Unidade 03 - Sedimentos e Geologia

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Sedimentos e Geologia
APRESENTAÇÃO
O solo que recobre as rochas e sobre o qual encontramos a vegetação é resultado da degradação 
das rochas através do intemperismo e, principalmente, de rochas expostas na atmosfera. A anális
e do solo revela sua natureza, ou seja, a rocha-mãe que o originou e as condições de sua alteraçã
o. As alterações podem ser causadas por processos químicos, físicos ou biológicos. Nesta Unida
de de Aprendizagem, você aprenderá sobre o ciclo das rochas sedimentares e sua relação com o 
meio ambiente. 
Bons estudos.
Ao final desta Unidade de Aprendizagem, você deve apresentar os seguintes aprendizados:
Descrever a composição, textura e estrutura das rochas sedimentares e dos sedimentos.•
Relacionar as características sedimentares com os vários tipos de ambientes gerados.•
Identificar o ciclo das rochas sedimentares.•
INFOGRÁFICO
Observe o infográfico a seguir, que ajudará você a entender o ciclo das rochas, em que os materi
ais são alterados, transformados e decompostos, formando diferentes litologias. Esse conhecime
nto é importante para a compreensão do meio ambiente da Terra.
 
CONTEÚDO DO LIVRO
O conhecimento sobre os processos de superfície do ciclo das rochas, sua composição, textura e 
suas correlações com o meio ambiente é importante para o estudo de problemas ambientais e par
a a exploração dos recursos energéticos e minerais. 
 
Acompanhe algumas páginas da obra Para entender a Terra, de John Grotzinger e Tom Jordan. 
Faça o estudo no capítulo Sedimentação: rochas formadas por processos de superfície. 
Boa leitura.
CYAN
VS Gráfica VS Gráfica
MAG
VS Gráfica
YEL
VS Gráfica
BLACK
GEOCIÊNCIAS
www.grupoa.com.br
JOHN GROTZINGER
TOM JORDAN
TERRA
P A R A E N T E N D E R A
SEXTA EDIÇÃO
GROTZINGER
& JORDAN
SEXTA 
EDIÇÃO
PA
RA
 EN
TEN
D
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 TERRA
Desde que Frank Press e Raymond Siever lançaram a 
primeira edição de Para Entender a Terra (1965), este manual 
vem sendo paulatinamente atualizado e hoje se tornou um 
dos mais importantes livros-texto de universidades de vários 
países. Sucessores dos grandes mestres que iniciaram esta 
obra, Tom Jordan e John Grotzinger, dois cientistas de gran-
de envergadura na atualidade, terminam, nesta sexta edição, 
o ciclo de uma grande reestruturação em relação à primeira 
edição.
A introdução de desenhos e esquemas inovadores, a mo-
derna concepção sobre tectônica de placas, a concepção da 
Terra como um sistema interativo e a análise de como a di-
nâmica planetária tem infl uenciado a evolução da vida evi-
denciam a profunda modernização deste livro-texto. O leitor 
é estimulado a fazer e pensar como os geólogos, enten-
dendo como eles adquiriram o conhecimento que possuem, 
como esse conhecimento impacta a vida dos cidadãos e o que 
se pode fazer para melhorar o ambiente da Terra. 
Leitura indicada para os cursos de bacharelado e licen-
ciatura em Geologia, Geografi a, Ciências da Terra, Cli-
matologia, Meteorologia, Ciências do Solo, Agronomia, 
Engenharias, Biologia, Ecologia, Ciências Ambientais 
e afi ns. A obra destina-se também a técnicos e profi ssionais 
que necessitem complementar e atualizar seus conhecimen-
tos gerais fora da área de especialização e ao público em geral 
que se interessa pelos fenômenos da Terra e da natureza.
TERRA
P A R A E N T E N D E R A
SEXTA EDIÇÃO
G ROTZ I NG E R & JOR DAN
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Catalogação na publicação: Natascha Helena Franz Hoppen CRB10/2150
G881e Grotzinger, John. 
 Para entender a terra [recurso eletrônico] / John 
 Grotzinger, Tom Jordan ; tradução: Iuri Duquia Abreu ; 
 revisão técnica: Rualdo Menegat. – 6. ed. – Dados 
 eletrônicos. – Porto Alegre : Bookman, 2013.
 Editado também como livro impresso em 2013.
 Tradução da 4. ed. de Rualdo Menegat, Paulo César 
 Dávila Fernandes, Luís Aberto Dávila Fernandes, Carla 
 Cristine Porcher.
 ISBN 978-85-65837-82-8
 1. Geociências. 2. Geologia. I. Jordan, Tom. II. Título.
CDU 55
Tradutores da 4ª edição
Rualdo Menegat
Professor do Instituto de Geociências/UFRGS
Paulo César Dávila Fernandes
Professor da Universidade do Estado da Bahia
Luís Aberto Dávila Fernandes
Professor do Instituto de Geociências/UFRGS
Carla Cristine Porcher
Professora do Instituto de Geociências/UFRGS
5
Sedimentação: Rochas 
Formadas por Processos 
de Superfície
Os processos superficiais do ciclo das rochas � 120
Bacias sedimentares: os recipientes dos sedimentos 126
Ambientes de sedimentação � 128
Estruturas sedimentares � 131
Soterramento e diagênese: do sedimento à rocha � 134
Classificação dos sedimentos siliciclásticos e das rochas sedimentares � 137
Classificação dos sedimentos químicos e biológicos e das rochas sedimentares � 140
A maior parte da superfície terrestre, incluindo o assoalho oceânico, é coberta de se-dimentos. Essas camadas de partículas soltas têm diversas origens. A maior parte dos sedimentos é gerada pelo intemperismo da crosta continental. Alguns resul-
tam dos restos de organismos que secretaram conchas minerais. Ainda outros consistem 
em cristais inorgânicos que se precipitaram quando elementos químicos dissolvidos nos 
oceanos e lagos se combinaram para formar novos minerais.
As rochas sedimentares foram uma vez sedimentos e, por isso, são o registro das 
condições da superfície terrestre da época e do lugar onde eles foram depositados. Os 
geólogos podem reconstruir o caminho de volta dessas rochas para inferir as áreas-fonte 
dos sedimentos e os tipos de ambientes onde foram originalmente depositados. Por 
exemplo, o topo do Monte Everest é composto de calcários fossilíferos (que contêm fós-
seis). Como sabemos que esses calcários são formados a partir de minerais carbonáticos 
na água do mar, podemos concluir que o Monte Everest fez parte do assoalho de um 
oceano! O tipo de análise utilizada aplica-se exatamente da mesma forma para antigas 
linhas de costa, montanhas, planícies, desertos e pântanos de outras regiões. Ao recons-
truirmos tais ambientes, podemos mapear continentes e oceanos de muito tempo atrás.
As rochas sedimentares também podem revelar antigos eventos e processos das pla-
cas tectônicas segundo sua presença em (ou ao redor de) arcos vulcânicos, vales em rifte
1
 
ou em montanhas em limites colisionais ou vulcânicos. Em alguns casos, onde os consti-
tuintes dos sedimentos e das rochas sedimentares são derivados da alteração de rochas 
preexistentes, podem-se formular hipóteses sobre o clima antigo e o regime do intempe-
rismo. Também podemos utilizar as rochas sedimentares formadas pela precipitação na 
água do mar para ler a história da mudança do clima e da química dos oceanos da Terra.
A estratificação cruzada de grande parte visível neste arenito registra a história de sua formação em um 
antigo deserto. [John Grotzinger]
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Os processos superficiais 
do ciclo das rochas
Os sedimentos e as rochas sedimentares formadas a partir 
deles são produzidos durante os estágios de superfície do 
ciclo das rochas. Esses processos agem depois que as ro-
chas formadas no interior da crosta ficam expostas na su-
perfície devido à tectônica e antes de retornarem para ní-
veis mais profundos por subducção. Eles movem materiais 
de uma área-fonte, onde são criadas partículas sedimenta-
res, para uma área de acumulação, onde são depositadas em 
camadas. O trajeto que as partículas sedimentares seguem 
da fonte até o destino pode ser bastante longo, envolven-
do diversos processos importantes que resultam das inte-
rações entre a tectônica de placas e os sistemas do clima.
Vamos analisar o papel do rio Mississippi em um tí-
pico processo sedimentar. Os movimentos de placas so-
erguem rochas nas Montanhas Rochosas. A precipitação 
nessas montanhas – uma área-fonte – causa intemperismo 
nas rochas. Se a precipitaçãoaumentar nas montanhas, o 
intemperismo também aumentará. O intemperismo mais 
rápido produz mais sedimentos a serem liberados no rio e 
transportados morro e rio abaixo. Ao mesmo tempo, se o 
fluxo no rio também aumentar em razão de maior precipi-
tação, o transporte de sedimentos pela extensão do rio au-
mentará, e o volume de sedimento a ser entregue às áreas 
de acumulação – locais de deposição, também conhecidos 
como bacias sedimentares – no delta do Mississippi e no 
Golfo do México também aumentará. Nessas bacias sedi-
mentares, os sedimentos empilham-se uns sobre os outros 
– camada após camada – e, por fim, são soterrados na pro-
fundidade da crosta terrestre, onde podem estar repletos 
de óleo e gás natural valiosos.
Os processos de superfície do ciclo das rochas que 
são importantes na formação de rochas sedimentares es-
tão revistos na Figura 5.1 e resumidos a seguir:
 � Intemperismo é o processo geral pelo qual as rochas 
são fragmentadas na superfície terrestre para produ-
zir partículas sedimentares. Há dois tipos de intem-
perismo. O intemperismo físico ocorre quando a 
rocha sólida é fragmentada por processos mecânicos, 
como congelamento e derretimento ou acunhamento 
por raízes de árvores (Figura 5.2), os quais não alte-
ram sua composição química. Os escombros de ro-
chas fragmentadas vistos com frequência no topo de 
montanhas e colinas é basicamente resultado do in-
temperismo físico. O intemperismo químico refere-
-se aos processos pelos quais os minerais em uma 
rocha são alterados ou dissolvidos quimicamente. O 
apagamento ou desaparecimento de inscrições em 
antigos túmulos e monumentos é causado principal-
mente por intemperismo químico.
 � Erosão refere-se aos processos que deslocam partícu-
las de rocha produzidas por intemperismo e as afas-
tam da área-fonte. A erosão ocorre mais comumente 
quando a água da chuva desce morro abaixo.
 � Transporte refere-se aos processos pelos quais as 
partículas sedimentares são movidas para áreas de 
acumulação. O transporte ocorre quando as corren-
tes de vento e de água e o deslocamento das gelei-
ras transportam partículas para novos lugares morro 
abaixo ou a jusante.
O estudo dos sedimentos e das rochas sedimentares tem, da mesma forma, grande 
valor prático. O petróleo, o gás natural e o carvão, nossas mais importantes fontes de 
energia, são encontrados nessas rochas. Uma série de outros recursos minerais impor-
tantes também são sedimentares, como as rochas fosfáticas utilizadas para fertilizantes 
e grande parte do minério de ferro do mundo. O conhecimento sobre a formação des-
ses tipos de sedimentos ajuda-nos a encontrar e utilizar esses recursos limitados.
Por fim, devido ao fato de que praticamente todos os processos sedimentares 
acontecem próximo à superfície terrestre, onde a humanidade vive, eles fornecem 
os fundamentos para o entendimento dos problemas ambientais. Antigamente, 
estudávamos as rochas sedimentares sobretudo para melhor explorar os recursos 
naturais citados antes. Cada vez mais, entretanto, estudamos essas rochas para me-
lhorar nosso conhecimento sobre o meio ambiente da Terra.
Neste capítulo, veremos como os processos de superfície do ciclo das rochas 
produzem sedimentos e rochas sedimentares. Descreveremos as composições, 
texturas e estruturas dos sedimentos e das rochas sedimentares e examinaremos 
como correlacioná-los com os vários tipos de ambientes em que são gerados. Ao 
longo do capítulo, aplicaremos nosso conhecimento das origens dos sedimentos 
para o estudo dos problemas ambientais humanos e para a exploração dos recur-
sos energéticos e minerais.
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 � Deposição (também chamada de sedimentação) refere-se 
aos processos pelos quais as partículas sedimentares 
depositam-se quando o vento se aquieta, as correntes 
de água se desaceleram, ou os bordos das geleiras se 
fundem para formar camadas de sedimento em áreas 
de acumulação. Em ambientes aquáticos, formam-se 
precipitados químicos que se depositam, e conchas de 
organismos mortos são quebradas e depositadas.
 � Soterramento ocorre à medida que as camadas de 
sedimentos se acumulam em áreas de acumula-
ção sobre material anteriormente depositado, que é 
compactado e progressivamente soterrado em uma 
bacia sedimentar. Esses sedimentos permanecerão 
em profundidade, como parte da crosta terrestre, até 
que sejam soerguidos novamente ou subduzidos por 
processos da tectônica de placas.
 � Diagênese refere-se às mudanças físicas e químicas – in-
cluindo pressão, calor e reações químicas – pelas quais 
os sedimentos soterrados nas bacias sedimentares são 
litificados, ou convertidos em rochas sedimentares.
Intemperismo e erosão: 
a fonte de sedimentos
Os intemperismos físico e químico reforçam um ao outro. 
O intemperismo químico enfraquece as rochas e as tor-
na mais suscetíveis à fragmentação. Quanto menores os 
fragmentos produzidos por intemperismo físico, maior a 
área de superfície exposta ao intemperismo químico. Jun-
tos, os intemperismos físico e químico da rocha produ-
O intemperismo altera as
rochas física e quimicamente. 
A erosão carrega as partículas
produzidas pelo intemperismo. 
O transporte por água, geleiras e vento
move as partículas morro abaixo.
A deposição (ou sedimentação) ocorre
quando as partículas se assentam ou os
minerais dissolvidos se precipitam.
O soterramento ocorre à
medida que camadas de
sedimentos acumulam-se
e compactam as camadas
depositadas anteriormente.
A diagênese litifica os
sedimentos, transformando-os
em rochas sedimentares.
FIGURA 5.1 � Diversos processos de superfí-
cie do ciclo das rochas contribuem para a for-
mação de rochas sedimentares.
FIGURA 5.2 � As raízes de plantas contribuem para o intempe-
rismo físico ao penetrarem em fraturas e causando acunhamen-
to das rochas. [David R. Frazier/Photo Researchers]
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zem tanto produtos sólidos como dissolvidos, e a erosão 
carrega esses materiais adiante. Os produtos finais são 
agrupados ou como sedimentos siliciclásticos ou como 
sedimentos químicos e biológicos.
SEDIMENTOS SILICICLÁSTICOS O intemperismo físico e 
químico de rochas preexistentes forma partículas clásticas 
que são transportadas e depositadas na forma de sedi-
mentos. Essas partículas variam em tamanho, desde ma-
tacão e seixo até areia, silte e argila. Elas também variam 
muito na forma. A ruptura natural ao longo de juntas, 
planos de acamamento e outras fraturas na rocha-matriz 
determina a forma dos matacões, calhaus e seixos. Os 
grãos de areia tendem a herdar suas formas dos cristais 
individuais da rocha-matriz, na qual eram anteriormente 
encaixados uns nos outros.
A maioria das partículas clásticas é produzida pelo 
intemperismo de rochas comuns compostas predominan-
temente por silicatos, por isso os sedimentos formados a 
partir dessas partículas são chamados de siliciclásticos. 
A mistura de minerais nos sedimentos siliciclásticos varia. 
Minerais como o quartzo são resistentes ao intemperismo 
e, assim, são encontrados quimicamente inalterados nos 
sedimentos siliciclásticos. Podem existir fragmentos par-
cialmente alterados de minerais, como o feldspato, que 
são menos resistentes ao intemperismo e, portanto, menos 
estáveis. Além disso, outros minerais dos sedimentos silici-
clásticos, como os argilominerais, podem ser neoformados 
por intemperismo químico. A variação na intensidade do 
intemperismo pode produzir conjuntos diferentes de mi-
nerais em sedimentos derivados da mesma rocha-matriz. 
Onde o intemperismo é intenso, o sedimento conterá ape-
nas partículas clásticas feitas de minerais quimicamente 
estáveis, misturados com argilominerais. Onde o intem-
perismo é pouco intenso, muitos mineraisque são instá-
veis em condições superficiais sobrevivem como partículas 
clásticas no sedimento. O Quadro 5.1 mostra três conjun-
tos de minerais em um afloramento típico de granito.
SEDIMENTOS QUÍMICOS E BIOLÓGICOS Os produtos dis-
solvidos pelo intemperismo químico são íons ou molé-
culas que se acumulam nas águas dos solos, rios, lagos 
e oceanos. Essas substâncias dissolvidas são precipitadas 
como reações químicas e biológicas para formar sedimen-
tos químicos e biológicos. Fazemos a distinção entre es-
ses dois tipos de sedimentos somente por conveniência, 
pois, na prática, muitos sedimentos químicos e biológicos 
sobrepõem-se. Os sedimentos químicos formam-se no 
ou próximo ao local de deposição. Por exemplo, a evapo-
ração da água do mar frequentemente leva à precipitação 
de gipsita ou halita (Figura 5.3).
Os sedimentos biológicos também formam-se pró-
ximo ao local de deposição, mas resultam de minerais 
precipitados por organismos. Alguns organismos, como 
moluscos e corais, precipitam minerais à medida que 
crescem. Após a morte dos organismos, suas conchas ou 
esqueletos acumulam-se no assoalho oceânico na forma 
de sedimentos. Nesses casos, o organismo controla direta-
mente a precipitação mineral. Entretanto, em um segundo 
processo, de mesma importância, os organismos contro-
lam a precipitação mineral apenas de forma indireta. Em 
vez de obter minerais da água para formar uma concha, 
esses organismos alteram o ambiente circundante de for-
ma que a precipitação mineral ocorre fora do organismo, 
ou mesmo distante dele. Acredita-se que certos microrga-
nismos permitem a precipitação de pirita (um mineral de 
sulfeto de ferro) dessa forma (ver Capítulo 11).
Os sedimentos biológicos em ambientes marinhos 
rasos consistem em camadas de partículas sedimentares 
precipitadas biologicamente como conchas inteiras ou 
quebradas (Figura 5.4). Muitos tipos diferentes de orga-
nismos, desde corais a mariscos e algas, podem contribuir 
com suas conchas. Às vezes, as conchas podem ser trans-
portadas e, posteriormente, quebradas e depositadas como 
sedimentos bioclásticos. Esses sedimentos de águas ra-
sas consistem, predominantemente, em dois minerais de 
carbonato de cálcio – calcita e aragonita – em proporções 
FIGURA 5.3 � Os sais precipitam-se 
quando a água que contém minerais 
dissolvidos evapora. Isso ocorreu no 
Vale da Morte, na Califórnia (EUA). 
[John G. Wilbanks/Agefoto]
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variáveis. Outros minerais, como fosfatos e sulfatos, são 
abundantes apenas em certos sedimentos bioclásticos.
No oceano profundo, os sedimentos biológicos são 
constituídos de conchas de poucos tipos de organismos 
planctônicos. A maioria desses organismos secreta con-
chas compostas primariamente de calcita e aragonita, 
mas algumas espécies formam conchas de sílica, que são 
precipitadas amplamente sobre algumas partes do assoa-
lho oceânico profundo. Como essas partículas biológicas 
acumulam-se em águas muito profundas, onde a agitação 
por correntes que transportam sedimentos é rara, as con-
chas dificilmente formam sedimentos bioclásticos.
Transporte e deposição: a viagem de 
descida até as bacias sedimentares
Depois de se formarem pelo intemperismo e pela erosão, 
as partículas clásticas e os íons dissolvidos começam uma 
viagem até uma bacia sedimentar. Essa viagem pode ser 
muito longa; por exemplo, ela pode estender-se por mi-
lhares de quilômetros desde os tributários do rio Missis-
sippi, nos contrafortes das Montanhas Rochosas, até os 
pântanos do delta do Mississippi.
A maioria dos agentes de transporte carrega material 
morro abaixo em uma viagem só de ida. Uma rocha que cai 
de um penhasco, a areia que é carregada por um rio que 
deságua no mar e as geleiras que vagarosamente deslizam 
morro abaixo são, todas elas, respostas à força da gravi-
dade. Embora os ventos possam levar materiais de locais 
mais baixos para mais elevados, no longo prazo os efeitos 
da gravidade prevalecem. Quando uma partícula soprada 
pelo vento cai no oceano e sedimenta-se através da água, 
ela fica aprisionada. Ela pode ser movimentada de novo 
somente por uma corrente oceânica, a qual transporta 
apenas para outro sítio deposicional do próprio fundo ma-
rinho. As correntes marinhas transportam sedimentos por 
distâncias mais curtas do que grandes rios continentais, e 
o pequeno percurso de transporte dos sedimentos quími-
cos ou biológicos contrasta com as grandes distâncias de 
deslocamento dos sedimentos siliciclásticos. Porém, no fi-
nal, todos os caminhos de transporte de sedimentos, por 
mais simples ou complicados que possam parecer, condu-
zem morro abaixo até uma bacia sedimentar.
AS CORRENTES COMO AGENTES DE TRANSPORTE A maio-
ria dos sedimentos é transportada por correntes de ar ou 
de água. A enorme quantidade de todos os tipos de sedi-
mentos encontrada nos oceanos resulta, principalmente, 
da capacidade de transporte dos rios, que anualmente 
carregam uma carga de sedimentos sólidos e dissolvidos 
de cerca de 25 bilhões de toneladas (25 � 10
15
 g) (Figura 
5.5). As correntes de ar também movem materiais, mas 
em quantidade muito menor que a dos rios e corren-
tes oceânicas. Quando as partículas são levantadas por 
fluidos como o ar ou a água, as correntes carregam-nas 
adiante na direção do vento ou do rio. Quanto mais forte 
a corrente – isto é, quanto mais rápido ela flui –, maiores 
são as partículas que ela transporta.
QUADRO 5.1 Minerais que permanecem 
nos sedimentos siliciclásticos derivados de um 
afloramento médio de granito sob diferentes 
intensidades de intemperismo
Intensidade do intemperismo
Baixa Média Alta
Quartzo Quartzo Quartzo
Feldspato Feldspato Argilominerais
Mica Mica
Piroxênio Argilominerais
Anfibólio
FIGURA 5.4 � Um tipo de rocha se-
dimentar de origem biológica é for-
mado inteiramente de fragmentos de 
conchas. [John Grotzinger]
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124 PA R A E N T E N D E R A T E R R A
FORÇA DA CORRENTE, TAMANHO DA PARTÍCULA E SELEÇÃO 
A sedimentação começa onde o transporte termina. Para 
partículas clásticas, a força que controla a sedimentação 
é a gravidade. As partículas tendem a assentar-se sob a 
atração gravitacional. Essa tendência opõe-se à capaci-
dade de uma corrente carregar uma partícula. A veloci-
dade de assentamento é proporcional à densidade e ao 
tamanho da partícula (ver Capítulo 4, Geologia na Prática, 
pág. 103). Como todas as partículas clásticas têm, aproxi-
madamente, a mesma densidade, utilizamos o tamanho 
como indicador da velocidade de assentamento de mine-
rais na sedimentação. (Analisaremos em maior detalhe as 
categorias de tamanhos de partículas mais adiante neste 
capítulo.) Na água, os grãos maiores assentam-se mais 
rapidamente que os menores. Isso também é verdadeiro 
no ar, mas a diferença é muito menor.
A força da corrente, que está diretamente relaciona-
da à sua velocidade, determina o tamanho das partícu-
las depositadas em um determinado lugar. Quando uma 
corrente de ar ou de água começa a desacelerar, ela não 
pode mais continuar levando as partículas maiores sus-
pensas, que, então, se depositam. Quando a corrente se 
desacelera ainda mais, as partículas menores também se 
assentam. Por fim, quando a corrente para por completo, 
mesmo as menores partículas se depositam. As correntes 
segregam as partículas nos seguintes modos:
 � Correntes fortes (mais velozes que 50 cm/s) carregam 
cascalho (que inclui matacões, calhaus e seixos) com 
um abundante suprimento de partículas menores. 
Tais correntes são comuns em riachos que fluem ve-
lozmente em terrenos montanhosos, onde a erosão 
é rápida. O cascalho é depositado na praia, em locais 
onde as ondas erodem costas rochosas.
 � Correntes moderadamente fortes (velocidade entre 20-
50 cm/s)depositam camadas de areia. As correntes de 
força moderada são comuns na maioria dos rios, que 
carregam e depositam areia em seus canais. Inunda-
ções que fluem rapidamente podem espalhar areia na 
planície do vale fluvial. As ondas e as correntes depo-
sitam areia em praias e oceanos. Os ventos também 
transportam e depositam areia, especialmente nos 
desertos. Porém, como o ar é muito menos denso do 
que a água, são necessárias velocidades de corrente 
muito maiores para mover sedimentos de mesmo ta-
manho e densidade.
 � Correntes fracas (velocidade menor que 20 cm/s) car-
regam lama, composta pelas menores partículas clás-
ticas (silte e argila). Essas correntes são encontradas 
na planície de um vale fluvial quando as inundações 
recuam vagarosamente ou param de escoar. Em geral, 
as lamas são depositadas no oceano a alguma distân-
cia da praia, onde as correntes são muito lentas para 
Fluxo da corrente
Ondulações de areia
FIGURA 5.5 � Os sedimentos são facilmen-
te transportados pela corrente de água. Nesta 
foto, pequenas ondulações de areia no canal 
são evidência do transporte de sedimentos. 
[John Grotzinger]
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carregar até mesmo as finas partículas em suspensão. 
Grande parte do fundo do mar aberto é coberto por 
partículas de lama originalmente transportadas pelas 
ondas superficiais e correntes ou pelo vento. Todas 
essas partículas assentam-se vagarosamente em pro-
fundidades onde as correntes e ondas não atuam, até 
alcançarem, por fim, o assoalho oceânico.
Como vemos, as correntes podem começar carregan-
do partículas de tamanhos muito diversos e, à medida que 
a velocidade varia, essas partículas vão se separando. Uma 
corrente forte e rápida pode depositar uma camada de cas-
calho, enquanto mantém areias e lamas em suspensão. Se 
a corrente enfraquece e desacelera, depositará uma cama-
da de areia sobre a de cascalho. Se parar completamente, 
então depositará uma camada de lama no topo da camada 
de areia. Essa tendência de segregar sedimentos de acordo 
com o tamanho, à medida que varia a velocidade da cor-
rente, é chamada de seleção. Um sedimento bem selecio-
nado consiste em partículas de tamanho predominante-
mente uniforme. Um sedimento pobremente selecionado 
contém partículas de muitos tamanhos (Figura 5.6).
À medida que cascalho, seixos e grãos de areia vão 
sendo transportados por correntes de água ou de ar, as 
partículas tombam e chocam-se umas com as outras ou 
friccionam-se contra o substrato rochoso. A abrasão resul-
tante afeta as partículas de duas formas: reduz seu tama-
nho e suaviza as arestas e as pontas (Figura 5.7). Esses efei-
tos aplicam-se à maioria das partículas grandes, havendo 
pouca abrasão na areia e no silte causada por impacto.
O transporte das partículas não é contínuo, mas in-
termitente. Um rio pode transportar grandes quantidades 
de areia e cascalho quando suas margens extravasam, mas 
ele abandona essa carga assim que a inundação recua e so-
mente volta a apanhá-la e carregá-la para locais ainda mais 
distantes quando da próxima cheia. Da mesma forma, ven-
tos fortes podem carregar grandes quantidades de pó por 
poucos dias para, então, aquietar-se e depositar o material 
como uma camada de sedimentos. As marés fortes nos li-
torais podem transportar fragmentos de conchas quebradas 
para lugares mais distantes costa afora e abandoná-los lá.
O tempo total entre a formação das partículas clásticas 
e sua deposição final pode ser de muitas centenas ou milha-
res de anos, dependendo da distância até a bacia sedimentar 
final e do número de paradas ao longo do caminho. As par-
tículas clásticas erodidas nas cabeceiras do rio Mississippi, 
situadas nas montanhas no oeste de Montana (EUA), por 
exemplo, levam centenas de anos para viajar os 3.200 km 
dos rios Missouri e Mississippi até o Golfo do México.
Oceanos como tanques 
de mistura química
O fator de controle da sedimentação química e biológi-
ca é a precipitação, mais do que a gravidade. Substâncias 
dissolvidas na água durante o intemperismo químico são 
carregadas por ela como uma solução homogênea. Esses 
materiais formam a própria solução aquosa, de modo que 
a gravidade não tem como atuar para a deposição isola-
da deles. Como os materiais dissolvidos fluem rio abaixo, 
eles, ao final, entram no oceano.
Os oceanos podem ser pensados como imensos tan-
ques de mistura química. Os rios, a chuva, o vento e as 
geleiras constantemente levam materiais dissolvidos para 
eles. Além disso, pequenas quantidades de materiais dis-
solvidos entram no oceano pelas reações químicas entre 
a água e o basalto quente das dorsais mesoceânicas. Os 
oceanos estão continuamente perdendo água, que eva-
pora de suas superfícies. Os volumes de entrada e saída 
de água dos oceanos são tão exatamente equilibrados que 
permanecem constantes por curtos intervalos do tempo 
geológico, como anos, décadas ou mesmo séculos. Em 
grandes escalas de milhares a milhões de anos, entretan-
to, o equilíbrio pode mudar. Durante as Idades do Gelo 
mais recentes, por exemplo, quantidades significativas de 
água do mar foram convertidas em gelo glacial e o nível 
do mar foi rebaixado por mais de 100 m.
FIGURA 5.6 � Quando as correntes diminuem a velocidade, os sedimentos são segregados de 
acordo com o tamanho da partícula. O grupo relativamente homogêneo de grãos de areia da 
esquerda é bem selecionado; o grupo da direita é pobremente selecionado. [Bill Lyons]
Areia bem selecionada Areia pobremente selecionada
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126 PA R A E N T E N D E R A T E R R A
A entrada e a saída de materiais dissolvidos são, da 
mesma forma, equilibradas. Cada um dos vários com-
ponentes da água do mar participa de alguma reação 
química ou biológica que, por fim, se precipita da água 
e se deposita no assoalho marinho. Como resultado, a 
salinidade do oceano – a quantidade total de substân-
cias dissolvidas em um dado volume de água do mar – 
mantém-se constante. Considerando todos os oceanos do 
mundo, a precipitação mineral equilibra o influxo total de 
materiais dissolvidos – que é outra maneira, ainda, como 
o sistema Terra mantém seu equilíbrio.
Podemos entender alguns dos mecanismos que sus-
tentam esse balanço químico ao analisarmos o balanço 
do cálcio. Esse elemento é um importante componente 
do mais abundante precipitado biológico formado nos 
oceanos: o carbonato de cálcio (CaCO3). No continente, 
o cálcio é dissolvido quando o calcário e os silicatos que 
o contêm – como certos feldspatos e piroxênios – sofrem 
intemperismo, liberando-o como íons (Ca
2�
). Estes são 
levados para os oceanos, onde vários organismos ma-
rinhos combinam íons de cálcio com íons de carbonato 
(CO3
2�
), também presentes na água do mar, para formar 
conchas de carbonato de cálcio. Dessa forma, o cálcio, 
que entra no oceano como íon dissolvido, sai dele como 
sedimento sólido quando os organismos morrem e suas 
conchas sedimentam-se e acumulam-se como sedimento 
de carbonato de cálcio sobre o fundo marinho. Por fim, 
os sedimentos de carbonato de cálcio serão soterrados e 
transformados em calcário. O balanço químico que man-
tém constante o nível de cálcio dissolvido no oceano é, 
em parte, regulado pelas atividades dos organismos.
Mecanismos não biológicos também mantêm o ba-
lanço químico nos oceanos. Por exemplo, íons de sódio 
(Na
�
) levados para os oceanos reagem quimicamente 
com íons de cloro (Cl
�
) para formar o precipitado de clo-
reto de sódio (NaCl). Isso acontece quando a evaporação 
eleva a quantidade de íons de sódio e cloro para além do 
ponto de saturação. Como vimos no Capítulo 3, as solu-
ções cristalizam minerais quando se tornam tão saturadas 
com os materiais dissolvidos que não podem mais contê-
-los. A intensa evaporação necessáriapara a cristalização 
do sal ocorre nas águas rasas e quentes dos braços de mar 
ou em lagos salinos.
Bacias sedimentares: 
os recipientes dos sedimentos
Como vimos, as correntes que movem sedimentos atra-
vés da superfície terrestre geralmente fluem morro abai-
xo. Portanto, os sedimentos tendem a se acumular em 
depressões na crosta terrestre. Essas depressões são for-
madas por subsidência, na qual uma ampla área da cros-
ta afunda em relação às elevações das áreas adjacentes. A 
subsidência é parcialmente induzida pelo peso adicional 
dos sedimentos sobre a crosta, mas é principalmente con-
trolada pelos mecanismos tectônicos.
As bacias sedimentares são regiões de extensão va-
riável, onde a combinação de sedimentação e subsidência 
formou uma espessa acumulação de sedimentos e rochas 
sedimentares. As bacias sedimentares são fontes primá-
rias de óleo e gás natural na Terra. A exploração comercial 
desses recursos ajudou-nos a entender melhor a estrutura 
mais profunda das bacias e da litosfera continental.
Bacias rifte e bacias de 
subsidência térmica
Quando um continente começa a fragmentar-se, o meca-
nismo de subsidência da bacia, controlado pelas forças de 
separação das placas, envolve deformação, adelgaçamen-
to e aquecimento da porção da litosfera sotoposta (Figura 
5.8). Uma rachadura alongada e estreita, conhecida como 
vale em rifte, desenvolve-se com o afundamento de gran-
des blocos crustais. O magma quente e dúctil do man-
to sobe e preenche o espaço criado pela litosfera e pela 
crosta adelgaçadas, iniciando-se uma erupção vulcânica 
de rochas basálticas na zona do rifte. As bacias rifte são 
profundas, estreitas e alongadas, com espessas sucessões 
Moderada LongaCurta 
Maior,
mais anguloso
 Menor,
mais arredondado
Distância do transporte
FIGURA 5.7 � A abrasão durante o transporte 
reduz o tamanho e a angularidade das partícu-
las clásticas. Os grãos tornam-se arredondados 
e um pouco menores à medida que são trans-
portados, embora sua forma geral possa não 
mudar significativamente.
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de rochas sedimentares e também de rochas ígneas ex-
trusivas e intrusivas. O vale em rifte do leste da África,
2
 o 
vale em rifte do Rio Grande (EUA) e o vale do Jordão no 
Oriente Médio são exemplos de bacias rifte.
Nos estágios finais da separação de placas, quando os 
processos de rifteamento são substituídos pela expansão do 
assoalho oceânico, fazendo com que as placas continentais 
comecem a se afastar uma da outra, o mecanismo de subsi-
dência da bacia passa a envolver, principalmente, o esfria-
mento da litosfera que foi adelgaçada e aquecida durante 
os estágios iniciais do processo (Figura 5.8).
3
 O esfriamento 
leva a um aumento da densidade da litosfera, o que, por sua 
vez, leva à sua subsidência abaixo do nível do mar, onde os 
sedimentos podem se acumular. Como o resfriamento da 
litosfera é o principal processo de criação das bacias sedi-
mentares; nesse estágio, são chamadas de bacias de subsi-
dência térmica
4
. Os sedimentos da erosão da área adjacen-
te preenchem a bacia próximo ao nível do mar ao longo da 
borda do continente, criando uma plataforma continental.
A plataforma continental continua a receber sedi-
mentos por um longo período de tempo, seja porque a 
borda em deriva do continente afunda lentamente, seja 
porque os continentes têm uma imensa área que pode 
prover o suprimento de partículas. Posteriormente, a car-
ga resultante do aumento da massa de sedimentos depri-
me a crosta, de modo que as bacias podem receber ain-
da mais materiais do continente. Como resultado dessa 
subsidência contínua e do transporte de sedimentos, os 
depósitos de plataforma continental podem acumular-se 
em um metódico acomodamento de espessuras de 10 km 
ou mais. As plataformas continentais das regiões costei-
ras do Atlântico na América do Norte e do Sul, na Europa 
e na África são bons exemplos de bacias de subsidência 
térmica. Essas bacias começaram a se formar quando o 
supercontinente Pangeia se fragmentou há cerca de 200 
milhões de anos e, com isso, as placas da América do 
Norte e da América do Sul separaram-se das placas da 
Eurásia e da África.
FIGURA 5.8 � Bacias sedimentares 
formadas por separação de placas.
Subsidência por esfriamento e
espessamento da litosfera
Plataforma carbonática
Crosta continental afundada pelo peso
dos sedimentos e esfriamento da litosfera
Margem continental Planície abissal
Crosta continental
Litosfera continental
Astenosfera
Transporte de partículas por
água, geleiras e vento
Bacia de subsidência térmica
(depósitos na plataforma continental)
Sedimentos
1 Um rifte desenvolve-se à medida que
 materiais quentes do manto ascendem
 e a litosfera é aquecida, alongada e
 adelgaçada.
2 Começa a expansão do fundo oceânico.
3 Os evaporitos, os sedimentos deltaicos
 e os carbonatos são depositados.
4 Esses depósitos são, então, soterrados
 por acumulação de sedimentos adicionais
 e então submetidos à diagênese.
Blocos crustais
caídos
Vale em rifte Rochas ígneas e sedimentos
não marinhos
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128 PA R A E N T E N D E R A T E R R A
Bacias flexurais
Um terceiro tipo de bacia sedimentar desenvolve-se den-
tro de zonas tectônicas convergentes, onde uma placa 
litosférica é empurrada sobre a outra. O peso da placa 
cavalgante causa uma curvatura ou flexão na placa aca-
valada, resultando na formação de uma bacia flexural. 
A Bacia Mesopotâmica, no Iraque, é uma bacia flexural 
formada quando a Placa da Arábia colidiu com e foi sub-
duzida pela Placa da Eurásia. As enormes reservas de pe-
tróleo do Iraque (perdendo apenas para a Arábia Saudita) 
devem seu tamanho ao fato de terem os ingredientes cer-
tos nessa importante bacia flexural. Na verdade, o petró-
leo que havia se formado nas rochas que hoje estão sob a 
Cordilheira de Zagros foi espremido para fora, formando 
diversos poços de petróleo com volumes maiores do que 
10 bilhões de barris.
Ambientes de sedimentação
Entre a área-fonte onde os sedimentos são formados e a 
bacia sedimentar onde são soterrados e convertidos em 
rochas sedimentares, os sedimentos viajam ao longo de 
muitos ambientes de sedimentação. Um ambiente de se-
dimentação é uma área de deposição sedimentar carac-
terizada por uma combinação particular de condições cli-
máticas e processos físicos, químicos e biológicos (Figura 
5.9). Dentre as características importantes dos ambientes 
de sedimentação, incluem-se:
 � o tipo e a quantidade de água (oceano, lago, rio e ter-
ra árida);
 � o tipo e a força dos agentes de transporte (água, ven-
to, gelo);
 � o relevo (terras baixas, montanha, planície costeira, 
oceano raso e oceano profundo);
 � a atividade biológica (precipitação de conchas, cresci-
mento de recifes de coral, agitação de sedimentos por 
organismos escavadores);
 � a posição na placa tectônica ocupada pelas áreas-fon-
te (cinturão de montanhas vulcânicas, zona de colisão 
entre continentes) e pelas bacias sedimentares (rifte, 
subsidência térmica, flexural);
 � o clima (climas frios podem formar geleiras; climas 
áridos podem formar desertos onde, há precipitação 
de minerais por evaporação).
Considere as praias do Havaí, famosas por suas exó-
ticas areias verdes, que resultam de seu ambiente de sedi-
mentação peculiar. A ilha vulcânica do Havaí é composta 
de basalto com olivina, que é liberada durante o intem-
perismo. Os rios transportam a olivina para a praia, onde 
as ondas e as correntes produzidas pelas ondas a concen-
tram e removem fragmentos de basalto para formar de-
pósitos de areia ricos nesse mineral.
Os ambientes de sedimentação são frequentemente 
agrupados por sua localização, seja nos continentes, em 
regiões costeiras ou nos oceanos. Essa subdivisãobastan-
te geral destaca os processos que dão aos ambientes de 
sedimentação suas identidades características.
Ambientes continentais
Os ambientes de sedimentação em continentes são diver-
sos, devido ao grande intervalo de variação de temperatu-
ra e precipitação de chuva na superfície. Esses ambientes 
são estruturados no entorno de rios, desertos, lagos e ge-
leiras (ver Figura 5.9).
 � Um ambiente lacustre é controlado pelas ondas relati-
vamente pequenas e pelas correntes moderadas dos 
corpos interiores de água doce ou salina. A sedimen-
tação química de matéria orgânica ou de carbonatos 
pode ocorrer em lagos de água doce. Os lagos salinos, 
como aqueles encontrados em desertos, evaporam e 
precipitam diversos minerais evaporíticos, como a ha-
lita. O Grande Lago Salgado
5
 (EUA) é um exemplo.
 � Um ambiente aluvial inclui o canal fluvial, as margens 
do canal e o fundo plano do vale, em ambas as margens 
do canal, que é inundado quando o rio transborda (a 
planície de inundação). Os rios estão presentes em todos 
os continentes, exceto na Antártida, de modo que os de-
pósitos aluviais estão amplamente distribuídos. Os or-
ganismos são abundantes nos depósitos de inundação 
lamacentos e são responsáveis pelos sedimentos orgâ-
nicos que se acumulam em pântanos adjacentes aos ca-
nais fluviais. O clima varia de árido a úmido. Um exem-
plo é o rio Mississippi e suas planícies de inundação.
 � Um ambiente desértico é árido. O vento e os rios que 
fluem de modo intermitente através dos desertos 
transportam areia e poeira. A aridez inibe o cresci-
mento orgânico abundante, de modo que os organis-
mos têm pouco efeito nos sedimentos. As dunas de 
areia do deserto são um exemplo desse ambiente.
 � Um ambiente glacial é dominado pela dinâmica das 
massas de gelo em movimento e é caracterizado pelo 
clima frio. A vegetação está presente, mas tem pouco 
efeito no sedimento. Nas bordas de derretimento de 
uma geleira, as correntes da água do degelo formam 
um ambiente aluvial transicional.
Ambientes costeiros
A dinâmica das ondas, das marés e das correntes em praias 
arenosas domina os ambientes costeiros (ver Figura 5.9):
 � ambientes deltaicos, onde os rios desembocam em la-
gos ou no mar;
 � ambientes de planície de maré, onde extensas áreas expos-
tas na maré baixa são dominadas por correntes de maré;
 � ambientes praiais, onde as ondas fortes que se aproxi-
mam e arrebentam no litoral distribuem os sedimen-
tos na praia, depositando faixas de areia ou cascalho.
Na maioria dos casos, os sedimentos que se acumu-
lam nos ambientes costeiros são siliciclásticos. Os orga-
nismos afetam esses sedimentos principalmente esca-
vando-os e misturando-se a eles. Contudo, em alguns 
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FIGURA 5.9 � Vários fatores interagem para criar ambientes de sedimentação.
Localização
geográfica e
posicionamento
na placa tectônica
Processos
orgânicos e
organismos
que modificam
os sedimentos
Clima
Meio e
agente de
transporte
Ambientes continentais Lago
Ambientes marinhos
1
1
Aluvial
2
2
Desértico
3
3
10
11
8 M
ar p
rof
un
do
Ma
r p
rof
un
do
9
Glacial
4
4
Mar profundo
8 Margem
continental/talude
1110
Recifes orgânicos
9
Plataforma continental
Lago
Lago de deserto
Geleira
Ambiente de sedimentação
Agente de transporte
Ambientes costeiros
Sedimentos depositados
Correntes lacustres, ondas
Sedimentos
Clima
Areia e lama, precipitados
salinos em climas áridos
Árido a úmido
Processos orgânicos Organismos de água
doce e precipitados
Correntes fluviais
Areia, lama e cascalho
Árido a úmido
Matéria orgânica em
depósitos lamosos de
inundação
Vento
Areia e pó
Árido
Pouca atividade
orgânica
Rios
5 Delta
6 Praia
Deserto
Correntes
de turbidez
Recife orgânico
Margem continental/talude
7 Planície de maré
Ma
r p
rof
un
do
Delta
Agente de transporte Correntes fluviais, ondas
Sedimentos
Clima
Areia e lama
Árido a úmido
Processos orgânicos Soterramento de
detritos vegetais
5
Praia
Ondas, correntes de maré
Areia e cascalho
Árido a úmido
Pouca atividade orgânica
6
Planícies de maré
Correntes de maré
Areia e lama
Árido a úmido
Organismos misturados
aos sedimentos
7
Gelo, água de degelo
Areia, lama e cascalho
Frio
Pouca atividade
orgânica
Agente de transporte Correntes oceânicas
Correntes de turbidez
Sedimentos Lama e areia
Correntes oceânicas
e ondas
Lama e areia
Ondas e marés
Organismos calcificados
Processos orgânicos Deposição de restos
de organismos
Deposição de restos
de organismos
Secreção de carbonatos
por corais e outros
organismos
Deposição de restos
de organismos
Plata
form
a con
tinen
tal 
Ondas e marés
Areia e lama
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130 PA R A E N T E N D E R A T E R R A
ambientes tropicais e subtropicais, partículas sedimenta-
res, sobretudo sedimentos carbonáticos, podem ter ori-
gem biológica. Esses sedimentos biológicos também estão 
sujeitos ao transporte por ondas e correntes de maré.
Ambientes marinhos
Os ambientes marinhos geralmente são subdivididos de 
acordo com a profundidade da água, que determina os 
tipos de correntes que estão presentes (ver Figura 5.9). Al-
ternativamente, eles podem ser classificados com base na 
distância até a margem continental.
 � Ambientes de plataforma continental estão localizados em 
águas rasas distantes das praias continentais, onde a 
sedimentação é controlada por correntes relativamente 
calmas. Esses sedimentos podem ser compostos tan-
to por partículas siliciclásticas quanto por carbonatos 
biogênicos, dependendo da quantidade de sedimentos 
siliciclásticos fornecidos pelos rios e da abundância de 
organismos que produzem carbonato. A sedimentação 
também pode ser química se o clima for árido e um 
braço do mar tornar-se isolado e evaporar.
 � Recifes orgânicos são compostos por estruturas carbo-
náticas formadas de material secretado por organis-
mos, construídas sobre as plataformas continentais 
ou em ilhas vulcânicas oceânicas.
 � Ambientes de encosta e de margem e talude continental 
são encontrados nas águas mais profundas das mar-
gens continentais, onde o sedimento é depositado por 
correntes de turbidez. Uma corrente de turbidez é uma 
avalancha submarina turbulenta de sedimento e água 
que se move vertente abaixo. A maioria dos sedimen-
tos depositados por correntes de turbidez é siliciclás-
tico, mas em locais onde os organismos produzem se-
dimentos carbonáticos abundantes, os sedimentos de 
margem continental podem ser ricos em carbonatos.
 � Ambientes marinhos profundos são encontrados distan-
te dos continentes, onde as águas calmas são pertur-
badas apenas ocasionalmente por correntes oceânicas. 
Entre esses ambientes, pode-se citar o talude con-
tinental, que é construído por correntes de turbidez 
deslocando-se para longe das margens continentais; 
as planícies abissais, as quais acumulam sedimentos 
carbonáticos supridos predominantemente por es-
queletos de plâncton; e as dorsais mesoceânicas.
Ambientes de sedimentação 
siliciclásticos versus 
químicos e biológicos
Os ambientes de sedimentação podem ser agrupados não 
apenas por sua localização, mas também pelos tipos de 
sedimentos encontrados neles ou pelo processo domi-
nante de formação de sedimentos. Os ambientes assim 
agrupados constituem duas classes amplas: ambientes de 
sedimentação siliciclásticos e ambientes de sedimentação 
químicos e biológicos.
Os ambientes de sedimentação siliciclásticos são 
aqueles constituídos predominantemente por sedimen-
tos siliciclásticos. Eles incluem todos os ambientes con-
tinentais, bem como os ambientes costeiros, que servem 
de zonas de transição entre os ambientes continentais e 
os marinhos. Nessa categoria, estão também incluídos os 
ambientes oceânicos da plataforma continental,da mar-
gem continental e do assoalho oceânico profundo, onde 
areias e lamas siliciclásticas são depositadas (Figura 5.10). 
Os sedimentos desses ambientes siliciclásticos são fre-
quentemente chamados de sedimentos terrígenos, para 
indicar sua origem no continente.
Ambientes de sedimentação químicos e biológicos 
são aqueles caracterizados principalmente pela precipita-
ção química e biológica (Quadro 5.2).
Ambientes carbonáticos são locais marinhos onde o 
carbonato de cálcio, principalmente secretado por orga-
nismos, é o principal sedimento. Eles são, de longe, os 
mais abundantes ambientes de sedimentação químicos e 
biológicos. Centenas de espécies de moluscos e outros or-
ganismos invertebrados, bem como algas e os microrga-
nismos calcários (contendo cálcio), secretam conchas ou 
esqueletos carbonáticos. Várias populações desses orga-
nismos vivem em diferentes profundidades da água, tan-
to em áreas calmas como em lugares onde as ondas e as 
correntes são fortes. Quando eles morrem, suas conchas 
se acumulam para formar o sedimento.
QUADRO 5.2 Principais ambientes de sedimentação químicos e biológicos
Ambiente Agente de precipitação Sedimentos
COSTEIRO E MARINHO
Carbonático (recifes, plataformas, 
mar profundo, etc.)
Organismos conquíferos, algumas algas; 
precipitação inorgânica da água do mar
Areias e lamas carbonáticas, recifes
Evaporito Evaporação da água do mar Gipsita, halita, outros sais
Silicosos (mar profundo) Organismos conquíferos Sílica
CONTINENTAL
Evaporito Evaporação da água lacustre Halita, boratos, nitratos, carbonatos e outros sais
Pântano Vegetação Turfa
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Os ambientes carbonáticos, com exceção daqueles de 
mar profundo, são encontrados predominantemente nas 
regiões oceânicas tropicais ou subtropicais mais quentes, 
onde florescem organismos que secretam carbonato. Es-
sas regiões contêm recifes orgânicos, praias de areia car-
bonática, planícies de maré e margens carbonáticas rasas. 
Em poucos lugares, os sedimentos carbonáticos podem 
formar-se em águas mais frias, que são supersaturadas 
em carbonato – águas que geralmente estão abaixo de 
20°C, como algumas regiões do Oceano Índico no sul da 
Austrália. Esses sedimentos carbonáticos são formados 
por um grupo muito limitado de organismos, sendo que a 
maioria deles secreta conchas de calcita.
Ambientes silicosos são ambientes marinhos profun-
dos especiais, cujo nome se refere aos restos de carapaças 
silicosas neles depositados. Os organismos planctônicos 
que secretam sílica desenvolvem-se na superfície das 
águas, onde os nutrientes são abundantes. Quando mor-
rem, suas carapaças assentam-se no assoalho do oceano e 
acumulam-se em camadas de sedimentos silicosos.
Um ambiente evaporítico forma-se em uma ensea-
da ou braço de mar, onde a taxa de evaporação da água 
quente é maior que a mistura com a água do mar aberto 
com a qual está conectada. A taxa e o tempo de evapora-
ção controlam a salinidade da água do mar submetida a 
esse processo e, assim, os tipos de sedimentos formados. 
Ambientes evaporíticos também se formam em lagos sem 
rios emissários. Tais lagos podem produzir sedimentos de 
halita, borato, nitratos e outros sais.
Calcário/dolomito
Camadas de
sedimentos
siliciclásticos
Camadas mais resistentes,
grãos mais grossos
camada com grãos mais finoscamada com grãos mais finoscamada com grãos mais finos
camada com grãos mais finoscamada com grãos mais finoscamada com grãos mais finos
FIGURA 5.10 � Estas rochas sedimentares expostas em El Capitan, 
nas Montanhas Guadalupe do oeste do Texas (EUA), formaram-se 
em um antigo oceano aproximadamente 260 milhões de anos atrás. 
As encostas mais baixas das montanhas contêm rochas sedimen-
tares siliciclásticas, formadas em ambientes de mar profundo. Os 
penhascos sobrejacentes de El Capitan são calcário e dolomita, for-
mados a partir de sedimentos depositados em um mar raso quando 
organismos que secretam carbonato morreram, deixando as con-
chas na forma de um recife. [John Grotzinger]
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da Instituição, você encontra a obra na íntegra.
 
DICA DO PROFESSOR
Uma das importâncias econômicas do estudo dos sedimentos é a localização e a extração de petr
óleo. Para saber mais sobre o processo de formação do petróleo, assista ao vídeo a seguir, prepar
ado para esta Unidade de Aprendizagem.
Aponte a câmera para o código e acesse o link do vídeo ou clique no código para acessar.
 
EXERCÍCIOS
1) Os sedimentos e as rochas sedimentres são produzidas durante o estágio de superfície 
do ciclo ds rochas. Sobre esse processo, marque a alternativa correta. 
A) 
Intemperismo é o processo de compactação dos sedimentos que formam as rochas sedimen
tares.
B) 
A erosão aproxima os sedimentos da área-fonte.
C) 
O processo de deposição acontece logo após o processo de erosão.
D) 
Os sedimentos soterrados na bacia sedimentar jamais retornam à superfície da Terra.
E) 
Os sedimentos são litificados na etapa de diagênese.
2) O intemperismo é o processo pelo qual as rochas são fragmentadas na superfície terr
estre. Sobre esse processo, marque a alternativa correta. 
A) 
O intemperismo químico aumenta a resistência física das rochas.
B) 
Os intemperismos químicos e físicos, juntos, produzem apenas produtos dissolvidos.
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C) 
As partículas clásticas são sempre do tipo argila.
D) 
A crioclastia é um tipo de intemperismo ocorrente em ambientes submetidos a altas temper
aturas, como no deserto.
E) 
A mistura de minerais nos sedimentos siliclásticos varia.
3) Após o intemperismo e a erosão, as partículas e os íons começam uma viagem até a b
acia sedimentar. Sobre os processos de transporte e deposição, marque a alternativa c
orreta. 
A) 
O transporte dos sedimentos depende também da força da gravidade.
B) 
Correntes fortes carregam apenas partículas menores de sedimento.
C) 
As correntes moderadamente fortes depositam argila em locais onde ondas erodem costas r
ochosas.
D) 
Correntes fracas carregam areia.
E) 
Grande parte do fundo do mar aberto é coberto por cascalho transportado pelo vento.
4) Conforme os sedimentos vão sendo transportados por correntes de água ou de ar, as 
partículas tombam e chocam-se umas com as outras ou friccionam-se contra o substr
ato rochoso. Com base nessa informação, marque a alternativa cuja descrição está de 
acordo com a imagem respectiva. 
Partícula carregada por uma longa distância. 
A) 
 
Partícula carregada por uma curta distância. 
B) 
 
Partícula carregada por uma distância moderada. 
C) 
 
Partícula carregada por uma distância curta. 
D) 
 
Partícula carregada por uma distância moderada. 
E) 
 
5) As rochas sedimentares e os sedimentos químicos e biológicos são classificados pela su
a composição química. Sobre os sedimentos químicos e biológicos, marque a alternati
va incorreta. 
A) 
A calcita é um mineral carbonático.
B) 
Os minerais carbonáticos são resultado da reação do sedimento carbonático com água.
C) 
Os sedimentos carbonáticos bioclásticos foram originalmente secretados como conchas po
r animais marinhos.
D) 
Sedimentos evaporíticos se formam apenas em ambiente marinho.
E) 
Evaporitos marinhos são rochas sedimentares e sedimentos químicos formados pela evapor
ação da água do mar.
NA PRÁTICA
O ciclo da rocha que acontece na superfície é importante para a geologia como ciência e també
m tem sua aplicação econômica na localização de gás natural e petróleo. No entanto, esse saber t
ambém pode ser aplicado para a preservação do patrimônio históricocultural.
 
SAIBA +
Para ampliar o seu conhecimento a respeito desse assunto, veja abaixo as sugestões do professo
r:
As rochas sedimentares e os fósseis
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Atlas da arenização
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http://fossil.uc.pt/pags/sedime.dwt
http://www.ub.edu/geocrit/b3w-449.htm