CAP90_Sistemas deposicionais

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SISTEMAS DEPOSICIONAIS
 Por Alexandre José M. Figueira
 e Mário Vicente Caputo
AMBIENTE DE SEDIMENTAÇÃO 
É uma parte da superfície terrestre com características deposicionais físicas, químicas e biológicas distintas de áreas adjacentes.
Os três parâmetros incluem: fauna, flora, geologia, geomorfologia, clima, profundidade, salinidade e sistema de correntes.
Os ambientes sedimentares são: Continental, Transicional e Marinho.
Conceito de Facies. Esta expressão foi introduzida na literatura geológica em 1669 por Nicholaus Steno, significando o aspecto total de uma porção da superfície terrestre durante um certo intervalo de tempo geológico. Posteriormente Gressly (1838) deu uma definição mais completa, abrangendo a soma dos aspectos litológicos e paleontológicos de uma unidade estratigráfica. A partir de então houve uma supergeneralização dessa palavra, tendo hoje várias conotações, tanto do ponto de vista sedimentar como metamórfico. Na sedimentologia a palavra facies pode ser utilizada no sentido estratigráfico, petrográfico, ambiental ou tectônico.
Fácies é um termo descritivo que significa o aspecto e refere-se ao caráter de uma rocha. Por exemplo, para uma formação de arenito que torna-se mais argilosa pode ser dito que ela passa a uma fácies de folhelho. Existe biofacies, litofacies referindo-se a aspectos biológicos ou litológicos, respectivamente.
SISTEMAS DEPOSICIONAIS 
Sistema depo​sicional é um conjunto tridimensional de litofácies. Os sistemas deposicionais são formados por vários ambientes simultaneamente ativos, isto é, o agrupamento das rochas sedimentares, relacionadas pelas suas facies, ambientes e processos associados. O conceito de sistema deposicional objetiva a melhor compreensão e facilidade de análise dos pacotes sedimentares.
Utiliza-se o conceito de sistema deposicional quando as rochas são analisadas como sendo um pacote tridimensional, reconhecido por critérios litológicos e designado por um termo genético, como sistema deltaico ou sistema de talude. Seu uso permite a discussão de grupos de fácies componentes, em geral complexas, mas geneticamente relacionadas como se fossem unidades deposicionais simples.
Para compreensão dos Sistemas Deposicionais, faz-se necessário o conhecimento de alguns princípios básicos anteriormente mencionados (CAP 1).
Um importante aspecto no estudo das facies, é o conhecimento da Lei de Walther (1894), também chamada "Lei da Correlação de Facies". Johannes Walther (1860-1937) desenvolveu a prática de estudar sedimentos modernos, como por exemplo desertos, plataformas carbonáticas, rios e processos deposicionais, como uma chave para interpretar o registro geológico. Ele explicou que os sedimentos espacialmente posicionados um ao lado do outro, tais como areias das barras em pontal ao lado da planície de inundação e próxima aos pântanos, posicionavam-se em seção vertical, um no topo do outro. Resumidamente pode assim ser enunciada a lei de Walther: "A sucessão de facies depositadas verticalmente, pode representar a sucessão lateral do ambiente de deposição". Desta forma podemos predizer a distribuição horizontal das facies tendo como referência apenas uma seção vertical. Essa lei só tem validade se as fases transgressivas ou regressivas de deposição não estiverem pertubadas, ou seja, não se aplica a intervalos atravessados por discordâncias ou falhamentos de empurrão.
Outro aspecto que deve ser levado em consideração é o "Potencial de Preservação" de um sedimento. O principal fator para preservação do sedimento é a atividade tectônica, pois se não existisse soerguimento e subsidência, não haveria, dentro de pouco tempo, terreno para ser erodido, nem bacia para receber tais sedimentos.
Um dos objetivos mais importantes na sedimentologia é a definição dos ambientes de deposição de uma formação. O estudo dos processos, juntamente com a composição, granulometria, estruturas, textura, geometria, conteúdo fóssil, análise de isótopos, etc, permite estabelecer essas condições e, consequentemente, definir o paleoambiente.
Em termos globais, a deposição dos sedimentos pode ocorrer nos continentes e oceanos. Entretanto a medida que detalhamos esse quadro, distinguem-se diversos ambientes com características mais específicas, podendo ainda ser subdivididos em subambientes cada vez menores.
O conhecimento dos sistemas deposicionais atuais e suas facies características, nos permite interpretar os dados obtidos, por exemplo, de uma rocha-reservatório antiga, determinando o sistema em que a mesma foi depositada.
Na porção continental os principais sistemas deposicionais continentais são: Leque Aluvial, Fluvial, Desértico, Lacustre e Glacial.
Na porção oceânica distinguimos os sistemas deposicionais marinhos: Plataforma clástica, Plataforma Carbonática, Talude/Elevação Continental e Fundo Oceânico.
Ocorre ainda uma zona de transição, comum tanto à porção continental como à oceânica, cujos principais sistemas deposicionais transicionais são: Estuarino, Lagunar, Planície de Maré, Litoral e Delta.
Na figura seguinte são representados os ambientes deposicionais mais comuns.
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Leques Aluviais
São depósitos provindos das cadeias de montanhas ou regiões elevadas, transportados por corrente, em topografia íngreme, e depositados nos lugares onde a declividade diminui bruscamente. Forma corpos de geometria em forma de leque, côncavo em perfil longitudinal e convexo em perfil transversal.
De quatro maneiras pode se dar o transporte do material: fluxo de detritos; fluxo de lama; fluxo aquoso e deslizamento.
O fluxo de detritos ocorre em clima semi-árido, em fluxos de pequena duração e com elevada taxa de sedimentos. O material é mal selecionado, constituído por areias, seixos e até matacões, dispostos aleatoriamente ou então suborientados (quando o fluxo é mais fluido).
O fluxo de lama é semelhante ao anterior, mas com uma quantidade bem maior de material fino (>50%). Estes dois processos correspondem aos depósitos aluvionares tipo seco.
O fluxo aquoso ocorre em períodos de pluviosidade mais elevada ou fusão da neve. Os sedimentos são bem estratificados e mal selecionados, formado por matacões, seixos e areias com estratificação cruzada. É também denominado depósito aluvial do tipo aquoso.
Outra forma de transporte é por deslizamento de material da região montanhosa para a zona de interflúvio. Esse transporte inclui lama, areia, matacões, grandes blocos do embasamento, solo, vegetação, etc.
Genericamente podemos dividir um leque em ápice, fossa, canal do leque, lobos intermediários, interlobos, áreas intercanal e abas distais.
As principais facies de um leque aluvial são:
Facies Proximal - caracteriza-se por depósitos de granulação grosseira em um canal principal largo e profundo, por onde passam quase todos os sedimentos do leque.
Facies Intermediária - consiste de pequenos canais distributários mais rasos e mais estreitos, de rápida sedimentação e de padrão entrelaçado, que vão irradiando-se direção abaixo do canal principal.
Facies distal - não é bem preservada em regiões áridas e consiste de depósitos finamente granulados e não canalizados. Nesta facies ocorrem ainda as franjas, que são depósitos mais externos do leque aluvial, onde se interdigitam outros tipos de depósitos (fluvial, lacustre, eólico, etc.)
Os leques aluviais são mais reconhecidos por seu aspecto físico do que por suas características químicas ou biológicas.
Nilsen (1982) lista os principais indicadores de um leque aluvial :
1. Sedimentos depositados relativamente próximos à área-fonte.
2. Fluxo do fluido unidirecional.
3. Sedimentosdepositados por fluxo de alta energia.
4. Má seleção com grande variação no tamanho dos grãos.
5. Fraco arredondamento, refletindo curto transporte.
6. Mineralogicamente imaturo.
7. Rápida mudança de facies, tanto vertical como horizontal.
8. Rápido decréscimo da granulometria em direção as partes mais distais.
9. Sedimentos de cor vermelha, marrom ou laranja (cores de oxidação).
10. Pouca matéria orgânica.
11. Raros fósseis continentais.
12. As estruturas mais comuns são a estratificação cruzada de porte médio à grande e estratificação plano-paralela.
13. Geometria lenticular ou em forma de cunha.
14. Intercalação de depósitos por fluxo aquoso, fluxo de detrito e de lama.
15. Corpos canalizados com profundidade e largura variáveis e de pouca continuidade lateral.
16. Pobre a regularmente estratificados.
17. Os corpos podem variar lateralmente de composição, devido cada leque ser alimentado por uma montanha individualmente, que pode ser formada por rochas diferentes.
18. Geralmente estão associados à falhamentos.
19. Abundantes paleossolos e terraços.
20. Presença de caliche (películas de carbonato de cálcio produzidas pela evaporação da água).
21. Padrão radial das paleocorrentes na porção mais distal.
22. Depósitos de infiltração.
Neste caso o depósito é chamado de leque deltaico, ocorrendo tanto em um lago, laguna ou mar.
SISTEMA FLUVIAL
Abrange aqueles sedimentos depositados pelas atividades dos rios. Constituem uma porção significativa no registro geológico e é um dos ambientes sedimentares mais bem estudados.
Inicialmente precisamos conhecer os principais tipos de canais existentes nos rios: reto; meandrante, entrelaçado (braided) e anastomosado.
Os rios de canal reto são relativamente raros, possuem muito baixa sinuosidade em relação a sua largura. Seu leito é mais ou menos sinuoso, devido a presença de bancos de areia estáveis, dispostos alternadamente em cada margem.
Os rios de canal meandrantes apresentam perfil bastante sinuosos, com perfil transversal assimétrico, sendo profundo e abrupto na margem côncava e suavemente ascendente na parte convexa, formando barras de meandro.
Os rios de canal anastomosado caracterizam-se por canais largos, com várias ramificações e reentrâncias de seus cursos, com rápido transporte dos sedimentos e constante erosão dos seus bancos, devido as contínuas migrações laterais. Os rios entrelaçados também apresentam divisões com barras no rio que são emergentes apenas no período seco e apresentam baixa sinuosidade. São muito comuns no registro geológico, principalmente antes do Eodevoniano, devido a escassa vegetação. Sob o ponto de vista de geologia sedimentar, os rios meandrantes e entrelaçados são os mais importantes porque esses são tipos mais freqüentemente reconhecidos no registro geológico.
Os principais tipos de depósitos fluviais são: (I) depósitos de canais, (II) bancos e (III) depósitos da bacia de inundação.
Os depósitos de canais incluem os (1) depósitos residuais (lag deposits), as (2) barras em pontal, as (3) barras de canal e os (4) depósitos de canal abandonado.
1. Os depósitos residuais são em geral de granulação grosseira, com pequena espessura, acumulando-se, de maneira descontínua, nas partes mais profundas dos canais (lag deposits). Essas acumulações rapidamente são cobertas por sedimentos finamente granulados e assim preservados.
2. Barras em pontal (point bars) são as feições geomórficas mais evidentes dos rios de canal meandrante. Depositam-se na parte convexa dos meandros com espessura equivalente à profundidade do canal ocupado. Em geral exibem uma superfície topográfica consistindo de cristas arqueadas alternadas com depressões. Sua granulometria depende do material disponível, podendo ir desde areia grossa na base até argila no topo. A estrutura sedimentar mais característica é a estratificação cruzada acanalada de grande escala, que vai tornando-se menor em direção ao topo. Cada crista representa uma migração do canal durante a enchente.
3. Barras de canal são formadas por processos de deposição lateral e vertical associados com escavação e abandono do canal. São características dos rios de canais entrelaçados e se formam durante os períodos de cheia. Podem ser constituídas de material grosseiro (rios de montanha) ou finamente granulado (rios com descargas sazonais ou próximo às planícies deltaicas). Sua principal estrutura sedimentar é a estratificação cruzada acanalada de grande porte nas camadas mais grosseiras e laminação cavalgante e pequenas camadas onduladas com alguma laminação horizontal. Importante destacar que, comparativamente aos rios de canais meandrantes, os rios de canais entrelaçados apresentam um teor de argila bem menor devido as constantes mudanças do curso do rio, não dando tempo para a deposição dos finos.
4. Os depósitos de canal abandonado são formados quando o rio toma um atalho e abandona parte de um meandro, ou então muda bruscamente sua direção. O canal é lentamente abandonado transformando-se em lago e é preenchido por sedimentos até colmatar completamente. Durante os transbordamentos, ocorre o fluxo de sedimentos finos (silte/argila principalmente) e matéria orgânica. Os leitos síltico-argilosos são finamente laminados e freqüentemente contêm fragmentos de moluscos e restos de plantas. Um meandro pode ser abandonado gradualmente por atalho em corredeira (chute cutoff), quando o canal passa a ocupar antigos locais de sedimentação e o fluxo diminui paulatinamente, por atalho em colo (neck-cutoff), quando ocorre abertura de um novo canal entre dois meandros próximos ou ainda por avulsão de vários meandros concomitantemente.
Bancos. Sob esta designação estão incluídos os (2) diques marginais e os (2) depósitos de crevassa.
1. Os diques marginais são acumulações lineares de sedimento, situados ao longo da corrente e imediatamente adjacente ao canal. Esses sedimentos são espessos próximo ao canal e vão afinando em direção à bacia de inundação. São resultantes da súbita perda de competência pela corrente, quando extravasam o leito do rio. São bem desenvolvidos na parte côncava do rio, enquanto na porção convexa são inexpressivos ou ausentes. As estruturas sedimentares mais comumente presentes são estratificação cruzada de pequena ondulação, laminação cavalgante e leitos com laminação paralela e marcas de perfuradores. Geralmente um leito de areia de pequena espessura é recoberto por um leito argiloso também pouco espesso.
2. Depósitos de Crevassa. Durante as grandes enchentes, as águas podem romper os diques marginais e depositar "línguas" de sedimento, que vão adelgaçando-se em direção à planície de inundação. Sua espessura varia de alguns centímetros até poucos metros de espessura. Estratificação cruzada de pequena escala, laminação cavalgante, acamamento horizontal e estruturas de corte e preenchimento, são as principais estruturas sedimentares.
Fig. .Acima atalho por corredeira (chute cutoff), atalho em colo (neck cut-off) e avulsão e canais abandonados preenchidos por sedimentos.
Depósitos da Planície de Inundação (várzea). Situam-se nas áreas planas adjacentes ao rio e que são periodicamente cobertas nas épocas de enchente. A sedimentação nesse ambiente é principalmente silte e argila, transportados em suspensão por águas que fluem com velocidade bem inferiores às do canal. É comum se desenvolver vegetação e formar turfeiras (depósitos de acumulação de vegetais)
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Os sedimentos da planície de inundação são os mais finos de todo o sistema aluvial. Geralmente está presente argila laminada, intercalada com pequenos níveis de silte e areia muito fina. Algumas vezes pequenos canais com sedimentos síltico-arenosos podem estar presentes. Horizontes de solocom acamamento pertubado por raízes são freqüentes. Fragmentos orgânicos e estruturas mosqueadas são outras feições importantes. 
Devido a freqüente exposição podem estar presentes gretas de dissecação. Caso a planície de inundação seja uma área pantanosa cresce vegetação que quando soterrada forma turfa, e posteriormente, linhito, hulha (carvão mineral), e antracito.
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AMBIENTE EÓLICO (DESÉRTICO)
Os desertos ocorrem em cerca de 30% da Terra e, deste total, apenas 20% são desertos de areia. Nestas regiões a evaporação supera a precipitação. Embora a maioria dos desertos seja de clima quente e seco, existem desertos de clima frio, mas que não representam, ambientes importantes de deposição. Embora nesse ambiente o principal agente transportador seja o vento, ocorrem associados depósitos formados por cursos d'água temporários e pequenos lagos.
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Esses cursos temporários formam leque aluviais e depósitos de corrente chamados wadis (rios de deserto), contribuindo ainda para formação dos lagos de deserto (schoot) ou indiretamente, infiltrando-se para o lençol freático, formando as sabkhas interiores.
As regiões de desertos ocorrem onde a precipitação é menor do que a evaporação
Os depósitos mais conhecidos do ambiente desértico são as acumulações de areia transportadas pelos ventos, sendo classificados como (1) dunas e (2) interdunas. Fora da área da deposição de areia, correm depósitos de (3) Löess.
Dunas. Formam-se em resposta ao regime dos ventos existentes, podendo ser orientadas perpendicular (barcanas, parabólicas e dunas transversais), ou paralela à direção geral do ventos (longitudinal ou seif), ou ainda adquirir formas complexas (dômica ou estrela) quando os ventos são de direções variadas. 
A feição mais característica da duna é a presença de uma facies mais inclinada, situada a sotavento (face de deslizamento para onde vai o vento) e outra mais suave do lado barlavento (de onde vem o vento). Sempre que a inclinação de sotavento ultrapassa 34º de mergulho, ocorre um deslizamento, acarretando uma típica estratificação tabular ou tangencial. Sua altura depende da força do vento e do tamanho do grão. Importante destacar que, em condições normais, apenas as partículas inferiores a 0,5 mm são levadas em suspensão, as maiores por saltação, rolamento ou rastejamento, mas não deslocam partículas superiores a 5 mm.
Um outro tipo de duna são as costeiras, que se formam em zonas áridas ou úmidas, próximo à linha de costa. São em geral de granulometria mais fina e melhor selecionadas que as dunas interiores.
Interdunas. Uma característica comum aos depósitos de interduna (depressões entre as dunas), é sua estratificação relativamente plana (<10º), contrastando aos fortes mergulhos das dunas. Suas lâminas são bem desenvolvidas e de pouco milímetros de espessura.
Podem ser classificados como depósitos (1) secos, (2) úmidos e (3) evaporíticos. A interduna seca apresenta marcas onduladas, depósitos residuais, laminação gradada inversa e superfícies descontínuas e irregulares. Já os depósitos de interduna úmidos, normalmente contém pequenos lagos, silte orgânico e areia, estratificação convoluta, além de fósseis. Esses lagos são chamados Playas. A presença de lagos indica que o nível freático da água subterrânea é elevado como no caso da costa do Maranhão, na região dos lençóis maranhenses, onde há um campo de dunas com lagos nas interdunas. 
No caso de alta evaporação, em clima semi-árido, se formam depósitos evaporíticos que se caracterizam por uma complexa intercalação de areia, silte, argila, sais solúveis, sulfatos e carbonatos. 
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Glennie (1970) relaciona alguns dos principais indicadores para se reconhecer rochas do sistema desértico: 
1. Os estratos variam em espessura desde alguns centímetros até várias centenas de metros, com ângulos que variam desde horizontal até 34º (ângulo de repouso da areia).
2. Acamamento normalmente horizontal, mas ondulações ocasionalmente podem ser encontradas e freqüentemente estratificação cruzada de pequeno até mega-porte, mostrando constante ou múltipla variação.
3. Apresenta boa seleção dos grãos, principalmente nas granulometrias mais finas, e algumas lâminas apresentam granulometria bimodal (basicamente dois tamanhos de grão intercalados).
4. A granulometria varia desde silte até areia grossa; os grãos grandes de areia tendem a ser arredondados, 
5. Grãos de quartzo não cimentados apresentam uma superfície fosca. 
6. Silte e argila geralmente ausentes ou em quantidades inferiores a 5%.
7. Os sedimentos são em geral maturos à submaturos e nas dunas supermaturos.
8. Filmes de argila são raros e, quando presentes, apresentam evidências de terem sido depositados por meio aquoso (interdunas).
9. Os grãos de quartzo em profundidade rasas, são comumente friáveis ou levemente cimentados por hematita
10. Mica geralmente ausente.
O vento transporta areia e material mais fino, silte e argila. Os depósitos de areia constituem as dunas e os depósitos de silte e argila formam os depósitos de löess a grandes distâncias dos depósitos de areia. As dunas formadas são denominadas barcana, parabólica, transversal, estrela e longitudinal ou seif em função da intensidade e direções do vento, e quantidade de areia. Quando se acumula muita areia o nível freático se eleva. Caso haja uma fase de vento muito intensa com destruição das dunas, a erosão remove a areia até a altura do nível freático, deixando um superfície plana, onde posteriormente se acumula outro sistema de dunas. Na figura abaixo são visíveis várias superfícies planas.
 
 
Depósitos de Löess. Estes são depósitos de silte que se depositaram longe das áreas arenosas dos desertos. Estes depósitos não mostram camadas visíveis, isto é, mostram aspecto maciço, pois são depósitos de suspensão de material muito homogêneo, e quando são erodidos tendem a formar escarpas verticais. O löess pode ser originado em desertos ou também do retrabalhamento pelo vento de depósitos de rios proglaciais e periglaciais. O löess forma solos muito férteis pois apresenta uma composição mineralógica e química muito diversificada. Na América do Norte há acumulações de löess relacionadas à glaciação quaternária e na China os depósitos de löess resultam de desertos da Ásia Central.
LACUSTRE
Os lagos apresentam-se com as mais diversas formas, profundidades e tamanhos, espalhados pelo interior dos continentes. A maioria são de água-dôce, embora existam lagos de água salgada sem que isto tenha qualquer conotação marinha. Os lagos com mais de 5% (50.000 ppm) de sólidos dissolvidos são classificados como lagos salgados.
São classificados com base no clima da região que, por sua vez, influencia o tipo de sedimentação. Dividem-se em lagos clásticos e químicos.
Lagos clásticos (ideal) caracterizam-se por uma sedimentação concêntrica, com os sedimentos finos depositados no centro, aumentando de granulometria em direção aos bordos. Este zoneamento visto na figura acima reflete a distribuição da energia hidráulica, embora na natureza não seja tão simples.
Lagos químicos. A composição química do lago depende principalmente do material dissolvido e em suspensão que é lá introduzido. Ocorrem estes tipos de lago em regiões de alta evaporação que acaba concentrando sais solúveis que chegam a precipitar. Os minerais mais característicos são a Trona (Carbonato de Sódio), Gipsita/Anidrita (Sulfato de Cálcio), Halita (Cloreto de Sódio) e Bórax (Borato de Sódio).
As principais características do depósitos lacustres são:
1. Não são comuns em planícies costeiras, devido a ausência de relevo para formar uma bacia onde o lago possa de desenvolver.
2. Sua forma grosseiramente circular em planta e lenticular em seção transversal é característica.
3. Em geralsão depósitos pequenos com espessura menor que 200m.
4. Seu padrão textural é deposição de finos em direção ao centro da bacia e um perfil vertical tipo granocrescente ascendente.
5. Sua litologia é bastante variada e a presença de precipitados químicos auxilia sua interpretação.
6. As estruturas sedimentares típicas são os ritmitos, pequenas ondas e estratificação cruzada ondulada, além de gretas de contração próximo as margens.
7. A associação fóssil é um bom indicador, mas deve ser levada em consideração a salinidade para se verificar o tipo de fauna e flora presente.
8. Podem estar associados a qualquer outro sistema deposicional, entretanto são mais comuns junto à facies fluvial e periglacial.
 
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GLACIAL
Predomina a atividade pelo gelo e o intemperismo químico e biológico é muito reduzido em relação ao físico. Interessante que a acumulação de gelo ocorre não somente devido a baixa temperatura, mas também devido a taxa de precipitação de neve ser maior que a de evaporação, sublimação e fusão do gelo (ablação).
As geleiras são classificadas de acordo com a sua morfologia. A primeira é o circo glacial, o qual é limitado em sua extensão pela feição geomórfica que confina a geleira. Geleiras de vale, também chamada de montanha ou alpina, são restritas aos vales rochosos com extensão muito superior a sua largura e, normalmente, fluem vale abaixo. A coalescência de várias geleiras de vale, produzem as geleiras de base de elevação (piedmont), semelhante ao que se observa nos leques aluviais.
Daremos destaque ao estudo de como essas geleiras erodem, seu modo de transporte e deposição e a natureza dos materiais que acumulam resultantes desse processo.
O processo básico na erosão glacial consiste na fricção das massas de gelo contendo detritos com as rochas subjacentes. Além disso o processo de fusão e recongelamento de água nas fraturas, funcionam como verdadeiras cunhas para quebrar os blocos de rocha expostos.
Próximo ou na superfície as geleiras mostram-se bastante quebradiças com grandes gretas. Já na base a geleira tem um comportamento mais plástico, principalmente próximo ao contato com o material subjacente, onde a pressão criada pelo peso da geleira, dissolve o gelo formando uma delgada película de escorregamento. A velocidade de deslocamento é, em média, pouco mais de 100 m/ano e depende da sua espessura, do ângulo de caimento, conteúdo de água e temperatura.
	
Os sedimentos transportados pelas geleiras, são geralmente concentrados na sua base ou margem ou em sua porção mais superior quando ocorre ablação ou fusão na geleira. Algumas partículas são levadas em suspensão pelas geleiras.
Os corpos de sedimentos acumulados no fundo e nas margens das grandes geleiras são denominados morenas. De acordo com a posição que ocupam na geleira são denominadas morenas laterais, basais, frontais, mediais etc.
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Figura. Tilito é uma rocha de origem glacial composta de seixos, grânulos e areia de variada composição petrográfica imersos em uma matriz síltico-argilosa. 
Os tilitos contém alguns seixos estriados, polidos e ou facetados. A presença de seixos estriados é indicativo de ambiente glacial. Podem ocorrer também superfícies de rochas estriadas denominadas de pavimentos estriados que evidenciam uma glaciação.
Durante o movimento da geleira, não só as paredes e o assoalho do vale sofrem atrito, mas também os fragmentos carregados pela geleira atritam-se mutuamente, produzindo também seixos estriados, polidos e facetados, diferente dos seixos fluviais que ficam apenas arredondados. As superfícies do terreno com estrias recebem o nome de pavimentos estriados. Muitos seixos apresentam uma forma característica de ferro de engomar, sendo uma extremidade do seixo pontuda e arredondada e a outra extremidade mais larga, que termina abruptamente através de fraturas.
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Bloco errático carregado pelo gelo por mais de uma centena de quilômetros, constituído de conglomerado do Pré-Cambriano (embasamento), depositado sobre a Fm. Cabeças, no interior da Bacia do Parnaíba, no Estado do Piauí.
Exemplo de pavimento estriado Devoniano na Fm. Cabeças da Bacia do Parnaíba
Distinguem-se quatro principais áreas de deposição glacial. A primeira na interface gelo/substrato (sub-glacial); a segunda dentro de canais no gelo (englacial); a terceira refere-se ao material de rios sobre a superfície da geleira (supraglacial) e a quarta é a sedimentação ocorrente na frente da geleira e dominada por fusão e deposição do material (proglacial).
O tipo de depósito é conseqüência da sua posição na geleira. Assim as áreas subglacial e supraglacial dão depósitos não estratificados, enquanto as áreas englacial e proglacial dão depósitos estratificados. Nos depósitos subglaciais a pseudoestratificação é devida ao cisalhamento entre geleira e sedimento.
Os depósitos não estratificados, também denominados depósitos basais, matacões de argila, ou till, são sedimentos mal selecionados e não estratificados, compostos por grânulos, seixos e matacões em uma matriz de areia, silte e argila. Vários seixos são arredondados à subarredondados, enquanto outros mostram-se facetados, estriados ou polidos. O quartzo da matriz é angular a subangular e a fração silte é formada por farinha de rocha. Outras características são: textura mostrando orientação do eixo maior das partículas; empacotamento fechado com pouca porosidade e alta densidade devido a sobrecarga do gelo; litologia diversificada; estruturas cisalhadas e dobradas devido ao movimento da geleira.
Os depósitos glaciais não estratificados representam uma deposição diretamente da massa de gelo com pouco ou nenhum envolvimento de fluido.
Os Depósitos Estratificados, também chamados depósitos de ablação ou de contato do gelo, resultam da fusão da geleira. Sua seleção é melhor que a dos anteriores, principalmente se o conteúdo de silte e argila for baixo. A estratificação representa depósitos englaciais (dentro), supraglaciais (em cima) e subglaciais (em baixo) da massa de gelo que foram depositadas durante a rápida fusão do gelo. A água de fusão desempenha um importante papel na deposição de depósitos estratificados.
Os principais tipos de depósitos estratificados são os kames, terraços de kame, eskers e drumlins. 
Kames são acumulações locais em forma de meia calota de areia e seixos estratificados. Se formam semelhante as crevassas quando ocorre aberturas ou fendas na massa de gelo devido a fusão. Os terraços de kame formados por sedimentos semelhantes desenvolvem-se lateralmente as margens das geleiras devido as correntes. Eskers são depósitos mais ou menos longos e extensos, curvilíneos, semelhantes a uma parede, deixados após a fusão da geleira. Possivelmente o material sedimentar foi depositado em túneis no gelo e com a fusão do gelo restam tais corpos alongados. É um grupo de pequenas elevações de sedimento agrupados, paralelos a direção de movimento da geleira. Drumlins são feições de colinas ovóides ou elípticas, mais rombudas para a montante das geleiras e mais alongadas para jusante. São tilitos basais ricos em argila. 
As principais características do sistema glacial são:
( Os depósitos são tipicamente tabulares para as grandes massas de gelo e lineares para as geleiras de vale.
( As dimensões dos depósitos de geleiras de vale são bem menores do que aqueles produzidos por massas de gelo. 
( Composição heterogênea, refletindo a composição variada do material subjacente.
( Má seleção dos sedimentos, com granulometria bastante variada.
( As estruturas glaciolacustres mais características são os varves dos depósitos de lagos periglaciais e a presença de "seixos pingados". Varve é um conjunto formado por uma camada de argila cinza escura e outra camada de silte-areia fina cinza clara depositado durante um ano.
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As camadas glaciomarinhas também podem conter seixos pingados de icebergsque derretem e deixam sua carga se espalhar por grandes distâncias. Os varves e seixos pingados em ambiente lacustre evidenciam um intervalo de tempo com glaciação do Devoniano da Bacia do Parnaíba.
LITORAL
DELTAS
Deltas representam sítios importantes de deposição transicional, onde um curso fluvial deposita sua carga detrítica em um corpo d’água lacustre ou marinho.
São acumulações de sedimentos feitas na confluência de um rio com grandes corpos d'água tranqüilas. Seu nome deriva da semelhança da planície aluvial do Rio Nilo com a letra Grega Delta.
O fator primordial para a formação de um delta é o balanço entre a quantidade de sedimento que está sendo depositado e a energia de fluxo do local de acumulação. Se existir maior suprimento de sedimento do que a capacidade de remoção e dispersão pelas marés, ondas ou correntes litorâneas, um delta se formará.
Os deltas compõem-se de três partes: a Planície Deltaica, Frente deltaica e o Prodelta.
A planície deltaica é formada pelos canais distributários, contendo diques marginais, barras em pontal, crevassas, etc, (semelhantes aos do sistema fluvial meandrante) e depósitos interdistributários (pântanos de água doce ou lagoas).
Os canais distributários servem como caminho natural para a descarga dos sedimentos na bacia e constantemente mudam de posição, propiciando o acúmulo de sedimentos em amplas áreas. A região interdistributária é formada por áreas baixas, quase desprovidas de relevo, de lenta acumulação de sedimento, onde os depósitos são produtos de tempestades ou do transbordamento dos canais distributários.
Três tipos de fluxo podem resultar na desembocadura do rio: hipopicnal, homopicnal e hiperpicnal, conforme a densidade do fluxo fluvial seja menor, igual ou maior que a da água da bacia. O fluxo hipopicnal constitui o caso mais comum, onde fluxos carregados de suspensão sobrenadam o meio marinho, de maior densidade. No fluxo homopicnal, densidades iguais resultam quando do deságüe de um rio em um meio lacustre de água doce. No fluxo hiperpicnal, correntes túrbidas densas fornecidas pelo rio originam turbiditos depositados em um meio lacustre. Na figura abaixo, exemplos de fluxos hiperpicnal e hipopicnal.
No fluxo homopicnal a água do rio fica misturando com a água de um lago ou mar, sem flutuar ou e sem mover pelo fundo.
Frente deltaica é a porção situada na zona submaré rasa. Tipicamente esta zona possui poucos quilômetros de extensão e uma profundidade inferior a 10 m. Caracteriza-se por sedimentos de tamanho areia que vão diminuindo em direção ao mar, onde alguma lama se mistura com a areia fina. Esta zona é dominada por processos marinhos tais como ondas e correntes costeiras e influenciadas por marés. 
 Prodelta é a mais predominante e homogênea porção do delta. Representa o grosso dos sedimentos deltaicos e é dominado por silte e principalmente argila. Os sedimentos do prodelta vão diminuindo de granulometria em direção ao oceano, embora alguns apresentem delgadas camadas de areia intercalada nas lamas, trazidas da frente deltaica por tempestades ou desmoronamentos.
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Classificação dos Deltas:
A mais tradicional é a proposta por Galloway (1975). Segundo este autor três processos básicos determinam a geometria e distribuição do delta: suprimento de sedimento (fluvial); fluxo de energia das ondas e fluxo de energia das marés. Os membro finais - fluvial, onda e maré - formam os vértices de um triângulo no qual deltas antigos e modernos podem ser classificados.
Nos deltas dominados por rio a razão e volume do sedimento depositado excede a capacidade de retrabalhamento pelo oceano. Dependendo da predominância do processo fluvial, sua geometria variará de altamente elongado e digitado até arredondado ou lobado.
Nos deltas dominados por onda, muito da carga inicialmente depositadas como barras de desembocadura são retrabalhadas por ondas e redistribuídas ao longo da costa pelas correntes litorâneas. A geometria da planície deltaica é arqueada até cuspada.
Nos deltas dominados por maré, forma-se um estuário; a carga de sedimento é retrabalhada e mobilizada pelas marés em uma série de barras alongadas que se estende do canal até a frente deltaica.
Galloway & Hobday (1983) dão uma síntese das características de cada um desses tipos de delta.
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 Outra classificação de deltas: altamente construtivos e altamente destrutivos
 Dominado por Rio:
 Geometria - Alongado a Lobado.
 Composição - Lamoso até Misto.
 Facies - Barras de desembocadura; lençóis de areia de frente deltaica; canais distributários preenchidos por areia. 
 Orientação - Altamente variável, em geral paralelo ao mergulho deposicional. 
 Tipo de Canal- Carga suspensa até carga fina mista.
 Dominado por Onda
 Geometria - Arqueada.
 Composição - Arenoso.
 Facies - Barreiras costeiras arenosas; areias de canal distributário.
 Orientação - Dominantemente paralela à direção de deposição; secundariamente segundo o sentido de mergulho. 
 Tipo de Canal- Carga mista até carga de fundo.
 Dominado por Maré
 Geometria - Estuarina à irregular.
 Composição - Lamosa até arenosa.
 Facies - Cristas de maré de areia; distributários estuarinos com canais preenchidos por areia.
 Orientação - Paralela ao mergulho deposicional a não ser que inclinado pela geometria local da bacia.
 Tipo de canal - Variável; geometria modificada pelas marés.
Evolução de um delta dominado por rio (altamente construtivo)
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Fig Exemplo de um sistema fluvial que passa para um sistema deltaico
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ESTUÁRIO/LAGUNAR 
Tipo de foz de rio em que o curso de água se abre mais ou menos largamente para o mar como uma baia. Estuário é sujeito ao aporte de água doce e influências regulares das marés astronômicas. Ao contrário, a laguna é uma baía costeira que não recebe significativo influxo de água-dôce e tem restrita circulação com o mar aberto.
O estuário é um local onde interagem uma variedade de processos, tais como influxo da água-dôce, salgada, marés e ventos. As marés conjuntamente às descargas dos rios, são os mais importantes processos ocorrentes nos estuários. As correntes das marés são diretamente relacionadas à sua variação, mas também dependem da geometria do estuário. Estuários bem abertos com muitas desembocaduras, não são tão influenciados pelas marés como os de forma mais restrita.
A origem dos sedimentos estuarinos está associada aos influxos das correntes fluviais e aos próprios sedimentos trazidos pelo oceano. Outras fontes são os detritos biogênicos e péletes, além do material erodido das margens.
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Nas lagunas, o súbito decréscimo da corrente no corredor (inlet) por sobre a barra, seja em direção ao continente ou ao mar, causa a deposição de sedimento. Esses sedimentos são denominados deltas de maré. Os deltas no sentido do continente são denominados deltas de inundação (flood delta) e no sentido contrário são chamados deltas de vazante (ebb delta)(Veja a figura de Reison, 1979. 
Deltas de maré ocorrem como estreitos corpos de areia alongados segundo a direção de corrente dominante. São denominados delta devido a sua geometria e modo de formação semelhante aos deltas dominados por rios.
Os deltas de inundação são em geral bem desenvolvidos e formados pela ação das marés por trás da barreira. Possuem forma de ferradura e contém uma ampla rampa rasa de baixo-relevo, com canais de inundaçãobifurcados próximo a área central. Os canais vazantes são comumente profundos e são desviados em torno do escudo vazante no limite do delta.
Os deltas de vazante, por se formarem do lado oceânico, estão sujeitos aos ataques das ondas. Contudo quando há predominância da maré, os deltas de vazante formam grandes corpos de areia. Consistem de um amplo e profundo canal principal margeado por canais laterais de inundação, relativamente rasos. Esses canais são separados por barras alongadas de canais marginais.
Os deltas de maré contém um complexo sistema de formas de leito nos corpos de areia intermaré e nos canais profundos. Variam amplamente no tamanho e configuração espacial, dependendo da força e direção do fluxo, desde ondulações lineares até camadas planas de regime de fluxo superior. Sua orientação reflete o fluxo dominante em um determinado local do corpo de areia. 
 
Figura. Lagoa (lagoon), restinga (barrier beach complex) e deltas produzidos pelas correntes de maré. Delta de inundação (Flood delta) e delta de vazante (Ebb delta)
Lagunas costeiras são sistemas rasos e de baixa energia, onde as ondas são pequenas e as correntes não são fortes, exceto adjacente à barra. Sua salinidade pode variar de polihalina (mudanças sazonais desde salobra até hipersalina) até hipersalina (concentração acima da marinha normal).
O baixo nível de processos físicos operantes na laguna costeira sugere que pouca quantidade de sedimento detrítico alcança a laguna em condições normais. Entretanto furacões e tufões podem apresentar exceções. As condições calmas, rasas e hipersalinas das lagunas conduzem-na a precipitação química. A taxa de acumulação de sedimentos é baixa. A porção não-química dos sedimentos lagunares é constituída principalmente por fragmentos biogênicos (material esqueletal e péletes) e partículas terrígenas (areia). Os detritos terrígenos são distribuídos aleatoriamente dentro da laguna. São restritos as áreas adjacentes a barreira situada entre a laguna e o mar.
Existem três mecanismos de transporte de sedimento para a laguna. O primeiro são corpos arenosos de delta de maré associados à barras. Os outros dois são relacionados quanto a origem e distribuição. Muito sedimento é soprado das praias e dunas existente nas barreiras para as lamas das lagunas, produzindo inversão textural nos sedimentos. O transbordamento de sedimentos da barra durante as tempestades, é também um importante mecanismo de transporte de sedimentos terrígenos para as lagunas.
Os sedimentos químicos das lagunas são algo semelhantes aos lagos de "playa". A ausência de um contínuo influxo de sedimentos terrígenos junto com extrema salinidade, são favoráveis a precipitação de minerais evaporíticos. Muitos sedimentos químicos são precipitados da lama carbonática ou de minerais evaporíticos tais como gipsita (salinidade acima de 200 per mil) e algumas vezes halita em porções mais restritas. Em condições de evaporação excessiva, salmouras mais densas vão para o fundo e são estratificadas de acordo com a densidade.
 
PLANÍCIE DE MARÉ
A maré é nada mais que um ciclo no qual durante 6 horas a água sobe e até atingir o seu ápice (maré alta), e depois ela começa a baixar no mesmo interval de tempo (maré baixa). A diferença entre a altura da maré baixa e da maré alta é chamada amplitude da maré. O movimento de ida e vinda da água é chamado de fluxo da maré; quando a água se move em direção a costa chama-se fluxo de enchente e quando a água se desloca para o mar é o fluxo vazante.
Além da função de elevar ou abaixar o nível de ataque das ondas contra a terra, as marés geram fortes correntes que se desenvolvem, mais rápidas, em canais que cortam a planície. Quando a maré penetra pela foz de um grande rio, ela draga o leito como qualquer onda, aumentando a declividade na frente da corrente de maré. As correntes de maré são capazes de realizar extensa erosão e transporte de sedimentos.
As planícies de maré se desenvolvem ao longo das costas com suave inclinação, composto de ampla planície baixa e protegida, ocorrendo entre a preamar e a baixa-mar, onde suficientes sedimentos estão disponíveis e a ação de ondas não é forte. Areia e lama são transportadas pela ação combinada de corrente de maré e correntes marinhas litorâneas. Isto pode ocorrer em estuários, lagunas, baías, atrás de restingas ou outras barras de areia. Podem ocorrer também em mar aberto, especialmente onde a ação das ondas é pouco ativa (p.e. costa do Amapá). A amplitude das marés varia em geral de 2 a 3m, mas em determinadas áreas podem alcançar 10 a 15 m. Já a largura da planície de maré (a área exposta na maré baixa) pode variar de 1 até mais de 15 km. 
Os depósitos de maré dividem-se em supramaré, intermaré e inframaré. 
Supramaré é a zona situada acima da linha média de maré alta. Sua sedimentação ocorre durante as marés de tempestade (tormentas), quando o nível do mar torna-se suficientemente alto para jogar água sobre os pântanos salgados situados acima da linha de preamar. A zona de supramaré é coberta por vegetação halofítica (que aceita sal na água) que retêm os sedimentos. Camadas arenosas e argilosas depositadas durante as tormentas podem ser distribuídas por vários quilômetros. Camadas de conchas trazidas pelas ondas de tempestades são encontradas intercaladas com sedimentos de pântano salino. Em zona de clima seco, gipsita e halita podem ser encontradas. O acamamento é irregular, sendo destruído por troncos, raízes e organismos escavadores. O sedimento dominante é a argila misturada com grama e pode ocorrer turfa nos mangues.
Intermaré é a zona compreendida entre a média das marés altas e a média das marés baixas. Constitui a parte principal da planície de maré, porém não é uma superfície muito plana pois costuma ser retalhada por um número variável de canais ramificados semelhantes a rios meandrantes. Pode ser dividida em planície de lama (localizadas próximo à linha de preamar; planície de areia ( próximo à linha de baixa-mar) e planícies mistas (transição entre planícies de lama e de areia). A razão de sedimentação é relativamente baixa e por isso os sedimentos são mais ou menos fortemente bioturbados. A maioria dos organismos consiste de moluscos marinhos e vermes.
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	As planícies de areia apresentam estratificação cruzada de pequeno porte (por corrente ou onda) e menos comumente areias laminadas, acamamentos ondulados e estrutura tipo "flaser". A presença de laminação ondulada cavalgante é restrita à foz dos pequenos canais.
Nas planícies mistas os tipos mais comuns de estratificação são o "flaser" e "drapes", com camadas de areia e lama interlaminadas, delgadas ou espessas. Esse acamamento é bem desenvolvido nas barras em pontal dos canais.
A areia é rara nas planícies de lama, mas pode ocorrer como delgadas bolsas e intercalações dentro das camadas de lama e é fortemente bioturbada. O modo de deposição é predominantemente por suspensão.
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Durante as tempestades a superfície é erodida e produzida marcas onduladas truncadas e de grande comprimento de onda. Em tempo normal são produzidas abundantes marcas de corrente e o fluxo-refluxo das ondas produzem bolas de argila.
Inframaré é a porção inferior da planície de maré que não chega a expor-se na baixa-mar.
As principais feições morfológicas são canais e barras de areia, predominando areia grossa até areia muito fina. Nos canais as formas de leito são caracterizadas por dunas e marcas onduladas de pequena escala. O fluxo e refluxo das marés resultam em direções bipolares que produzem estratificação cruzada tipo espinha de peixe. A bioturbação é relativamente reduzida. As barras apresentam-se com areia média à fina e estratificação cruzada de pequeno porte. Nos canais ocorrem acamamento lenticular e "flaser" com abundantes interlaminações de areia e lama.
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O conteúdo de lama aumenta nas cabeceiras dos canaise os estratos cruzados são freqüentemente mais argilosos e menos bioturbados do que os de zona intermaré. A intercalação de leitos arenosos e lamosos é devido a alternação das correntes.
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LITORAL
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PLATAFORMA CONTINENTAL
As margens continentais atuais incluem extensiva e relativamente rasas plataformas continentais, as quais se estendem da costa até o talude continental. Em geral estendem-se até a profundidade de 200 metros e podem alcançar centenas de quilômetros de largura. 
Neste item agrupamos as características genéricas tanto das plataformas terrígenas como das plataformas carbonáticas. Quando se fizer necessário, trataremos individualmente cada tipo.
As plataformas quanto a sua natureza foram divididas por Swift (1976) em Plataforma Autóctona e Plataforma Alóctona. Na primeira o sedimento já se encontra na plataforma e é retrabalhado e redistribuído para se equilibrar com as condições existentes. Na segunda, seus sedimentos derivam de outros ambientes adjacentes, tipicamente via rios.
Essa distinção junto ao processo dominante, permite categorizar a sedimentação da plataforma em: Plataformas Dominadas por Tempestades e Plataformas Dominadas por Maré.
Plataformas Dominadas por Tempestades . Boa parte das plataformas são pouco afetadas pelos efeitos das marés. Essas correntes em geral possuem velocidade inferior a 25 cm/s. Assim, em condições normais as ondas não alcançam o fundo atingindo apenas as porções mais rasas. O resultado é que, só durante as grandes tempestades é que os sedimentos são movimentados.
Plataformas Dominadas por Marés. Muitas plataformas adjacentes à costa apresentam altos níveis de marés, acarretando correntes com velocidade variando de 50 até 100 cm/s. Tais condições permitem considerável transporte de sedimentos durante grandes períodos de tempo e em ciclos regulares. 
Grande quantidade de sedimentos são transportados e depositados por corrente nessas plataformas e são significativas no registro geológico para interpretação dos depósitos de plataforma. A natureza das correntes em duas direções opostas, produzem corpos sedimentares alongados e paralelos as correntes de maré. Algumas feições podem ser perpendiculares à direção de transporte, e a desigualdade das correntes durante a baixa-mar, pode causar a migração dos corpos sedimentares e das formas de fundo.
Plataformas continentais (terrígena ou carbonática) são relativamente fáceis de serem reconhecidas no registro geológico. Em geral encontram-se em margens estáveis das placas e tendem a ser ausentes ou muito limitadas nas zonas de placas convergentes. 
Nas plataformas carbonáticas não pode haver significativo influxo de terrígenos e, consequentemente, um ambiente tectônico estável com pouco relevo facilita seu desenvolvimento. Nas costas do Pará e Amapá, antes do Mioceno existia uma plataforma carbonática. Com a formação das Montanhas dos Andes, houve o bloqueio da drenagem da América do Sul para o Oceano Pacífico. Toda a drenagem dirigiu-se para o Oceano Atlântico, carregando grande quantidade de sedimentos para a plataforma continental. Isto destruiu o ecosistema carbonático, pois os clásticos em excesso prejudicam grande parte dos corais e outros organismos. Perdemos assim nosso Caribe! Os corais e muitos outros organismos filtram a água e retém o plâncton, por esse motivo precisam de água extremamente limpa. 
As seqüências sedimentares são tabulares com pouca variação e bastante preservadas no registro geológico. Sua extensão pode alcançar milhares de quilômetros quadrados com espessura de centenas de metros. Mostram padrão característico de granodecrescência ascendente nas seqüências transgressivas e granocrescência ascendente nas seqüência progradacionais.
A composição dessas plataformas é essencialmente terrígena, com predomínio de argila, ou carbonática. No primeiro caso, é dominada por quartzo e argilominerais com quantidades secundárias de fragmentos de rocha e feldspato. Nas plataformas carbonáticas predomina calcita, dolomita e aragonita, além dos fragmentos biogênicos, oólitos e péletes.
A estrutura sedimentar mais característica é a estratificação cruzada do tipo "hummocky" que ocorre dentro da zona de base das ondas de tempestades. 
 
 Figura. Estruturas “hummocky” produzidas durante tempestades. 
Neste caso as tempestades removeram areias do litoral, colocando-as em suspensão até depositá-las em áreas afastadas, onde normalmente se depositaria apenas argila. Existe ainda um sentido previsível de abundantes estruturas de bioturbação e estruturas geradas por correntes e ondas tais como, camadas planas e estratificação cruzada ondulada. 
Bioturbação e a abundância de lama, refletem deposição em águas profundas, quando comparadas as estruturas físicas e abundância do material areia.
Nas plataformas carbonáticas o conteúdo fóssil é muito mais abundante e diversificado do que nas plataformas terrígenas. 
TALUDE/ELEVAÇÃOCONTINENTAL (SOPÉ CONTINENTAL) 
Os taludes atuais iniciam-se na quebra das plataformas, em profundidade de lâmina d'água variando de 45 até 300 m, com ângulo de mergulho variando de 1 à 3º, podendo atingir até 10º. Sua geometria varia de acordo com o ambiente tectônico, história progradacional e modificações erosionais. A porção superior do talude é tipicamente uma área de remobilização de areia e passagem de sedimento com erosão e preenchimento de canais. Nas margens continentais passivas a cunha sedimentar do talude superior é separado das espessas acumulações do talude inferior e da elevação continental por uma estreita zona de afinamento sobre o alto do embasamento.
Os processos que se desenvolvem no talude são dominantemente gravitacionais e associados à fluxos de densidade. Esses fluxos originam-se do deslocamento de sedimentos (correntes de densidade de sedimento) ou da diferença de temperatura e salinidade do fluido. 
Os principais processos são: queda livre de blocos; deslizamentos/desmoronamento; fluxos de massa e correntes de turbidez.
Queda livre é representada no registro geológico pelos olistolitos que são grandes blocos extrabasinais formados em plataformas estreitas, tectonicamente ativas.
Corrida de uma corrente de turbidez que origina os depósitos de turbiditos.
Figura . Estrutura típica de um depósito de uma corrida de turbidito.
Deslizamento/desmoronamento subaquosos envolve tração e rotação ao longo de um plano de escorregamento (p.e. plano de acamamento). Basculamento inverso é característico das massas deslizantes semiconsolidadas e uma série de pequenas falhas imbricadas podem ser preservadas. A diferença entre deslizamento e desmoronamento reside que no primeiro a massa está consolidada e mantém sua forma, enquanto no segundo ocorrem uma variedade de deformações internas, embora mantenham alguma coerência.
Fluxos de massa. São fluxos laminar viscosos de uma mistura água-sedimento, no qual grandes clastos são suportados pela força de suspensão das argilas em suspensão e pela força dispersiva dos grandes clastos. A densidade da suspensão argila-água determina a competência do fluxo. Os depósitos resultantes são geologicamente denominados de fluxo de detritos.
Correntes de turbidez. Resultam do excesso de densidade na água do mar, imposto pela massa de sedimentos suspensos. As correntes de turbidez são inicialmente canalizadas, mas podem se espalhar em direção ao sopé do talude. A fração grosseira concentra-se nas cabeceiras da corrente de densidade, onde a erosão pode ocorrer simultaneamente com a deposição de corpos de fluxo mais diluídos. Rápida deposição pode ocorrer na parte mais proximal devido ao súbito decréscimo da turbulência, ou na porção mais distal devido a redução no gradiente. O depósito resultante denomina-se turbidito.
Uma dasprincipais características registradas nos sedimentos submetidos à uma corrente de turbidez é o modelo de facies proposto por Bouma (1962). Cada ciclo desta seqüência abrange uma sucessão de termos litológicos que refletem, em conjunto, a perda gradacional de velocidade da corrente. Na base encontramos material arenoso grosseiro, com acamamento gradacional mais ou menos distinto, seguido de arenito com estratificação plano-paralela. Sobreposto pode ocorrer arenito fino até silte com laminação cruzada originária de marcas onduladas e eventuais estruturas convolutas. Acima, pelito com laminação horizontal bem distinta e em contato brusco a camada subjacente e, finalmente, em contato gradacional, sedimentos argilosos de fundo oceânico.
Turbiditos são os depósitos resultantes das correntes de turbidez e têm uma importância econômica muito grande para a prospecção de petróleo.
FUNDO OCEÂNICO 
 
Define-se como fundo oceânico o ambiente em profundidades médias em torno de 4 a 5 km, alcançando um máximo de pouco mais de 11 km na fossa das Marianas.
Entre as principais características do ambiente de fundo oceânico, podemos destacar sua extensiva forma tabular, sua enorme extensão deposicional, contudo no registro geológico são pouco preservados devido ao consumo desses sedimentos nas zonas de subducção das placas oceânicas.
Partículas terrígenas, de granulação fina, e precipitados bioquimicamente, em suspensão na água, assentam lentamente até o fundo do mar. Esses sedimentos, de oceano aberto, são caracterizados por ocorrerem a grandes distâncias das margens continentais, tamanho fino de partícula e modo lento de deposição.
Os sedimentos de fundo oceânico são classificados como pelágicos, hemipelágicos e terrígenos. Sedimentos pelágicos são provenientes da lâmina d'água sobrejacente a áreas profundas e depositados partícula por partícula, sem atividade de correntes. Compõem-se de fragmentos esqueletais, sendo denominados vasa ou vasa pelágica seguido do tipo de organismo constitutivo (p.e. vasa de globigerinas, vasa de radiolários, etc.). Podem ainda ser constituídos por minerais química ou bioquimicamente precipitados (p.e. nódulos de manganês), ou por argilominerais autigênicos, cinzas vulcânicas e esférulas cósmicas. 
Sedimentos mais grosseiros trazidos e depositados por correntes oceânicas são denominados terrígenos (p.e. lama verde, vermelha ou preta). Os depositados com auxílio da gravidade são agrupados em depósitos gravitacionais, os quais incluem desmoronamentos, escorregamentos, turbiditos, etc. Os sedimentos depositados por icebergs são denominados de sedimentos glaciais. 
Os sedimentos que apresentam características terrígenas e pelágicas, são denominados hemipelágicos.
As argilas vermelhas acastanhadas e acinzentadas se acumulam a uma taxa muito baixa, cerca de 1 mm a cada 1000 anos. Uma fração pequena, de cerca de 10 % pode ter sido trazida pelo vento ao oceano aberto. Ventos do deserto do Saara, por exemplo, levam muito silte, poeira e areia fina para o Oceano Atlântico. Cinzas vulcânicas podem ser também depositadas no oceano bem como poeira meteórica do espaço sideral. 
Vasas. As vasas podem ser calcárias e silicosas. Dentro dos sedimentos pelágicos, as partículas mais abundantes precipitadas bioquimicamente são as conchas de foraminíferos, que são minúsculos animais unicelulares que flutuam nas águas superficiais do mar. Suas conchas de carbonato de cálcio caem ao fundo do mar, após a morte de seus ocupantes. Ali elas se acumulam como vasas calcárias de foraminíferos que são sedimentos sílticos ou arenosos contendo elevada proporção de conchas de foraminíferos. Outras vasas carbonáticas são feitas de conchas de organismos diferentes, chamados cocolitos. Vasas de foraminíferos, cocolitos e moluscos pterópodos são abundantes em profundidades menores do que 4 km, mas são raras em partes mais profundas dos oceanos. 
As vasas compostas por esqueletos calcários não ocorrem em grande profundidade pois a calcita se dissolve em profundidade superiores a 4.000 m. Dá-se o nome de Profundidade de Compensação do Calcita (CCD - Calcite compensation depth) à profundidade na qual a taxa de deposição carbonática é superada pela taxa de dissolução. Isto ocorre por causa da queda do pH, provocado pela alta concentração de dióxido de carbono nas águas profundas e aumento da pressão hidrostática e diminuição da temperatura. A estrutura sedimentar mais expressiva são finas laminações horizontais e mais raramente feições de bioturbação podem estar presentes. Os fósseis representam o principal diagnóstico deste sistema deposicional. A extensiva acumulação de diatomáceas, radiolários, foraminíferos plantônicos e cocolitos, são indicativos deste ambiente e sua abundância relativa serve para diagnosticar a profundidade. As vasas de calcário ocorrem em áreas tropicais.
As vasas silicosas são derivadas de algas diatomáceas e de radiolários que apresentam carapaça e esqueleto silicoso. Diatomácias são algas verdes unicelulares encontradas em abundância nas águas superficiais dos oceanos. Radiolários são organismos unicelulares que secretam conchas de sílica, em vez de carbonato de cálcio. As vasas de diatomáceas, cuja rocha resultante é o diatomito, são encontradas principalmente em mares polares, onde criaturas predadoras são menos comuns e as vasas de radiolários, cuja rocha resultante é o radiolarito, são encontradas em águas tropicais quentes. As diatomáceas e radiolários são formados de opala que tende a recristalizar durante a diagênese, tornando os sedimentos duros e densos. Após o soterramento, as vasas silicosas são litificadas tornando-se genericamente rochas denominadas silexitos.
Alguns componentes de sedimentos pelágicos são formados pela reação química da água do mar com sedimentos sobre o assoalho submarino. Os exemplos mais proeminentes são os nódulos de manganês, que são acumulações de material preto que cobrem grandes áreas oceânicas com espessuras de milímetros a centímetros. Esses nódulos de manganês são também ricos em níquel e outros metais e cobrem grandes áreas do assoalho do oceano profundo, cerca de 20 a 50 % do Oceano Pacífico. 
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