas, como escavações, 
perfurações e pegadas. Estruturas sedimentares secundárias são aquelas formadas após a 
sedimentação. Elas são resultantes geralmente de processos químicos, como aqueles que 
levam a formação diagenética de concreções. 
Tabela 1 - Classificação das estruturas sedimentares. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
2 
 
 As estruturas sedimentares primárias inorgânicas são muito diversas e podem 
ocorrer em quase todas as litologias. Três principais grupos podem ser definidos tomando 
por base sua morfologia e tempo de formação. O primeiro grupo de estruturas é PRÉ-
DEPOSICIONAL em relação as camadas que estão imediatamente acima delas. Essas 
estruturas ocorrem em superfícies entre camadas (também chamadas de estruturas entre 
camadas / interbed structures) e foram formadas antes da deposição da camada 
sobrejacente. Esse grupo consiste dominantemente por feições erosivas como scour-and-
fill, canais, marcas de objetos e turboglifos, que constantemente são denominadas de 
marcas de sola ou estruturas de base. O segundo grupo tem origem 
SINDEPOSICIONAL. Estas estruturas são produto deposicional de formas de leito, 
podendo ser representadas por laminações cruzadas, estratificação cruzada e 
estratificação plana. Este grupo também pode ser chamado de estruturas intracamadas 
(intrabed structures). O terceiro grupo de estruturas é PÓS-DEPOSICIONAL aos 
sedimentos, correspondendo a estruturas deformacionais que modificam e rompem as 
estruturas pré e sindeposicionais. Este grupo inclui movimento de massas de sedimentos 
(escorregamento e deslizamento) e estruturas de sobrecarga. 
Tabela 2 - Classificação das estruturas sedimentares primárias inorgânicas. 
 
As estruturas primárias orgânicas ou biogênicas estão relacionadas à perturbação 
dos sedimentos por meio das atividades de animais e plantas. As estruturas produzidas 
variam consideravelmente desde rupturas mal definidas e vagas da laminação e da 
estratificação, até discretos e bem organizados vestígios de fósseis (icnofósseis). 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
3 
 
2 - ESTRUTURAS PRÉ-DEPOSICIONAIS (EROSIVAS ou INTERBED 
STRUCTURES) 
 As estruturas pré-deposicionais ocorrem em superfícies entre camadas. Elas são 
formadas antes da deposição das camadas que as sobrepõem. O principal fator que 
permite a formação deste grupo de estruturas é a erosão. Antes de descrever este tipo de 
estrutura, é importante notar dois pontos. Primeiramente a terminologia. Quando a 
interface entre duas camadas está exposta, as estruturas convexas presentes na base da 
camada superior a superfície são denominadas de marcas de sola (ou casts), enquanto que 
as cavidades côncavas presentes na camada inferior a superfície são definidasde moldes 
(molds). Em alguns casos o relevo é exagerado e a forma modificada pelo soterramento. 
 
Figura 1 - Nomenclatura para ocorrência de estruturas sedimentares na interface entre camadas. 
 
 O segundo ponto a ser notado é que a facilidade e a frequência com que estas 
estruturas de base são vistas está relacionada com o grau de litificação. Sedimentos 
inconsolidados raramente se dividem em molds e casts devido a sua natureza friável. Essa 
pode ser a explicação para a aparente falta de estruturas de base registrados nas areias 
turbidíticas modernas de oceano profundo. Em outro extremo, metassedimentos muito 
bem litificados em cinturões de dobramento tendem a se dividir melhor ao longo de 
fraturas tectônicas subverticais do que ao longo dos planos de acamamento. Portanto, as 
estruturas de base (sola) são mais comuns em sedimentos moderadamente litificados que 
se dividem preferencialmente ao longo dos planos de acamamento. 
 Como essas estruturas podem ser formadas e preservadas? Um fluxo turbulento 
sobre uma superfície de sedimentos depositados recentemente pode resultar na remoção 
parcial e localizada de material. A escavação pode formar um CANAL que limita o fluxo, 
mais comumente encontrado como rios na porção continental. Porém, fluxos confinados 
semelhantes podem ocorrer em muitos outros locais de deposição, inclusive em ambiente 
marinho profundo. Um dos critérios para o reconhecimento dos depósitos de fluxo 
canalizado dentro dos estratos é a presença de uma superfície erosiva de escavação que 
marca a base do canal. O tamanho dos canais pode variar de menos de um metro de 
profundidade e apenas poucos metros de largura, a estruturas de grande escala com muitos 
de metros de profundidade e dezenas de quilômetros de largura. O tamanho da estrutura 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
4 
 
normalmente distingue os canais de outras feições de escavação, embora o critério chave 
para definir um canal seja o confinamento do fluxo, o que não ocorre nas demais 
escavações. 
As estruturas erosivas de pequena escala que ocorrem na superfície das camadas 
são denominadas de MARCAS DE SOLA (sole marks). Elas são preservadas no registro 
geológico quando outra camada de sedimento é depositada acima desta feição, deixando 
a estrutura no leito plano. As marcas de sola são produzidas pela erosão de substrato 
lamoso coesivo, seguida pela deposição de areia ou silte. Os eventos erosivos e 
deposicionais são comumente fases da mesma corrente. A sedimentação episódica, 
envolvida na formação de marcas de sola, é especialmente comum com correntes de 
turbidez, mas também ocorre durante ondas de tempestade em mares rasos, enchentes em 
lençol em ambientes semiáridos, e em planícies de inundação. 
 
Figura 2 - Formação de marcas de sola na base de camadas de arenitos. 
 
As marcas de sola podem ser divididas com base no seu processo formador: i) 
como resultado da turbulência na água causando erosão (MARCAS DE ESCAVAÇÃO 
- scour marks) e ii) impressões formadas por objetos transportados no fluxo de água 
(MARCAS DE OBJETOS - tool marks) (Allen, 1982). Estas estruturas podem ser 
encontradas em uma ampla variedade de ambientes deposicionais, mas são 
particularmente comuns em sucessões de turbiditos onde as marcas de sola são 
preservadas como moldes na base do turbidito sobrejacente. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
5 
 
MARCAS DE ESCAVAÇÃO (scour marks): redemoinhos turbulentos em um 
fluxo erodem o substrato e criam uma feição de escavação denominada TURBOGLIFO 
(flute cast ou flute marks). Os turboglifos são assimétricos em seção transversal com uma 
borda íngreme oposta a uma borda afunilada (adelgaçada). Visto de plano, são mais 
estreitos numa extremidade, alargando-se para fora na outra. A extremidade íngreme e 
estreita do turboglifo representa o ponto onde o redemoinho erode inicialmente a camada 
e a borda afunilada e mais larga marca a passagem do redemoinho quando ele é deslocado 
pela corrente. O tamanho pode variar de alguns centímetros a dezenas de centímetros de 
diâmetro. Como em muitas marcas de sola, é mais comum encontrar esta feição 
preservada pelo preenchimento da depressão (contramoldes de escavação), do que a 
própria depressão. A assimetria dos turboglifos sugere que elas podem ser usadas como 
indicadores de paleocorrentes quando preservadas como moldes na base das camadas. 
Um obstáculo na superfície do leito, tal como um seixo ou uma concha, podem produzir 
redemoinhos que escavam o substrato (MARCAS DE OBSTÁCULOS - obstacle 
scours). As feições lineares na superfície das camadas causadas pela turbulência são 
cristas e sulcos alongados (ridges and furrows) de escala milimétrica ou GUTTER 
CASTS, caso os sulcos apresentam largura e profundidade centimétrica, estendendo-se 
por vários metros ao longo da superfície do leito. 
 
 
Figura 3 - Geometria dos turboglifos com indicação da direção da corrente e linhas de fluxo. 
 
MARCAS DE OBJETOS: Um objeto transportado por um fluxo sobre um leito 
pode criar marcas nesta superfície. Os sulcos (GROOVES) são marcas alongadas bem 
definidas, criadas por um objeto arrastado ao longo da superfície. Os sulcos são feições 
bem definidas que contrastam com chevrons, que se formam quando o sedimento ainda é 
muito macio. Um objeto que salta no fluxo pode produzir marcas conhecidas de diversas 
maneiras, como marcas de impacto, rolamento, saltação, ricochete ou roçamento, 
relacionadas a forma como ele caiu. Estas marcas são frequentemente vistas como linhas 
ao longo do plano de acamamento. A forma e o tamanho de todas as marcas de objetos 
são determinados pelo objeto que os criou, e os fragmentos irregulares, como os fósseis, 
podem produzir marcas distintas. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
6 
 
 
Figura 4 - Geometria das marcas de escavação e de objetos. 
 
3 - ESTRUTURAS SIN-DEPOSICIONAIS (DEPOSICIONAIS ou INTRABED 
STRUCTURES) 
 As estruturas sin-deposicionais são aquelas formadas durante a sedimentação. 
Elas são, portanto, essencialmente estruturas construtivas que estão presentes nas 
camadas sedimentares. Neste ponto é necessário definir e discutir o que significa uma 
camada ou um acamamento. Acamamento (bedding / layering) ou estratificação 
(stratification) é provavelmente a feição mais fundamental e diagnóstica das rochas 
sedimentares. O acamamento não é exclusivo dos sedimentos. Eles ocorrem em lavas, 
rochas plutônicas e rochas metamórficas. Por outo lado, o acamamento as vezes pode 
estar ausente em camadas espessas de diamictitos, recifes e algumas formações arenosas 
muito bem selecionadas. Mesmo assim, algum tipo de paralelismo está presente nos 
sedimentos. A visualização das diferentes camadas ocorre devido diferenças na litologia, 
granulometria, ou, mais raramente, na forma, empacotamento ou orientação dos grãos. 
Ao descrever camadas de rochas sedimentares é necessário indicar a espessura 
dos estratos, utilizando medidas em milímetros, centímetros ou metros. Porém, isto pode 
se tornar incomodo e ser mais fácil descrever como camadas “espessas” ou “finas”. Numa 
tentativa de padronizar esta terminologia, foram definidos valores limites de acordo com 
a espessura das camadas: muito finas (<1cm); finas (1-10 cm); médias (10-30 cm); 
espessas (30-100 cm); e muito espessas (>100 cm). Para estratos menores que 1 cm, 
geralmente é utilizada a terminologia LAMINAÇÃO (lamination). Uma CAMADA 
(bed) é uma unidade de sedimento que geralmente possui carácter uniforme e não contém 
quebras distintivas: pode possuir passagem gradual ou conter diferentes estruturas 
sedimentares. A base pode ser erosiva se houver escavação (Ex: base de um canal), plana 
ou, às vezes, gradacional.As alternâncias de camadas finas de litologias diferentes são 
descritas como INTERCALAÇÕES e são geralmente consideradas como uma única 
unidade, em vez de camadas distintas. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
7 
 
Da mesma forma que em muitos outros ramos da geologia, há variações no uso 
da terminologia para descrever formas de leitos e estruturas sedimentares. A abordagem 
aqui utilizada segue a de Collinson et al. (2006). Estratificação cruzada é qualquer camada 
de sedimentos ou rocha sedimentar que está orientada em um ângulo com a horizontal 
(deposicional). Estes estratos inclinados se formam mais comumente em areia e cascalho 
pela migração de formas de leito e podem ser preservados se houver acumulação de 
sedimentos. Se a forma de leito for uma marca ondulada, a estrutura resultante será uma 
laminação cruzada. O limite da altura da crista das marcas onduladas é de 30 mm, sendo 
assim, as camadas de laminação cruzada não excedem esta espessura. A migração de 
dunas produz estratificação cruzada, e pode ter dezenas de centímetros a dezenas de 
metros de espessura. O termo estratificação cruzada é o mais geral e também é utilizado 
em estratificação inclinada gerada por processos diferentes da migração de formas de 
leito, por exemplo, as superfícies inclinadas formadas na margem interna de um rio por 
migração de barra pontual. Uma única unidade de laminação ou estratificação cruzada é 
referida como BED-SET ou SET. Quando a camada contém mais de um set com o mesmo 
tipo de estrutura, esse conjunto é chamado de CO-SET. 
 
Figura 5 - Diferenciação entre sets e cosets em arenito com diferentes tipos de estratificação cruzada. 
Misturas da areia e lama ocorrem nos ambientes sedimentares que experimentam 
variações na atividade da corrente/onda ou no fornecimento do sedimento devido à 
mudança na força da corrente ou potência da onda. Por exemplo, os ambientes 
influenciados por maré exibem mudanças regulares de energia em diferentes partes do 
ciclo de maré, permitindo que a areia seja transportada e depositada em alguns estágios 
energéticos e a lama depositada da suspensão em outros mais calmos. Isso pode levar a 
simples alternância de camadas de areia e lama, mas se marcas onduladas são formadas 
devido à atividade de corrente ou onda, uma série de estruturas sedimentares podem 
ocorrer de acordo com as proporções de lama e areia. O acamamento FLASER é 
caracterizado por finas e isoladas películas de lama (mud drapes) entre as laminações 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
8 
 
cruzadas de areia lâminas transversais de uma areia (proporção de areia > proporção de 
lama). O acamamento LINSEN ou LENTICULAR é composto por marcas onduladas de 
areia completamente cercadas por lama (proporção de areia < proporção de lama). A 
forma intermediária é formada por proporções aproximadamente iguais de areia e lama, 
e é denominada de acamamento WAVY (proporção de areia = proporção de lama) 
(Reineck & Singh, 1980). Intercalações de camadas delgadas de arenitos e pelitos são 
frequentemente referidas como FÁCIES HETEROLÍTICAS. 
 
Figura 6 - Diferenciação entre os acamamentos flaser, wavy e linsen (ou lenticular). 
 
3.1 - Fluxos, sedimentos e formas de leito 
 Uma FORMA DE LEITO (bedform) é uma feição morfológica gerada pela 
interação entre um fluxo e sedimentos inconsolidados sobre uma superfície. Marcas 
onduladas arenosas em um fluxo canalizado e dunas em desertos são exemplos de formas 
de leito resultantes de fluxos de água e de ar, respectivamente. Os padrões das marcas 
onduladas e das dunas são produtos da ação do fluxo e o desenvolvimento de formas de 
leito cria camadas e estruturas distintas que podem ser preservadas em estratos. O 
reconhecimento das estruturas sedimentares geradas fornece informações sobre a 
intensidade da corrente, a profundidade do fluxo e a direção de transporte de sedimentos. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
9 
 
 Para explicar como as formas de leito são geradas, algumas considerações sobre 
a dinâmica de fluidos são necessárias. Um fluido que escoa sobre uma superfície pode ser 
dividido em um FLUXO LIVRE (free stream), que é a porção do fluxo não afetada pelos 
efeitos da região circundante, uma CAMADA LIMITE DE FLUXO (boundary layer), 
dentro da qual a velocidade começa a diminuir devido ao atrito com o leito, e um 
SUBLEITO VISCOSO (viscous sublayer), região de turbulência reduzida, tipicamente 
inferior a um milímetro de espessura. A espessura do subleito viscoso diminui com o 
aumento da velocidade do fluxo, mas é independente da profundidade de fluxo. A relação 
entre a espessura do subleito viscoso e o tamanho dos grãos sobre no leito do fluxo define 
uma propriedade importante do fluxo. Se todas as partículas estão contidas dentro do 
subleito viscoso a superfície é considerada como sendo HIDRAULICAMENTE LISA 
(hydraulically smooth), e se existem partículas que se projetam para fora desta camada, o 
fluxo é HIDRAULICAMENTE RUGOSO (hydraulically rough). Os processos dentro 
do subleito viscoso e os efeitos das superfícies lisas e rugosas são fundamentais para a 
formação de diferentes formas de leito. 
 
 
Figura 7 - Diferença entre limites de fluxos lisos e rugosos. 
 
Os fluxos no subleito viscoso estão sujeitos a irregularidades denominadas de 
VARREDURAS TURBULENTAS (turbulent sweeps), que movem os grãos por 
rolamento ou saltação, criando aglomerados locais de grãos. Estes aglomerados são 
apenas um pouco maiores que os grãos, mas uma vez que eles se formam, criam barreiras 
ou defeitos que influenciam o fluxo perto da superfície do leito. O fluxo pode ser 
visualizado em termos de LINHAS DE FLUXO (streamlines) no fluido, que são linhas 
imaginárias que indicam a direção do fluxo. As linhas de fluxo encontram-se paralelas a 
um leito plano ou aos lados de um tubo cilíndrico, mas onde há uma irregularidade no 
leito causada pelo acúmulo de grãos, as linhas de corrente convergem ocasionando um 
aumento na taxa de transporte (aumento da velocidade). Na parte superior da 
irregularidade, uma linha de fluxo separa-se da superfície do leito e uma região de 
SEPARAÇÃO DA CAMADA LIMITE (boundary layer separation) é formada entre o 
PONTO DE SEPARAÇÃO DE FLUXO e o PONTO DE FIXAÇÃO DE FLUXO 
(flow attachment point) a jusante. Abaixo desta linha de fluxo encontra-se uma região 
chamada bolha de separação ou ZONA DE SEPARAÇÃO (separation zone). A 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
10 
 
expansão do fluxo (redução da velocidade) sobre a irregularidade resulta num aumento 
da pressão (efeito Bernoulli) e a taxa de transporte do sedimento é reduzida, resultando 
na deposição no lee side. 
 
 
Figura 8 - Relação entre linhas de fluxo e a morfologia das formas de leito. 
 
3.2 - Estruturas formadas por correntes unidirecionais 
3.2.1 - Marcas onduladas de correntes (Current ripples) 
 MARCAS ONDULADAS DE CORRENTES (current ripples) são pequenas 
formas de leito geradas pelos efeitos da separação da camada limite em um leito arenoso 
(Baas, 1999). O pequeno aglomerado de grãos cresce para formar a CRISTA de uma 
ondulação e a separação do fluxo ocorre perto deste ponto. Grãos de areia rolam ou saltam 
até a crista pelo STOSS SIDE da marca ondulada. Avalanche de grãos ocorre na face 
LEE SIDE da ondulação, devido a acumulação de grãos na crista tornar-se instável. Os 
grãos que sofreram avalanche no lee side tendem a depositar-se em um ângulo próximo 
ao ângulo crítico máximo de inclinação para areia em torno de 30°. No ponto de fixação 
de fluxo há tensões aumentadas no leito (aumento da turbulência), resultando em erosão 
e formação de uma pequenaescavação, a CALHA da ondulação. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
11 
 
 
Figura 9 - Elementos de uma marca ondulada. 
 
→ Marcas onduladas e laminações cruzadas 
 Uma marca ondulada migra para jusante à medida que grãos de areia são 
adicionados à crista e ao lee slope. Esse processo move a crista e o ponto de separação do 
fluxo para jusante, que por sua vez, também move a calha e o ponto de fixação. As 
escavações que ocorrem na calha e na base do stoss side fornecem a areia que irá ser 
transportada para porção superior do stoss side da ondulação seguinte, ocasionando a 
migração de várias marcas onduladas (conjuntos de cristas e calhas) para jusante. A areia 
que sofre avalanche no lee slope durante esta migração forma uma série de camadas com 
o ângulo da inclinação. Estas finas camadas inclinadas de areia são chamadas de 
LÂMINAS CRUZADAS (cross-laminae), que se acumulam para formar a estrutura 
sedimentar denominada LAMINAÇÃO CRUZADA. 
 Quando vistas de cima, as marcas onduladas mostram uma variedade de formas. 
Podem apresentar cristas RETAS ou SINUOSAS relativamente contínuas (ondulações 
retas ou ondulações sinuosas) ou formar um padrão de formas curvadas descontínuas 
chamadas ondulações LINGUOIDES. A relação entre as duas formas parece estar 
relacionada com a duração e velocidade do fluxo, sendo que as marcas onduladas de crista 
reta tendem a evoluir para formas linguoides com o passar do tempo e a velocidades mais 
altas (Baas, 1994). As cristas retas e linguoides criam diferentes padrões de laminação 
cruzada em três dimensões. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
12 
 
 
Figura 10 - Variação na morfologia das cristas de marcas onduladas. 
 
Uma ondulação com crista perfeitamente reta gera laminações cruzadas que 
mergulham na mesma direção e que ficam no mesmo plano: esta é LAMINAÇÃO 
CRUZADA PLANAR OU TABULAR. As ondulações sinuosas e linguoides possuem 
superfícies de faces de avalanche curvas, gerando lâminas que mergulham com diferentes 
ângulos ao do fluxo, bem como à jusante. À medida que as marcas onduladas linguoides 
migram, laminações cruzadas curvas são formadas principalmente nas áreas baixas em 
forma de calha entre as ondulações adjacentes, resultando em um padrão de 
LAMINAÇÃO CRUZADA ACANALADA. 
 
Figura 11 - Laminação cruzada tabular (ripples de crista reta) e acanalada (ripples de crista sinuosa). 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
13 
 
→ Criando e preservando laminações cruzadas 
As marcas onduladas migram pela remoção de areia do stoss side 
(montante/upstream) da ondulação e deposição no lee side (jusante/downstream). Se 
houver uma quantidade fixa de areia disponível, a marca ondulada migrará sobre a 
superfície como uma simples forma de leito, com erosão nas calhas e adição nas cristas. 
Estas marcas onduladas famintas (starved ripple) são preservadas quando cobertas por 
lama. Se a corrente estiver adicionando mais partículas de areia do que está retirando, a 
quantidade de areia depositada no lee slope será maior do que a removida do stoss side. 
Haverá então uma adição positiva de areia à ondulação e ela irá crescer à medida que 
migra, mas o mais importante, é que a profundidade da escavação na calha será reduzida 
e permitirá a preservação das laminações cruzadas criadas pela migração de marcas 
onduladas anteriores. Desta forma é gerada uma camada de areia com laminação cruzada. 
 Quando a taxa de adição de areia é elevada, não haverá remoção positiva de areia 
no stoss side e cada ondulação irá migrar sobre o stoss side da forma de leito a frente. 
Estas são as MARCAS ONDULADAS CAVALGANTES (Allen, 1972). Quando a 
adição de sedimento da corrente excede a migração da marca ondulada, a deposição irá 
ocorrer tanto no stoss side quanto no lee side. As marcas onduladas cavalgantes são, 
portanto, indicadores de rápida sedimentação, uma vez que a sua formação depende da 
adição de areia ao fluxo a uma taxa igual ou superior à taxa de migração das formas de 
leito. 
 
Figura 12 - Laminação cruzada cavalgante mostrando diferenças entre o ângulo de cavalgamento (AC - 
linha imaginária que corta as cristas sucessivas) e o ângulo do stoss side (S). Caso o AC seja maior que o 
S, a estrutura é denominada LAMINAÇÃO CRUZADA CAVALGANTE SUPERCRÍTICA, preservando 
o stoss side e o lee side. Por outro lado, se o AC for menor que S, a estrutura é chamada de LAMINAÇÃO 
CRUZADA CAVALGANTE SUBCRÍTICA e apenas a face lee side é preservada. Se o ângulo AC for 
igual a S, é uma LAMINAÇÃO CRUZADA CAVALGANTE CRÍTICA. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
14 
 
→ Restrições na formação de marcas onduladas 
 A formação de marcas onduladas de corrente requer velocidades de fluxo 
moderadas sobre um leito hidrodinamicamente liso. Elas só se formam em areias em que 
o tamanho do grão é dominantemente inferior a 0,6 mm (areia grossa), devido a 
rugosidade do leito criada por areias mais grossas gerarem uma mistura turbulenta que 
inibe a separação de fluxo de pequena escala necessária para a formação da marca 
ondulada. Como a formação das marcas onduladas é controlada por processos dentro do 
subleito viscoso, sua formação é independente da profundidade da água e podem se 
formar em águas que variam de alguns centímetros a quilômetros de profundidade. Isto 
está em contraste com a maioria das outras formas subaquáticas (dunas subaquáticas, 
marcas de onda), que dependem da profundidade da água. 
 As marcas onduladas de corrente podem ter até 40 mm de altura e os 
comprimentos de onda (crista-crista ou calha-calha) variando até 500 mm (Leeder, 1999). 
A razão entre o comprimento de onda e a altura está tipicamente entre 10 e 40. A relação 
entre o comprimento de onda da marca ondulada e o tamanho do grão é aproximadamente 
de 1000 a 1 (Leeder, 1999). É importante observar o limite superior das dimensões das 
marcas onduladas e enfatizar que as ondulações não “crescem” em formas de leito 
maiores. 
 
3.2.2 - Dunas (Dunes) 
 Camadas de areia em rios, estuários, praias e ambientes marinhos também têm 
formas de leito que são claramente maiores do que marcas onduladas. Estas grandes 
formas de leito são chamadas de DUNAS: o termo "MEGARIPPLES" também é usado 
às vezes, embora este termo não enfatize as distinções hidrodinâmicas fundamentais entre 
marcas onduladas e dunas (geralmente o termo megaripple é utilizado para ripples com 
comprimento de onda maior que 50 cm). A evidência de que essas formas de leito maiores 
não são simplesmente marcas onduladas grandes, vem da medição das alturas e 
comprimentos de onda. Os dados caem em clusters que não se sobrepõem, indicando que 
eles se formam por processos distintos e que não fazem parte de algo contínuo. A 
formação de dunas pode estar relacionada com a turbulência em grande escala dentro de 
todo o fluxo. Novamente a separação de fluxo é importante, ocorrendo na crista da duna 
e a escavação no ponto de fixação na calha. A profundidade da água controla a escala da 
turbulência no fluxo e isso, por sua vez, controla a altura e o comprimento de onda das 
dunas: há uma quantidade considerável de dispersão nos dados, mas geralmente as dunas 
possuem dezenas de centímetros de altura em lâminas d’água de poucos metros, mas 
normalmente possuem alguns metros de altura em profundidades de dezenas de metros 
(Allen, 1982; Leeder, 1999). 
 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
15 
 
→ Dunas e estratificações cruzadas 
 A morfologia de uma duna subaquática é semelhante a uma marca ondulada: há 
um stoss side levando até uma crista e avalanches deareia no lee side em direção a uma 
calha. A migração de uma duna subaquática resulta na construção de uma sucessão de 
camadas inclinadas formadas pela avalanche de areias na vertente do lee side, 
denominadas de ESTRATIFICAÇÕES CRUZADAS. A separação de fluxo cria uma 
zona na frente do lee slope que pode formar um RETORNO DE FLUXO (roller vortex) 
com fluxo inverso. Em baixas velocidades de fluxo, estes retornos são fracamente 
desenvolvidos e não retrabalham a areia no lee slope. As estratificações cruzadas 
formadas simplesmente ficam no ângulo de repouso da areia e à medida que se 
aproximam da calha formam um contato basal angular. Formas de leito que se 
desenvolvem nestas velocidades geralmente têm baixa sinuosidade das cristas, de modo 
a formar tridimensionalmente uma estrutura semelhante a laminação cruzada planar (ou 
tabular). Trata-se da ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA TABULAR e a superfície na 
base das estratificações cruzadas é plana e aproximadamente horizontal devido à ausência 
de escavação na calha. As estratificações cruzadas podem formar um ângulo agudo na 
base da face de avalanche ou podem ser assintóticos (TANGENCIAIS) à horizontal. Em 
velocidades de fluxo elevadas, o retorno de fluxo é bem desenvolvido criando uma contra-
corrente na base da face de deslizamento, que pode ser suficientemente forte para gerar 
marcas onduladas (MARCAS ONDULADAS DE CONTRA-FLUXO / counter-flow 
ripples), que migram uma curta distância em direção ao topo do lee side. 
 
Figura 13 - Distribuição de sedimentos em uma duna subaquosa. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
16 
 
Um efeito adicional do fluxo mais forte é a criação de uma intensa escavação no 
ponto de fixação do fluxo. A face de avalanche avança sobre esta calha escavada de modo 
que as bases das estratificações cruzadas são marcadas por uma superfície de erosão 
ondulada. A crista de uma duna subaquática formada sob estas condições será altamente 
sinuosa ou será descontínua em uma série de formas de dunas linguoides. 
ESTRATIFICAÇÕES CRUZADAS ACANALADAS formadas pela migração de 
dunas subaquáticas sinuosas possuem tipicamente contatos assintóticos inferiores e um 
limite inferior ondulante. 
 
Figura 14 - Mudanças na base do lee side com o aumento da velocidade do fluxo. 
 
 
Figura 15 - Estratificação cruzada tangencial (A) e estratificação cruzada tabular (B). 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
17 
 
Alguns sets de estratificação cruzada são interrompidos por superfícies com 
declividade suave, chamadas SUPERFÍCIES DE REATIVAÇÃO, que separam 
foresets semelhantes. As superfícies de reativação são produzidas por mudanças nas 
condições de fluxo que temporariamente param a migração de uma forma de leito de 
grande dimensão (duna) e causa erosão da crista e do lee side. Isso pode acontecer em 
sistemas de canais muito amplos quando uma forma de leito é exposta a ação de ondas 
durante um fluxo de nível mais baixo ou simplesmente por mudanças na força do fluxo, 
que modifica a morfologia da forma de leito (Harms et al., 1982). Em regimes de maré 
onde uma fase da maré é dominante, formas de leito de grande porte podem migrar 
somente durante a fase dominante e passar por pequena erosão durante a fase 
subordinada. 
 
Figura 16 - Formação de superfícies de reativação em dunas. 
 
→ Restrições na formação de dunas 
 As dunas apresentam comprimentos de onda que variam de 600 milímetros a 
centenas de metros e alturas de algumas dezenas de milímetros a até dez metros. As 
menores dunas são maiores que as grandes marcas onduladas. As dunas podem se formar 
em uma variedade de tamanhos de grão, desde areias finas a cascalhos finos, mas são 
menos desenvolvidas em depósitos finos e não ocorrem em areias muito finas ou siltes. 
Esta limitação granulométrica está relacionada com o aumento da carga em suspensão 
quando a quantidade de grãos mais finos é dominante: a carga suspensa suprime a 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
18 
 
turbulência no fluxo e a separação de fluxo não ocorre (Leeder, 1999). A formação de 
dunas também requer que o fluxo seja mantido durante tempo suficiente para que a 
estrutura se acumule, e para formar estratificações cruzadas a duna deve migrar. 
Estratificações cruzadas de dunas não podem ser geradas por eventos de fluxo de curta 
duração. As dunas são mais comumente encontradas em canais fluviais, deltas, estuários 
e ambientes marinhos rasos onde há fluxos relativamente fortes e contínuos. 
 
Figura 17 - Relação comprimento de onda / altura em marcas onduladas e dunas. 
 
3.2.3 - Barras (Bar forms) 
 As barras são formas de leito que ocorrem dentro de canais e possuem escala 
maior do que as dunas: têm dimensões de largura e altura na mesma ordem de grandeza 
que o canal onde se formaram (Bridge, 2003). As barras podem ser constituídas por 
sedimentos arenosos, material cascalhoso ou misturas de grãos grossos. Em um canal 
arenoso as superfícies das barras são cobertas por dunas subaquáticas (parasíticas), que 
migram sobre a superfície da barra e resultam na formação de unidades de areias com 
estratificações cruzadas. Um depósito de barra é composto por arenitos com 
estratificações cruzadas organizados em estratos lenticulares. A borda a jusante de uma 
barra pode ser íngreme e desenvolver sua própria face de deslizamento, resultando em 
estratificação cruzada de grande escala em arenitos e conglomerados. As barras em canais 
são classificadas de acordo com sua posição dentro do canal (barras laterais e alternadas 
nas margens, barras de meio canal no centro e barras em pontal nas curvas; Collinson et 
al., 2006) e sua forma (longitudinais, transversais, linguoides e compostas). 
 
3.2.4 - Acamamento e laminação plana (Plane bedding and planar lamination) 
 Areias depositadas em acamamentos horizontais a partir de um fluxo são 
designados como acamamentos planos em sedimentos e produz uma estrutura sedimentar 
denominada LAMINAÇÃO PLANO-PARALELA ou planar. Como observado acima, 
as marcas onduladas de correntes apenas se formam se os grãos forem menores do que a 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
19 
 
espessura do subleito viscoso: se o leito é rugoso, a separação de fluxo em pequena escala 
necessária para a formação de marcas onduladas não ocorre e os grãos simplesmente 
rolam e saltam ao longo da superfície. Os leitos planos formam-se em areias grossas 
(grãos maiores que 0,6 mm) a velocidades de fluxo relativamente baixas (perto do limiar 
de movimento), mas à medida que a velocidade de fluxo aumenta, dunas começam a ser 
geradas. A laminação plano-paralela produzida nestas circunstâncias tende a ser mal 
definida. 
 O acamamento plano também é observado a velocidades de fluxo mais altas em 
areias de grãos finos a grossos (predominantemente areia média 0,25-0,5 mm): as marcas 
onduladas e as dunas são ‘lavadas’ (washed out) com o aumento na velocidade do fluxo, 
bem como a separação do fluxo é suprimida a velocidades mais elevadas. Estas 
CAMADAS PLANAS produzem laminações plano-paralelas bem definidas, com 
lâminas que são tipicamente de 5 a 20 grãos de espessura (Bridge, 1978). A superfície da 
camada também é marcada por cristas alongadas com diâmetros um pouco maiores que 
o dos grãos, separados por sulcos orientados paralelamente à direção do fluxo. Esta 
característica é referida como lineação de corrente primária ou LINEAÇÃO DE 
PARTIÇÃO (frequentemente abreviada como 'pcl' - primary current lineation) e é 
formada por varreduras (sweeps) dentro do subleito viscoso que empurram os grãos para 
o lado, formando finas cristas paralelas à direção do fluxo. A formação destas varredurasé subjugada quando a superfície da camada é áspera, portanto, a lineação de partição em 
areias mais grossas não é bem definida. A lineação de partição é vista nas superfícies dos 
leitos planos como linhas de grãos paralelos que formam finas cristas, que muitas vezes 
podem ser indistintas. 
 
 
Figura 18 - Acamamento plano com lineação de partição. 
 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
20 
 
3.2.5 - Fluxo supercrítico (Supercritical flow) 
 O fluxo pode ser considerado SUBCRÍTICO, frequentemente com uma 
superfície de água lisa, ou SUPERCRÍTICO, com uma superfície irregular ondulada de 
cristas e calhas. Estes estados de fluxo referem-se a um parâmetro, o NÚMERO DE 
FROUDE (Fr), que é uma relação entre a velocidade de fluxo (v) e a profundidade de 
fluxo (h), com a aceleração da gravidade (g): 
Fr = v / √ g.h 
 O número de Froude pode ser considerado como uma relação entre a velocidade 
de fluxo e a velocidade de uma onda no fluxo (Leeder, 1999). Quando o valor é menor 
que um (Fr < 1), o fluxo é subcrítico e uma onda pode se propagar a montante porque 
está viajando mais rápido do que o fluxo. Se o número de Froude for maior que um (Fr 
> 1), indica que o fluxo é muito rápido para que uma onda se propague a montante e o 
fluxo é supercrítico. Em fluxos naturais uma mudança súbita na altura da superfície do 
fluxo, um SALTO HIDRÁULICO (hydraulic jump), é vista na transição do fluxo 
supercrítico fino (fluxo rápido) para o fluxo subcrítico mais grosso (fluxo lento). 
 Quando o número de Froude de um fluxo é próximo de um, ONDAS 
ESTACIONÁRIAS podem se formar temporariamente na superfície da água antes de 
inclinar e quebrar em direção a montante. A areia no substrato desenvolve uma superfície 
paralela à onda estacionária, e à medida que o fluxo se inclina, os sedimentos acumulam-
se no lado a montante da forma de leito. Estas formas de leito são chamadas de 
ANTIDUNAS, e, se preservada, ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA DE ANTIDUNA 
(antidune cross-bedding) com os foresets mergulhando a montante. No entanto, a 
preservação é rara, pois à medida que a onda quebra, a antiduna é muitas vezes 
retrabalhada e juntamente com a redução na velocidade de fluxo, o sedimento é 
retrabalhado para leitos planos de fluxo subcrítico. Ocorrências de estratificação cruzada 
de antiduna são bem documentadas em depósitos piroclásticos, onde o fluxo de alta 
velocidade é acompanhado por taxas de sedimentação muito altas (Schminke et al., 1973). 
 
Figura 19 - Foresets de antidunas migrando para montante do fluxo. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
21 
 
3.2.6 - Diagrama de estabilidade de formas de leito (Bedform stability diagram) 
 A relação entre a granulometria e a velocidade de fluxo é resumida na Figura 
abaixo. Este DIAGRAMA DE ESTABILIDADE DE FORMAS DE LEITO indica a 
forma de leito que irá ocorrer para um determinado tamanho de grão e velocidade, e foi 
construído a partir de dados experimentais (modificado de Southard, 1991 e Allen, 1997). 
Deve-se notar que o limite superior do campo das marcas onduladas é agudo, mas os 
outros limites entre os demais campos são gradacionais e há uma sobreposição onde 
qualquer uma das duas formas de leito pode ser estável. Observe também que as escalas 
são logarítmicas em ambos os eixos. Dois regimes de fluxo são reconhecidos: um 
REGIME DE FLUXO INFERIOR onde marcas onduladas, dunas e leitos planos 
inferiores são estáveis; e um REGIME DE FLUXO SUPERIOR onde formam-se 
camadas planas e antidunas. O fluxo no regime de fluxo inferior é sempre subcrítico e a 
mudança para o fluxo supercrítico encontra-se dentro do campo das antidunas. 
 
Figura 20 - Diagrama de estabilidade de formas de leito segundo Southard (1991) e Allen (1997). 
 
 Os campos no diagrama de estabilidade de formas de leito abaixo são para uma 
determinada profundidade (25 a 40 cm) em águas claras a uma temperatura específica 
(10ºC). Os limites mudarão se a profundidade de fluxo for variável ou se a densidade da 
água for alterada mudando a temperatura, salinidade ou por adição de carga em 
suspensão. Diagramas de estabilidade das formas de leito podem ser usados em conjunto 
com estruturas sedimentares em camadas de arenito para fornecer uma estimativa da 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
22 
 
velocidade ou reconhecer mudanças na velocidade do fluxo que depositou a areia. Por 
exemplo, pode-se interpretar uma camada de areia média que possuía laminação plano-
paralela na base, estratificação cruzada na porção intermediária e laminações cruzadas na 
parte superior, como relacionada a uma diminuição na velocidade de fluxo durante sua 
deposição. 
 
 
Figura 21 - Diagrama de estabilidade de formas de leito mostrando a relação energia / granulometria. 
 
3.3 - Estruturas formadas por onda 
3.3.1 - Ondas (Waves) 
 Uma onda é uma perturbação que viaja através de um gás, líquido ou sólido, 
envolvendo a transferência de energia entre partículas. Na sua forma mais simples, as 
ondas não envolvem transporte de massa, e a formação da onda envolve um 
MOVIMENTO OSCILATÓRIO da superfície da água sem qualquer movimento 
horizontal da água. A onda (waveform) se move através da superfície da água da mesma 
maneira quando é deixado cair um seixo na água imóvel. Quando uma onda entra em 
águas muito rasas, a amplitude aumenta e, em seguida, a onda quebra criando o 
movimento horizontal das ondas vistas nas praias de lagos e mares. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
23 
 
 Uma única onda pode ser gerada em um corpo d’água, p.e. um lago ou oceano, 
como resultado de uma entrada de energia causada por um terremoto, deslizamento de 
terra ou algum fenômeno semelhante. Os tsunamis são ondas produzidas por eventos 
únicos. Ondas contínuas são formadas pelo vento que atua na superfície de um corpo de 
água, que pode variar no tamanho de uma lagoa a um oceano. A altura e a energia das 
ondas são determinadas pela força do vento e o FETCH, que é a extensão de água que o 
vento percorreu para geração de ondas. As ondas geradas em oceanos abertos podem 
viajar muito além das áreas que foram geradas. 
 
→ Formação de marcas de onda 
 O movimento oscilatório produzido por ondas na superfície superior de um corpo 
d’água gera trajetórias circulares nas moléculas de água. Este movimento configura uma 
série de células circulares em direção a porção inferior do corpo d’água. Com a 
profundidade crescente, o atrito interno reduz o movimento e o efeito das ondas de 
superfície é interrompido. A profundidade que as ondas de superfície afetam um corpo 
de água é referida como BASE DE ONDA. Em águas rasas, a base do corpo d’água 
interage com as ondas. A fricção faz com que o movimento circular da superfície se 
transforme em uma trajetória elíptica, que é achatada tornando-se uma oscilação 
horizontal. Esta oscilação horizontal pode gerar MARCAS DE ONDA no sedimento. Se 
o movimento da água é puramente oscilatório, as ondulações formadas são simétricas, 
mas uma corrente sobreposta pode resultar em marcas de ondas assimétricas. 
 
Figura 22 - Base de onda, movimentação das partículas e formação de marcas de onda. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
24 
 
Em baixas energias formam-se MARCAS DE ONDA POR ROLAMENTO DE 
GRÃOS (rolling grain ripples). A velocidade máxima do movimento do grão está no 
ponto médio de cada ondulação, sendo reduzida a zero nas bordas. Isso retira os grãos do 
ponto médio gerando uma calha, depositando-os nas bordas construindo cristas. Marcas 
de onda por rolamento de grãos são caracterizadas por largas depressões e cristasagudas. 
Em energias mais elevadas, os grãos podem ser mantidos temporariamente em suspensão 
durante cada oscilação. Pequenas nuvens de grãos são retidas das calhas para as cristas, 
onde caem por decantação. Estas MARCAS DE ONDA EM VÓRTICE (vortex ripples) 
têm cristas mais arredondadas e simétricas. 
 
Figura 23 - Diferenças nas cristas das marcas de onda de acordo com a energia do fluxo oscilatório. 
 
→ Características das marcas de onda 
 Vista em planta, as marcas de ondas têm cristas longas, retas a suavemente 
sinuosas, que podem bifurcar (dividir-se). Essas características podem ser vistas nos 
planos de acamamento das rochas sedimentares. Em uma seção transversal, as marcas de 
onda possuem geralmente perfil simétrico, com as lâminas internas de cada ondulação 
mergulhando em ambas as direções e se sobrepondo. Essas características podem ser 
preservadas em laminações cruzadas gerada pela acumulação de sedimentos 
influenciados por ondas. Marcas de onda podem ser formadas em qualquer sedimento 
incoeso e são observadas principalmente em siltes grossos e areia de todas as classes 
granulométricas. Se a energia das ondas é suficientemente alta para formar marcas de 
onda em grânulos e seixos, são geradas ondulações com comprimentos de onda de vários 
metros e alturas de dezenas de centímetros. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
25 
 
 
Figura 24 - Morfologia simétrica das marcas onduladas formadas por ondas. 
 
 
 
Figura 25 - Laminações cruzadas formadas ondas. (a) Agradação, sem migração; (b) migração e agradação 
com baixo ângulo de cavalgamento e condições de onda constante; (c) migração e agradação com baixo 
ângulo de cavalgamento e condições variáveis de onda; (d) migração, sem agradação. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
26 
 
 
Figura 26 - Vários tipos de estruturas sedimentares formadas por marcas onduladas. 
 
→ Diferenciando marcas de onda e marcas onduladas de corrente 
 A distinção entre marcas de onda e marcas onduladas de corrente pode ser 
fundamental na interpretação dos paleoambientes. Marcas de onda são formadas apenas 
em águas relativamente pouco profundas e ausência de fortes correntes, enquanto marcas 
onduladas de corrente podem formar-se como resultado de fluxo de água em qualquer 
profundidade e qualquer ambiente subaquático. Essas distinções permitem diferenciar, 
por exemplo, depósitos de um lago raso ou lagoa de ambientes marinhos offshore ou 
profundos. Esses dois diferentes tipos de ondulações podem ser distinguidos no campo 
com base nas suas formas e geometrias. Em planta, as marcas de onda têm cristas 
alongadas, retas a sinuosas, que podem bifurcar (dividir), enquanto as marcas onduladas 
de corrente são comumente muito sinuosas com cristas descontínuas, curtas e curvas. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
27 
 
Quando vistas a partir de seções transversais, as marcas de onda são simétricas com 
laminações cruzadas mergulhando em ambas as direções das cristas. Em contraste, as 
marcas onduladas de corrente são assimétricas, com laminações cruzadas mergulhando 
apenas em uma direção, com a única exceção das marcas onduladas cavalgantes que 
possuem lâminas com mergulhos assimétricos. 
 
Figura 27 - Diferença entre marcas onduladas por onda (a) e correntes (b). 
 
→ Ondas de tempestade 
 Além das formas de leito de ondas e correntes e das estruturas sedimentares 
descritas acima, existem também estruturas denominadas de ESTRATIFICAÇÃO 
CRUZADA HUMMOCKY E SWALEY. Essas estruturas são consideradas 
características da atividade de tempestade nas plataformas continentais. A geração destas 
estruturas é geralmente atribuída à ação de fluxos oscilatórios ou combinados (oscilatório 
e unidirecional). 
A ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA HUMMOCKY (HCS) é caracterizada por 
lâminas internas localmente convexas para cima que passam lateralmente para lâminas 
côncavas para cima, imitando a morfologia da forma de leito que consiste em hummocks 
mais ou menos circulares e depressões (swales). As características fundamentais de HCS 
são: (1) as superfícies limitantes inferiores dos sets são erosivas e comumente mergulham 
a ângulos menores que 10º; (2) as lâminas localizadas acima destas superfícies limitantes 
erosivas são paralelas a estas superfícies; (3) as lâminas podem espessar lateralmente em 
um set sendo geralmente mais espessas nas depressões (swales) e menos espessas nos 
hummocks; e (4) os sentidos de mergulho das superfícies limitantes erosivas e lâminas 
sobrepostas são dispersos. 
 A ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA SWALEY (SCS) é semelhante a HCS, mas 
falta o relevo positivo associado com hummocks. Em uma seqüência progradante 
(shallowing upward), HCS aparece primeiramente em camadas discretas de arenito 
circundadas por folhelhos que são comumente sobrepostos por camadas amalgamadas de 
arenitos espessos apresentando HCS. Em algumas destas seqüências, SCS pode estar 
presente acima das camadas amalgamadas com HCS. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
28 
 
 
Figura 28 - Estratificação cruzada swale e hummock. 
 
 Três processos, com maior ou menor influência, operam durante tempestades para 
produzir uma ampla gama de tempestitos (storm deposits), com HCS ou SCS, 
encontrados no registro geológico: a) correntes geostróficas, b) fluxo oscilatório de ondas 
e c) fluxo induzido pela densidade (density-induced flow). Assim, uma variabilidade 
considerável de camadas tempestíticas pode ser produzida, embora a maioria apresente 
graded bedding e evidência para desaceleração de fluxo, além de padrões de decréscimo 
em espessura de camadas costa afora. 
 
→ Estratificação cruzada swash e back-swash 
 A estratificação cruzada swash, formada na zona de swash da praia, é 
caracterizada por estratos com mergulho em direção ao mar com baixo ângulo (2-10º). 
Os sets tendem a ter forma de cunha devido às variações de declive (perfil de praia) da 
face de praia, que muda com as condições variáveis das ondas. As lâminas são 
subparelelas aos limites do set inferior e comumente mostram gradação textural inversa. 
 
Figura 29 - Estratificação cruzada swash e back-swash. 
 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
29 
 
3.4 - Estruturas formadas por exposição subaérea 
3.4.1 - Gretas de contração ou de dissecação (Mudcracks) 
 O sedimento rico em argila é coeso e as partículas individuais tendem a 
permanecer juntas quando o substrato seca. À medida que a água é perdida, o volume 
diminui e aglomerados de minerais argilosos separam-se originando rachaduras na 
superfície. Sob condições subaéreas, um padrão poligonal de fissuras se desenvolve 
quando o sedimento argiloso seca completamente: tratam-se de GRETAS DE 
CONTRAÇÃO. O espaçamento das fissuras depende da espessura da camada de lama 
úmida, com um espaçamento mais largo ocorrendo em depósitos mais espessos. Em 
seções transversais, as gretas de contração inclinam-se para baixo e as bordas superiores 
podem enrolar-se se toda a umidade na lama for removida (CURLED FLAKES). As 
bordas das gretas de contração são facilmente removidas por correntes posteriores e 
podem ser preservadas como lascas (mud-chips) ou flocos (mud-flakes) de lama no 
sedimento sobreposto. As gretas são mais preservadas nas rochas sedimentares quando 
as fissuras são preenchidas por silte ou areia oriundas de correntes subaquosas ou trazidas 
pelo vento. A presença de gretas de contração é um forte indicador de exposição do 
sedimento sob condições subaéreas. 
Numa vista em planta as gretas de contração são descritas como ortogonais ou não 
ortogonais, dependendodo ângulo de interseção. As GRETAS ORTOGONAIS são 
geralmente normais umas às outras e limitam polígonos de quatro lados. Gretas de 
contração ortogonais completas são o tipo mais comum (Allen, 1982), ocorrendo em uma 
grande variedade de depósitos marinhos e não marinhos. Sistemas ortogonais orientados 
completos se desenvolvem em leitos lamosos que engrossam em uma direção particular 
ou repousam em uma inclinação maior que 5°. Exemplos são conhecidos de depósitos de 
lama lacustres expostos próximos a margem do lago (Donavan & Archer, 1975; Leeder, 
1982), ainda que outros ambientes deposicionais sejam possíveis. As GRETAS NÃO 
ORTOGONAIS comumente delineiam polígonos hexagonais e se formam em sedimento 
que é homogêneo e relativamente frágil, onde a contração é uniforme. Mesmo que 
frequentemente ilustradas na literatura, elas são relativamente raras. 
 
Figura 30 - Geometrias das gretas de contração. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
30 
 
 Os polígonos das gretas variam em tamanho de alguns centímetros até vários 
metros e estão principalmente relacionados com a espessura da camada. Allen (1982) 
sugere que o tamanho do polígono é 3 a 8 vezes a profundidade da rachadura ou espessura 
da camada. Os polígonos são geralmente curvados com a concavidade para cima, embora 
exemplos de gretas achatadas ou côncavas para baixo sejam conhecidas. A erosão em 
polígonos grossos produz clastos lamosos. 
 As gretas de contração são geralmente preenchidas com sedimento relativamente 
grosso depositado acima da camada dissecada. Algumas gretas continuam abertas e são 
preenchidas com calcita espática após o soterramento. Isso ocorre principalmente em 
gretas de pequeno porte com somente alguns milímetros de abertura. Em seções verticais, 
as gretas de contração geralmente afunilam pra baixo, produzindo um perfil semelhante 
a um V. Gretas com lados paralelos, podem ser mal interpretadas como perfurações de 
organismos. A forma correta para evitar esse erro é observar as delineações poligonais na 
superfície do acamamento. Compactação precoce (anterior a cimentação) da camada 
lamosa gretada pode causar a deformação do preenchimento arenoso e não deve ser 
confundido com deformação tectônica. 
 As GRETAS DE SINÉRESE (syneresis cracks) são fissuras de contração que se 
formam em sedimentos argilosos sob a água (Tanner, 2003). À medida que a camada de 
argila se deposita e é compactada, ela contrai para formar fissuras na superfície da lama. 
Em contraste com as gretas de contração, as gretas de sinérese não são poligonais, mas 
apresentam fendas simples, retas ou ligeiramente curvadas. Estas fissuras subaquáticas 
foram formadas experimentalmente e têm sido descobertas em rochas sedimentares, 
embora algumas dessas ocorrências tenham sido re-interpretadas como gretas de 
contração (Astin, 1991). Tanto as gretas de contração e de sinérese se formam em silte ou 
areia, porque esses materiais mais grossos não são coesos. 
 
3.4.2 - Marcas de pingos de chuva (Rain prints) 
Cavidades rasas, com bordas levemente elevadas, são atribuídas a gotas de chuva 
ou granizo que caem nos sedimentos finos úmidos. A espuma da praia produz uma 
estrutura semelhante, mas distribuída menos regularmente na superfície do sedimento e 
não se sobrepõem. Moussa (1974) argumenta que muitas estruturas interpretadas como 
marcas de gota de chuva são na verdade formadas por bolhas de gás que saem da lama 
em processo de secagem para a atmosfera. Na verdade, o mecanismo exato não é muito 
importante. A importância dessas cavidades rasas é que elas provem evidência de 
exposição subaérea. 
Um problema mais sério envolve a má interpretação dessas marcas como tocas de 
animais que penetraram níveis argilosos nas superfícies do acamamento de algumas 
rochas. Uma análise cuidadosa mostrará que tocas afetam a camada inferior de sedimento 
e nas bioturbações as bordas elevadas estão ausentes na superfície do acamamento. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
31 
 
 
Figura 31 - Características das marcas de pingos de chuva. (b) e (c) correspondem a marcas de pingos de 
chuva e formação de bolhas, respectivamente. As setas indicam a sobreposição de marcas. 
 
3.5 - Estruturas formadas pela ação de maré 
 Estratificações cruzadas podem ser produzidas em regime de marés através da 
migração de grandes dunas (sand waves), mas geralmente existem características 
adicionais que refletem as correntes de enchente (flood) e vazante (ebb). Se uma direção 
de corrente de maré é dominante, então a estratificação cruzada pode se formar, mas pode 
conter marcas onduladas de retorno (back-flow ripples) e superfícies de reativação a partir 
de reversões na corrente e efeitos de tempestade. Se houver correntes de maré bipolares, 
pode formar-se uma ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA ESPINHA DE PEIXE. Esta 
estrutura é representa por foresets bipolares com ângulo de 180° entre si, indicando 
migração das formas de leito em sentidos opostos. 
 
Figura 32 - Estratificação cruzada espinha-de-peixe. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
32 
 
Películas de lama ou MUD DRAPES nas superfícies dos estratos cruzados 
ocorrem durante o período de águas paradas (estofo de maré) com a decantação de 
sedimentos finos. Em alguns depósitos de dunas formadas por correntes de maré, há 
variações regulares no tamanho dos grãos, na espessura dos estratos cruzados e na 
ocorrência de películas de argila, refletindo os ciclos lunares (Johnson & Baldwin, 1996; 
Allen, 1997). Durante os períodos de lua nova e lua cheia, ocorrem as marés de sizígia 
(spring), representadas por correntes de maré mais energéticas e a deposição de foresets 
arenosos de maior espessura e películas de argila descontínua. Por outro lado, durantes as 
fases de lua crescente e minguante, ocorrem marés de quadratura, com correntes de maré 
menos energéticas e uma menor deposição de sedimentos arenosos e películas de argila 
mais frentes e mais contínuas. 
 
Figura 33 - Bandamento de maré (tidal bundle) em um set de estratificação cruzada. 
 
3.6 - Acamamento maciço 
Camadas maciças refere-se aos estratos sem qualquer estrutura interna aparente. 
Embora muitas rochas sedimentares possam parecer maciças ou sem estrutura, uma 
inspeção mais próxima pode mostrar que esse não é o caso. Se a camada é realmente 
maciça, ela poderia ter se formado por meio de uma rápida deposição, um "despejo" de 
sedimentos, a partir de fluxos de gravidade de sedimentos de alta densidade. 
Alternativamente, as estruturas deposicionais internas originais poderiam ter sido 
destruídas por bioturbação, desidratação ou recristalização. 
 
3.7 - Estruturas formadas por fluxos de massa 
 As misturas de detritos e fluidos que se movem sob a ação da gravidade são 
conhecidas como FLUXOS DE MASSA (mass flows), FLUXOS DE GRAVIDADE 
(gravity flows) ou CORRENTES DE DENSIDADE (density currents) (Middleton & 
Hampton, 1973). Vários mecanismos estão envolvidos e todos requerem uma inclinação 
para fornecer a energia potencial que conduzirá o fluxo. Esta inclinação pode ser a 
superfície sobre a qual o fluxo ocorre, mas o fluxo gravitacional também se moverá sobre 
uma superfície horizontal associada a diminuição do fluxo descendente, caso em que a 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
33 
 
energia potencial é proporcionada pela diferença de altura entre as partes superior 
(montante) e inferior (jusante) do fluxo. 
 
3.7.1 - Fluxo de detritos (Debris flows) 
 Os FLUXOS DE DETRITOS são misturas viscosas densas de sedimento e água, 
nas quais o volume e a massa de sedimentos excedem o da água (Major, 2003). Uma 
mistura densa e viscosa deste tipoterá tipicamente um número de Reynolds baixo, de 
modo que o fluxo tende a ser laminar. A ausência de turbulência durante o fluxo não 
permite a seleção dos sedimentos e o depósito resultante torna-se muito mal selecionado. 
Alguma seleção pode desenvolver-se por sedimentação lenta e, localmente, produzir 
gradação inversa pelo cisalhamento com o limite da camada. Sedimentos de qualquer 
granulometria, desde argila a grandes matacões podem estar presentes. 
Os fluxos de detritos ocorrem em terra (continentais), principalmente em 
ambientes áridos onde o suprimento de água é escasso (como em alguns leques aluviais), 
em ambientes submarinos com transporte de material para baixo dos taludes continentais 
e, localmente, em algumas encostas de deltas compostos por sedimentos grossos. A 
deposição ocorre quando a fricção interna se torna muito grande e o fluxo "congela". Pode 
haver pouca alteração na espessura do depósito nas porções proximais para distais, e a 
distribuição de tamanho dos clastos pode ser a mesma em todo o depósito. Os depósitos 
de fluxos de detritos continentais são tipicamente formados por conglomerados 
suportados pela matriz, embora também ocorram depósitos suportados pelos clastos 
quando a proporção de clastos grandes for alta na mistura de sedimentos. Eles são mal 
classificados e mostram uma fábrica caótica, isto é, geralmente não há orientação 
preferencial dos clastos, exceto dentro das zonas de cisalhamento que podem se formar 
na base do fluxo. Quando um fluxo de detritos viaja através da água, pode misturar-se 
parcialmente com ela e a parte superior do fluxo tornar-se diluída. Os topos dos fluxos de 
detritos subaquáticos são caracterizados por uma gradação de sedimentos que tornam-se 
mais selecionados e que podem ter as características de um turbidito. 
 
3.7.2 - Correntes de turbidez (Turbidity currents) 
 As CORRENTES DE TURBIDEZ são misturas turvas de sedimentos 
temporariamente suspensos na água movidos pela ação da gravidade. Estas misturas são 
menos densas que os fluxos de detritos, apresentando número de Reynolds relativamente 
elevado e fluxos geralmente turbulentos. O nome deriva de sua característica de ser uma 
mistura opaca de sedimento e água (turva), e não do fluxo turbulento. Elas fluem declive 
abaixo ou sobre uma superfície horizontal, sendo a espessura do fluxo maior a montante 
(upflow) do que a jusante (downflow). O depósito formado por uma corrente de turbidez 
é um TURBIDITO. A mistura de sedimentos pode conter cascalho, areia e lama em 
concentrações tão pequenas como algumas partes por mil ou até 10% em peso: nas altas 
concentrações os fluxos podem não ser turbulentos e nem sempre são referidos como 
correntes de turbidez. Os volumes de material envolvidos em um evento de fluxo único 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
34 
 
pode ser qualquer coisa até dezenas de quilômetros cúbicos, que é espalhado pelo fluxo 
e depositado como uma camada de alguns milímetros a dezenas de metros de espessura. 
As correntes de turbidez e, portanto, os turbiditos, podem ocorrer em águas de qualquer 
lugar que exista um suprimento de sedimento e uma inclinação. São comuns em lagos 
profundos e podem ocorrer em plataformas continentais, mas são mais abundantes em 
ambientes marinhos profundos, onde os turbiditos são o depósito clástico dominante. A 
associação com ambientes marinhos profundos pode levar à suposição de que todos os 
turbiditos são depósitos marinhos profundos, mas eles não são um indicador de 
profundidade, pois as correntes de turbidez são um processo que também pode ocorrer 
em águas rasas. 
 
Figura 34 - Principais partes de uma corrente de turbidez. 
 
O sedimento que está inicialmente em suspensão na corrente de turbidez começa 
a entrar em contato com a superfície subjacente, onde pode depositar-se ou mover-se por 
rolamento e suspensão. Assim, o sedimento sai da suspensão e a densidade do fluxo é 
reduzida. O fluxo em uma corrente de turbidez é mantido pelo contraste de densidade 
entre a mistura sedimento-água e a água, e se este contraste é reduzido, o fluxo diminui. 
Na cabeça do fluxo a mistura turbulenta da corrente com a água dilui a corrente de 
turbidez e reduz o contraste de densidade. À medida que mais sedimento é depositado do 
fluxo em desaceleração, um depósito acumula-se e o fluxo acaba por parar quando o fluxo 
se espalhou como um lençol fino e uniforme. 
 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
35 
 
→ Correntes de turbidez de baixa a média densidade 
 O primeiro material a ser depositado a partir de uma corrente de turbidez será o 
mais grosso, uma vez que este é o primeiro a sair da suspensão. Portanto, um turbidito 
apresenta gradação normal. As estruturas sedimentares dentro da camada com gradação 
normal refletem os processos de mudança que ocorrem durante o fluxo e variam de acordo 
com a densidade da mistura inicial. As correntes de turbidez de baixa a média densidade 
formarão idealmente uma sucessão conhecida como SEQÜÊNCIA DE BOUMA, em 
homenagem ao geólogo que as descreveu pela primeira vez (Bouma, 1962). Cinco 
divisões são reconhecidas dentro da Seqüência de Bouma, denominadas de Ta, Tb, Tc, 
Td e Te: 
 Ta) Representa a parte inferior do turbidito e consiste em areia mal selecionada e 
sem estrutura: na base escavada a deposição ocorre rapidamente a partir da suspensão 
com turbulência reduzida inibindo a formação de formas de leito; 
Tb) É caracterizada por areia laminada com grãos normalmente mais finos do que 
em ‘Ta’ e o material é mais selecionado: as lâminas paralelas são geradas pela separação 
de grãos no transporte em regime de fluxo superior; 
Tc) Areia fina a média com laminação cruzada, as vezes laminação cruzada 
cavalgante, forma a divisão intermediária da sequência de Bouma: estas características 
indicam velocidades de fluxo moderadas dentro do campo de estabilidade das formas de 
leito onduladas e elevadas taxas de sedimentação. Laminação convoluta também pode 
ocorrer nesta divisão; 
Td) Areia fina e silte nesta camada são os produtos da desaceleração do fluxo na 
corrente de turbidez: podem ocorrer laminas horizontais, mas a laminação é geralmente 
menos definida do que na camada ‘Tb’; 
Te) A parte superior do turbidito consiste em sedimentos finos de silte e argila: é 
depositado da suspensão após a corrente de turbidez ter ficado em repouso e é, portanto, 
um depósito hemipelágico. 
 
Figura 35 - Empilhamento vertical da Sequência de Bouma. 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
36 
 
 
Figura 36 - Empilhamento da Sequência de Bouma com escala vertical. 
 
As correntes de turbidez são fluxos de desaceleração, isto é, diminuem a 
velocidade ao longo do tempo e à medida que depositam material, mas isto também 
significa que diminuem a velocidade com o aumento da distância da área fonte. Portanto, 
há uma diminuição no tamanho do grão depositado com a distância (Stow, 1994). As 
partes inferiores da sequência de Bouma estão apenas presentes nas áreas mais proximais 
do fluxo. Com a distância, as divisões inferiores são progressivamente perdidas, uma vez 
que o fluxo transporta apenas sedimentos mais finos e somente as partes ‘Tc’ a ‘Te’ ou 
talvez apenas ‘Td’ e ‘Te’ sejam depositadas. Nas regiões mais proximais, a turbulência 
do fluxo pode ser suficientemente forte para provocar escavações e remover 
completamente as partes superiores de um leito previamente depositado. Portanto, as 
divisões ‘Td’ e ‘Te’ podem estar ausentes devido a esta erosão e o sedimento erodido 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
37 
 
pode ser incorporado no depósito sobreposto como clastos de lama. Por conseguinte,só 
é provável que ocorra a sequência completa de ‘Ta’ a ‘Te’ em certas partes do depósito, 
e mesmo assim, as divisões intermédias podem estar ausentes devido, por exemplo, à 
deposição rápida impedindo a formação de marcas onduladas em ‘Tc’. As sequências 
completas ‘Ta-e’ de Bouma são bastante raras. 
 
Figura 37 - Distribuição lateral das fácies da Sequência de Bouma, incluindo diferenças nas estruturas 
erosivas. 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
38 
 
→ Correntes de turbidez de alta densidade 
 Sob condições em que existe uma densidade de material mais elevada na mistura, 
os processos no fluxo e, portanto, as características do depósito são diferentes dos 
descritos acima. As correntes de turbidez de alta densidade têm uma densidade aparente 
de pelo menos 1,1 g.cm3 (Pickering et al., 1989). Os turbiditos depositados por estes 
fluxos têm uma espessa unidade de granulometria mais grossa na sua base, que pode ser 
dividida em três divisões: S1, S2 e S3. As divisões S1 e S2 são depósitos de tração de 
material grosso, com a parte superior, S2, representando o "congelamento" do fluxo de 
tração. Sobrepondo-se a estes estratos ocorre a unidade S3, que é caracterizada por 
estruturas de escape de fluido indicando a deposição rápida de sedimentos. A parte 
superior da sucessão é mais parecida com a Seqüência de Bouma, denominada Tt e é 
equivalente a ‘Tb’ e ‘Tc’, recoberta por ‘Td’ e ‘Te’: esta parte superior reflete, portanto, 
a deposição de um fluxo de menor densidade, uma vez que a maior parte do sedimento já 
havia sido depositada na divisão ‘S’. As características dos turbiditos de alta densidade 
foram descritas por Lowe (1982), nome dado às vezes a esta sucessão. 
 
Figura 38 - Sucessão sedimentar em turbiditos de alta densidade. 
 
 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
39 
 
3.7.3 - Fluxo de grãos (Grain flows) 
 Avalanches são mecanismos de transporte de massa em uma encosta íngreme, que 
também são conhecidos como FLUXOS DE GRÃOS. As partículas em um fluxo de 
grãos são mantidas separadas no meio fluido por repetidas colisões de grão para grão e 
os fluxos de grãos "congelam" rapidamente assim que a energia cinética das partículas 
reduz até um valor crítico. Este mecanismo é o mais eficaz em materiais bem selecionados 
que caem sob a ação da gravidade em um declive íngreme, como nas faces de avalanche 
de uma duna eólica. Quando as partículas no fluxo estão temporariamente em suspensão, 
existe uma tendência para os grãos mais finos caírem entre os mais grossos, um processo 
conhecido como PENEIRAMENTO CINÉTICO (kinetic sieving), que resulta em uma 
gradação inversa dos grãos na camada depositada. Embora ocorra mais comumente em 
pequena escala nas areias, os fluxos de grãos também podem ocorrer em materiais mais 
grossos, cascalhos em ambiente subaquático íngreme, como no foreset de um delta tipo 
Gilbert. 
 
3.8 - Estruturas deposicionais de calcários 
Os calcários contêm muitas das estruturas sedimentares que ocorrem nas rochas 
siliciclásticas (p.e., ripples, estratos cruzados e planos, HCS, marcas de sola, turbiditos), 
mas algumas estruturas são encontradas apenas em sedimentos carbonáticos. Demicco e 
Hardie (1995) apresentaram uma descrição de estruturas sedimentares em calcários. 
 
3.8.1 - Planos de acamamento, hardgrounds, tepees e superfícies paleocársticas 
Como nos sedimentos siliciclásticos, os planos de estratificação geralmente 
representam uma mudança nas condições de sedimentação. As mudanças podem ter sido 
sutis ou de curta duração. Os PLANOS DE ACAMAMENTO são principalmente o 
resultado de mudanças no tamanho ou na composição do grão. Finas películas de argila 
também definem o acamamento em sucessões carbonáticas. No entanto, com calcários, 
não é incomum descobrir que os planos de acamamento foram afetados pela dissolução 
como resultado da pressão excessiva. Através disso, os limites da camada originalmente 
gradacionais, como um calcário passando para um argilito, ou um grainstone passando 
para um argilito carbonático, podem tornar-se abruptos. Em muitos calcários de 
plataforma, os planos de "acamamento" não são superfícies deposicionais primárias, mas 
foram produzidos por dissolução por pressão durante o soterramento. Isto é mais óbvio 
onde, por exemplo, uma superfície de "acamamento" ocorre dentro de uma camada 
gradacional, ou onde ela corta, em um ângulo baixo, uma nítida superfície de acamamento 
primária. Esses pseudoplanos de acamamento são responsáveis por grande parte da 
estratificação em calcários de águas rasas e profundas (Simpson, 1985). 
Um tipo particular de plano de acamamento é uma superfície endurecida. 
HARDGROUNDS são horizontes de cimentação sinsedimentar, ocorrendo em ou logo 
 Estratigrafia - Prof. Francisco Abrantes 
 
40 
 
abaixo da superfície do sedimento. No local onde uma superfície endurecida é formada 
no fundo do mar, ela é comumente incrustada por organismos bentônicos sésseis, como 
corais, serpulídeos, ostras, foraminíferos e crinóides, e perfurada por anelídeos 
poliquetas, alguns bivalves e esponjas. Superfícies de hardgrounds podem cortar fósseis 
e estruturas sedimentares. Dois tipos de hardgrounds podem ser reconhecidos: uma 
superfície lisa e plana, formada por abrasão, e uma superfície irregular e angulosa 
formada por dissolução (um hardground de corrosão). O primeiro tipo é mais comum em 
sedimentos rasos de submaré, onde ondas e correntes são capazes de mover areias 
oolíticas e esqueletais por sedimentos litificados, produzindo uma superfície erosiva 
plana. Superfícies de hardground de corrosão são mais comuns em calcários pelágicos, 
onde períodos de não sedimentação permitem cimentação e dissolução do fundo do mar. 
A identificação de um hardground é importante porque demonstra a cimentação 
submarina sinsedimentar. As superfícies de hardgrounds podem se tornar mineralizadas 
e impregnadas com hidróxidos de ferro, óxidos de Fe-Mn, fosfato e glauconita. Os 
hardgrounds se desenvolvem a partir de sedimentos soltos, passando para camadas firmes 
(firmgrounds) e litificadas, e, associado a isso, pode haver uma mudança na fauna, 
particularmente dos organismos de escavação, à medida que a taxa de sedimentação 
diminui. Hardgrounds ocorrem em todo o Fanerozoico e os modernos estão se formando 
atualmente no Qatar no Golfo Arábico e no Banco Eleuthera, Bahamas. 
Uma característica distintiva dos calcários de perimaré é a estrutura em TEPEE. 
Tepees são rupturas do acamamento em "pseudoanticlinais" e, em planta, as cristas do 
tepee formam um padrão poligonal. Tepees ocorrem na escala de dezenas de centímetros 
a vários metros de diâmetro. Eles se formam principalmente em planícies de supramaré e 
intermaré, como resultado da cimentação e expansão da camada superficial de 
sedimentos. O movimento ascendente (ressurgência) de águas subterrâneas, marinhas ou 
meteóricas, é um fator que contribui em alguns casos. Cavidades alongadas (gretas em 
lençol; sheet cracks) geralmente se formam sob as lajes soerguidas e, nestas, podem 
formar-se pisoides, bem como cimentos vadosos, como dripstone e flowstone. Esses 
tepees geralmente estão associadas a estromatólitos planares, gretas de contração e 
conglomerados intraclastos. Exemplos modernos desses tepees, algumas com a 
associação de espeleo-pisoides, ocorrem em planícies de supramaré e em torno de lagos 
salinos no sul e oeste da Austrália. Tepees também se formam no ambiente submarino, 
por exemplo, onde superfícies de hardground se expandiram através da precipitação de 
cimento. Estes são bem desenvolvidos na península do Catar. Tepees são proeminentes 
em muitas sequências de perimaré antigas; exemplos clássicos ocorrem nas fácies do 
recife