Representação e Tratamento Estatístico de Sedimentos

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1 1 4 
i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
REPRESENTAÇÃO GRÁFICA E TRATAMENTO ESTATÍSTICO 
DE FORMA E ARREDONDAMENTO 
Tal como no caso das distribuições granulométricas de sedimentos, 
os graus de esfericidade, forma e arredondamento também podem ser ex-
pressos em função da distribuição dos seus valores. As Figs. 38 e 39 (Krumbein 
e Sloss, 1963) mostram histogramas e curvas acumulativas de esfericidade 
e arredondamento. 
a 9 5 
o 90 
70 
60 
50 
40 
30 
20 
1 1 1 1 
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50 
s 
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2 3 0 
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2 3 0 
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2 3 0 
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s 
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2 3 0 
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_ - 0. 1 
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o B ^ ^ ^ ^ ^ ^ 
o a .6 7 .8 .9 . 0 
/ 
/ 1 
/ 1 
f— t-
/ 
/ 
1 i 
Figura 38. Histograma e curva 
acumulativa de distr ibuição de es-
fericidade de seixos fluviais (Se-
gundo Krumbein e Sloss, 1963) 
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0 , S 0,7 0,8 0 ,9 1,0 
E S F E R I C I D A D E DAS P A R T Í C U L A S 
9 5 
9 0 
( 8 4 ) 
8 0 
7 0 
6 0 
5 0 
40 
3 0 
2 0 
(16) 
10 
5 
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0 1 2 .3 .4 .5 .6 i 
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Figura 39. Histograma e curva acu-
mulativa de distr ibuição de arre-
dondamento de seixos fluviais (Se-
gundo Krumbein e Sloss, 1963) 
0,1 0,2 0 , 3 0,4 0,5 
A R R E D O N D A M E N T O DAS P A R T Í C U L A S 
0,6 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 1 5 
As curvas acumulativas são desenhadas em papel de probabilidade 
aritmética, tal como no método de Inman (1952) para dados de análises 
granulométricas, com a única diferença que a abscissa (valores de esferi-
cidade ou arredondamento) não é transformada em logaritmo. O uso das 
linhas de porcentagens 16,-50 e 84% fornece os dados para cálculo de esfe-
ricidade média e a seleção de forma, expressa pelo desvio-padrão de esferi-
cidade. Usando-se os dados das figuras acima mencionadas, temos 
esfericidade mediana = X50 = 0,68; 
esfericidade média = (XS4 + X16)/2 = (0,78 + 0,61)/2 = 0,69; 
desvio-padrão da esfericidade = (XSA-Xl6)/2 = (0,78-0,61)/2 = 0,08. 
A esfericidade média é mais usada que a esfericidade mediana. Se pre-
ferirmos usar o método analítico (sem construir os gráficos), então poderemos 
fazer como está indicado na Tab. V I I I (Krumbein e Sloss, 1963). 
T A B E L A V I I I — Cálcu lo de esfericidade m é d i a e d esv io -p a d rã o da esfericidade 
Ponto m é d i o _ . . . . , , , 
da classe (m) F " q « « « c i a ( / ) fm fnfi 
0,55 12 6,60 3,6300 
0,65 48 31,20 20,2800 
0.75 27 20,25 15,1875 
0,85 11 9,35 7,9475 
0,95 2 1,90 1,8050 
T O T A I S 100 69,30 48,8500 
Esfericidade média = 69,30/100 = 0,69 
D e s v i o - p a d r ã o da esfericidade = { [48 ,85- (69 ,3 ) 2 / 100] /100) 1 / 2 
= V (48,85 - 48,02)/100 
= V 0,0083 = 0,09 
Os pontos médios das classes entram na primeira coluna, e a frequência 
percentual entra na segunda coluna. A terceira coluna fornece o produto 
/ x m obtido pela multiplicação dos valores dos pontos médios pela frequência 
de cada classe. A quarta coluna mostra os valores de / x m2, obtidos nova-
mente peia multiplicação dos valores da terceira coluna pelos pontos médios 
das classes. As três últimas colunas são somadas. A esfericidade média é 
obtida dividindo-se a soma da terceira coluna pela frequência total, obtendo-se, 
no caso, o valor 0,69.0 desvio-padrão é computado elevando-se ao quadrado 
a soma da terceira coluna, dividindo-se por 100 e subtraindo o quociente 
a partir da soma da quarta coluna. O resto é dividido pela frequência total, 
N, e extrai-se a raiz quadrada (como está indicado na tabela acima. A equação 
usada é a seguinte: 
desvio-padrao de esfericidade = < L ^ —* > 
116 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
As diferenças entre o método gráfico e o analítico não são grandes neste 
exemplo, mas ele ilustra que os dois processos podem levar a resultados 
algo diferentes, especialmente em relação ao desvio-padrão. Em geral os 
métodos analíticos fornecem melhores resultados que os métodos gráficos. 
No passado, os geólogos preferiram sempre os métodos gráficos devido a 
questões de conveniência, exigindo muito menos cálculo. Mas, como atual-
mente aumenta a tendência para análises estatísticas mais completas e mais 
precisas, e com as facilidades de utilização dos computadores, que podem 
abreviar os morosos processos analíticos, pode ocorrer um incremento no 
uso de processos analíticos. 
Outro problema frequentemente verificado é o da existência ou não 
de relações definidas entre duas variáveis, que é resolvido pela correlação 
estatística. Os estatísticos desenvolveram métodos para se testar essas relações 
por intermédio do coeficiente de correlação. Este termo não deve ser con-
fundido com a palavra correlação usada em geologia. A correlação esta-
tística é um processo matemático que fornece um coeficiente, cujos valores 
variam de - 1 a zero e + 1 . Se o coeficiente de correlação der + 1 , existirá 
uma relação direta entre as variáveis; se o valor for - 1 , existirá uma relação 
inversa; e se o valor for zero, não existirá uma relação fixa entre as duas 
variáveis. 
A correlação estatística entre duas variáveis é chamada de correlação 
simples; e pode ser linear ou não-linear. É também possível testar as relações 
entre mais de duas variáveis por correlação múltipla, mas o método é algo 
mais trabalhoso. Aqui é apresentado um exemplo de correlação linear para 
ilustrar o método e indicar algumas vantagens e desvantagens na aplicação 
deste método estatístico aos dados sedimentológicos. 
Um estudo de seixos de praias de Little Sister Bay, Wisconsin (Estados 
Unidos) mostrou que, de uma maneira geral, existe uma relação entre média 
do diâmetro máximo e a média do grau de arredondamento. Foram estu-
dadas onze amostras e, lançando-se em um gráfico a granulometria média 
em função do grau de arredondamento médio, foi obtido o diagrama da 
Fig. 40 (Krumbein e Pettijohn, 1938). A granulação foi tomada como va-
riável independente e o arredondamento como variável dependente. Foi 
verificado que os pontos se espalham demais para permitir o traçado de 
uma linha reta entre os mesmos. Então nestes casos o coeficiente de cor-
relação pode mostrar as possíveis relações entre as variáveis. 
Existem várias maneiras de se computar o coeficiente de correlação, 
dependendo sobretudo se os dados são agrupados ou não. No presente caso, 
os dados são do tipo não-agrupado. O seguinte método de computação 
foi escolhido porque cada passagem nos cálculos pode ser facilmente explicada, 
especialmente as transformações das variáveis. Na Fig. 40, o eixo horizontal 
foi escolhido como eixo do X e o vertical como eixo do Y. Portanto, os dados 
"brutos" são dados em unidades de X e Y. Na computação do coeficiente 
é conveniente considerar os desvios dos valores médios de X e Y. As passagens 
estão indicadas na Tab. IX (Krumbein e Pettijohn, 1938). As colunas 1 e 2 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 1 7 
0,70 
0 , 6 0 
0 , 5 0 
0 , 4 0 
0 IO 2 0 30 4 0 5 0 
T A M A N H O M E O I O G E O M É T R I C O EM MM 
Figura 40. Diagrama de d ispersão de arredondamento m é d i o em função do d iâmetro m é d i o 
geométr icode seixos (Segundo Krumbein e Pettijohn, 1938) 
T A B E L A I X - C o m p u t a ç ã o do coeficiente de corre lação do arredondamento e 
granulometria geométr ica média (seixos de Little Sister Bay, Wisconsin) 
Granulometria 
média geométr . 
(mm) 
X 
Arredondamento 
méd io 
y 
X-Xm 
X 
Y-Ym 
y X2 r xy 
52 0,62 + 22 0 485 0,0000 -0 ,00 
43 0,74 + 13 + 0,12 169 0,0144 + 1,56 
36 0,65 + 6 + 0,03 36 0,0009 + 0,18 
32 0,71 + 2 + 0,09 4 0,0081 + 0,18 
27 0,68 - 3 + 0,06 9 0,0036 -0 ,18 
26 0,59 - 4 - 0,03 16 0,0009 + 0,12 
22 0,49 - 8 - 0 , 1 3 64 0,0169 + 1,04 
37 0,67 + 7 + 0,05 49 0,0025 + 0,35 
24 0,64 - 6 + 0,02 36 0,0004 -0 ,12 
19 0,56 - 11 - 0 , 0 6 121 0,0036 + 0,66 
13 0,51 - 17 + 0,11 289 0,0121 + 1,87 
331 6,86 1 278 0,0634 + 5,66 
mostram os valores de X e Y, e as médias obtidas para cada uma dessas co-
lunas são Xm = 331/11 = 30 mm e Ym = 6,86/11 = 0,62, etc. As colunas 3 e 4 
representam as diferenças entre X e Xm e entre Y e Ym ; especificamente os 
valores são x = X~Xm e y = Y- Ym. Estes novos valores são chamados 
de valores de desvios. Nas colunas 5 e 6, os valores individuais de x e y são 
elevados ao quadrado e, na coluna 7, estão indicados os produtos de x e y. 
Pode-se notar que os valores da coluna 7 podem assumir valores positivos 
ou negativos. Estão indicados também os sinais de cada uma das colunas, 
e as somas das colunas estão indicadas na última linha horizontal da tabela. 
118 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
O coeficiente de correlação é definido pela fórmula: 
onde p é chamado momento do produto de x e y, e ax e a são, respectivamente, 
os desvios-padrões dos valores de x e y em torno de Xm e Ym. Desde que os 
valores de x e y sejam expressos diretamente como desvios em relação a 
X e Ym, os três valores necessários são prontamente encontrados a partir 
dos valores da Tab. IX. 
Então teremos 
Y O c y ^ + 5 , 6 6 
P N 11 ' ' 
2 ^ = ^ 0 6 = 10,8; 
Logo, 
= 7 0,0057 = 0,07. 
= +0,68. 
N 
p 0,52 
axay (10,8)-(0,07) 
Portanto, o coeficiente de correlação está situado entre 0 e + 1 , indi-
cando que a relação esperada está presente, mas a correlação não é perfeita. 
Isso significa que a granulometria não é o único fator que controla o arredon-
damento, uma conclusão que as evidências geológicas por si só fornecem. 
No entanto, o coeficiente de correlação mostra ao menos que, na praia em 
questão, não existe a correspondência entre tamanho médio grande e arre-
dondamento médio alto dos seixos. 
O coeficiente de correlação não tem sido extensivamente aplicado em 
dados sedimentológicos, mas é um instrumento estatístico que, em certas 
situações, pode ser aplicado com proveito. Mas devem ser tomadas certas 
precauções no estabelecimento dc inferências baseadas nos coeficientes 
de correlação. O coeficiente é aplicável diretamente só se os atributos, que 
estiverem sendo correlacionados, forem variáveis contínuas, expressas como 
números sobre uma escala contínua. O caso mais comum envolve n amostras, 
cada uma tendo duas variáveis em comum, como no exemplo acima. Em 
certos casos podem ser envolvidos não somente atributos, como forma e 
tamanho dos grãos, mas também vários atributos mineralógicos. Por exemplo, 
pode ser usado com n amostras de minerais pesados para correlação de 
frequência de granada e hornblenda em cada uma. 
SIGNIFICADO GEOLÓGICO DA FORMA E ARREDONDAMENTO 
No momento, os dados sobre a forma e arredondamento e seus signi-
ficados geológicos são incompletos, e portanto é difícil avaliar as suas pre-
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 1 9 
priedades. Aparentemente, o arredondamento é um bom índice de maturidade 
de um sedimento (o conceito de maturidade será visto mais tarde). Somente 
areias retrabalhadas em vários ciclos sucessivos é que apresentam grãos 
moderadamente ou bem arredondados. Um conglomerado com seixos bem 
arredondados, embora mais maturo que um conglomerado com seixos mais 
angulosos, não indica o mesmo grau de maturidade que um arenito com 
partículas bem arredondadas. Tanto evidências de campo como resultados 
de laboratório mostram que o arredondamento de seixos ocorre muito mais 
rapidamente que em sedimentos arenosos. Uma outra diferença entre arenitos 
e conglomerados imaturos em relação aos maturos parece estar ligada às 
suas relações entre granulometria e arredondamento. Onde os sedimentos 
não foram derivados de sedimentos preexistentes e onde o transporte dos 
sedimentos ocorreu por uma distância muito curta, todas as classes granu-
lométricas possuem aproximadamente o mesmo arredondamento. Os pro-
dutos de abrasão prolongada, por outro lado, mostram diferenças marcantes 
entre os graus de arredondamento das diferentes granulações. As partículas 
maiores são muito melhor arredondadas que os grãos menores, Fig. 41 
(Krumbein, 1941). 
0,2 
E R « C D A D E 
A R R E 30N D í H E Hl i 
0 
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18 2 0 0 2 4 S 8 10 12 14 16 
D I S T Â N C I A EM M I L H A S 
Figura 41. Re lações entre tamanho (peso), arredondamento e esfericidade de fragmentos de 
calcário em função da distância, durante a abrasão (Segundo Krumbein , 1941) 
Por outro lado, a esfericidade reflete muito as condições de deposição 
no momento da acumulação, embora em grau mais limitado seja modificado 
também por abrasão. A menos que apareçam marcantes heterogeneidades 
devidas às estruturas presentes, os fragmentos mais arredondados são também 
mais esféricos. Exceto por leves modificações introduzidas por processos de 
abrasão, a forma final dos grãos de areia ou dos seixos parece ser determinada 
pela forma original. 
Exceto em casos muito especiais de formas de seixos indicando, por 
exemplo, origem glacial ou eólica, a forma somente não constitui um caráter 
decisivo na determinação da origem dos sedimentos. 
1 2 0 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Embora a forma seja menos significativa para relatar a história da abrasão 
dos sedimentos, é um fator importante na história do selecionamento granu-
lométrico das partículas. Micas sedimentares ilustram muito bem esse fato. 
Tais materiais são depositados principalmente com areias finas e siltes, e 
não com areias grosseiras, com as quais estavam anteriormente associados 
na rocha matriz. 
A despeito de muitos testes realizados por muitos métodos diferentes, 
baseados na forma dos seixos, não foi ainda encontrado um método, de 
uso universal, para determinação dos ambientes de deposição, a partir dos 
dados morfométricos de seixos. Essa falta de um método geral é em parte 
devida a dificuldades na realização de medidas requeridas, e devida também 
ao enorme tempo requerido para a realização de tais medidas. Como conse-
quência, o método morfométrico é muito raramente usado pelos geólogos 
de campo. Uma outra causa de certa relutância no uso desses dados provém 
da convicção de que a forma e o arredondamento das partículas podem ser 
bastante similares em diferentes ambientes. Além disso, raramente os estudos 
morfométricos têm estado envolvidos em pesquisas como processos básicos, 
mas sim, quase sempre, como métodos auxiliares. 
Para evitar, tanto quanto possível, circunstâncias desfavoráveis, deve 
ser feita uma amostragem criteriosa. Além disso, dos seixos coletados devem 
ser eliminados os seguintes: a) seixos com fraturas frescas distintas e b) aqueles 
que mostrem, sob cuidadosa observação, fortes heterogeneidades físicas, tais 
como seixos com lâminas de diferentes durezas (por exemplo, calcário inter-
laminado com sílex). Quanto ao número de seixos, não devem ser coletados 
menos de 100/amostra. A experiência tem demonstrado, além disso, que é 
melhor selecionar seixos dentro do intervalo 20 a 80 mm de diâmetro. Par-
tículas menores que 20 mm são bastante difíceis de serem medidas, especial-
mente para arredondamento. Seixos com mais de 80 mmcomeçam a mostrar 
heterogeneidades que tendem a prevalecer sobre os outros fatores, que de-
finem as características morfométricas. 
Quanto à litologia dos seixos, somente um pequeno número de rochas 
é utilizável para pesquisas morfométricas. São seixos constituídos pelo grupo 
de rochas, cuja resistência contra a abrasão é tão alta, que os processos de 
arredondamento experimentam um progresso muito demorado. Conse-
quentemente, a grande dureza garante a preservação das características 
adquiridas pelos seixos em qualquer ambiente. Rochas sedimentares, que 
apresentam suficiente dureza, são: silexitos e quartzitos. Os silexitos são 
ideais para os estudos morfométricos, porque são resistentes ao desgaste. 
Quanto aos quartzitos e rochas relacionadas, aqueles de grãos mais finos 
são mais adequadamente estudados morfometricamente. Os quartzitos de 
granulação grossa tendem a ser mais rapidamente desgastados. Além disso, 
quando rochas de diferentes tipos mineralógicos são consideradas, adquirem 
diferentes graus de arredondamento com a mesma distância transportada. 
Assim, em trabalhos de correlação de diferentes depósitos, devem ser usados 
seixos de mesma litologia. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 121 
TEXTURA SUPERFICIAL DAS PARTÍCULAS 
Os detalhes mais íntimos da superfície dos grãos de rochas sedimentares, 
independentes da forma, do tamanho ou da composição mineralógica, são 
chamados de textura superficial dos grãos. Um grão pode apresentar a super-
fície polida, fosca ou corroída. Um seixo pode ser marcado por estrias ou 
por marcas de percussão. 
Normalmente esses caracteres têm significado genético e podem ser 
critério de valor inestimável. Grãos foscos têm sido observados em produtos 
eólicos, enquanto que estriações têm sido comumente atribuídas a agentes 
glaciais. Entretanto essas generalizações constituem ainda questões sujeitas 
a muitas discussões. Kuenen, por exemplo, não acredita que o vento possa 
tornar os grãos de areia foscos, e ele considera que o fosqueamento das areias 
de dunas seja um efeito de processos químicos. O fato de grãos foscos serem 
geralmente ausentes nas dunas costeiras é facilmente explicável: é porque 
o tempo em que as areias estão submetidas a processos eólicos é ainda muito 
curto. 
Esse caráter sedimentológico ainda não pode ser convertido em gran-
dezas mensuráveis, em muitos casos, principalmente em virtude da comple-
xidade e variedade de tipos. Em parte, as dificuldades de medida e inter-
pretação das texturas superficiais advêm do fato que muitos processos podem 
dar como resultado o mesmo tipo de caráter. Assim, grãos foscos podem 
ter origem eólica (abrasão), origem fisico-química (dissolução epigenética) 
ou crescimento secundário. A despeito dessas dificuldades, alguns sedimentos 
são portadores de grãos com características típicas, sendo de grande utilidade, 
mormente quando se usam esses resultados em integração com outros pro-
cessos sedimentológicos. 
Segundo Krumbein e Pettijohn (1938), as texturas superficiais são mais 
convenientemente discutidas quando relacionamos com as granulações dos 
materiais onde elas aparecem. Há muitas feições presentes em seixos ou 
calhaus, que não podem estar presentes em grãos de areia. Isso se deve ao 
fato de os seixos e outros fragmentos maiores serem muitas vezes constituídos 
de pedaços de rochas (frequentemente com mais de um mineral), enquanto 
que grãos de areia são, quase sempre, uniminerálicos e de tamanhos micros-
cópicos. Além disso, os seixos e calhaus são estudados macroscopicamente, 
enquanto que os grãos de areia são estudados ao microscópio. Atualmente 
existem autores que usam até o microscópio eletrônico na tentativa de carac-
terização de feições superficiais peculiares às areias de diferentes ambientes 
geológicos. 
Krumbein e Pettijohn (1938) descrevem as texturas superficiais dos 
fragmentos, dividindo-os em dois grupos de granulações diferentes, tendo 
como limite 2 mm de diâmetro. 
a) Textura superficial de fragmentos grandes (maiores que 2 mm de diâmetro) 
As texturas superficiais dos fragmentos grandes caem em três categorias, 
conforme o grau em que sejam lisas, polidas ou foscas. A qualidade, se a 
1 2 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
superfície é polida ou não, está relacionada ao grau de brilho da superfície. 
Esta propriedade está ligada primariamente à regularidade de reflexão. 
Muita difusão ou dispersão de luz resulta em superfície fosca. Em geral, 
a presença de cores claras indica bom polimento. Uma superfície brilhante 
pode ou não ser lisa; quando ela não é lisa, apresenta estriações, sulcos ou 
microcratera (veja Tab. X). 
T A B E L A X — Texturas de superfície de fragmentos maiores que 2 mm de d iâmetro 
Pode ser lisa ou arranhada, com sul- _ 
cos, microcrateras ou d e n t e a c õ e s A ' F o s c a o u B P o l l d a 
Pode ser fosca ou polida C . L i s a ou D . C o m marcas superficiais 
1. C o m sulcos 
2. Arranhada (estriada) 
3. "Acanelada" 
4. C o m microcrateras ou d e n t e a c õ e s 
Uma superfície lisa é aquela que não apresenta sulcos, estriações, micro-
crateras, etc. Uma superfície lisa pode ser polida ou fosca. O antônimo de 
lisa é rugosa. A rugosidade pode ser devida a microcrateras ou pequenas 
irregularidades indescritíveis. 
Muita atenção tem sido prestada à natureza das marcas superficiais, 
quando elas estão presentes. Muitos seixos são arranhados ou estriados. 
Tais estriações podem ocorrer em conjuntos paralelos ou subparalelos, 
em rede ou espalhadas de maneira caótica. A relação das estriações com 
o eixo maior dos seixos pode ser importante e os desvios de direção em re-
lação ao eixo maior podem ser medidos e estudados estatisticamente. 
Krumbein (dados inéditos, in Krumbein e Pettijohn, 1938), por exemplo, 
estudou estriações de calhaus glaciais e mediu os seus desvios em relação 
ao eixo maior daqueles calhaus. O ângulo entre o eixo maior e cada estriação 
foi determinado. Os dados obtidos foram então divididos em nove classes 
com intervalos de 10 graus e assim foi obtida a curva de frequência. Supõe-se 
que tais estudos estatísticos permitam revelar diferenças entre calhaus es-
triados por um agente ou por outros agentes. 
Tais estudos detalhados nem sempre são decisivos mas podem ser im-
portantes em certos depósitos glaciais. Uma distinção entre calhaus de depó-
sitos de lavagem glaciais (outwash) e de calhaus glaciais verdadeiros pode 
ser estabelecida com base no arranjo das estriações. Tais seixos são sulcados 
ou esburacados (microcrateras). 
As superfícies dos seixos podem ser também cheias de microcrateras 
ou denteacões. As microcrateras podem variar na forma e tamanho. Marcas 
concêntricas de impacto são notáveis sobre alguns seixos, particularmente 
em seixos de quartzito. Marcas supostamente de impacto (chatter marks) 
ocorrem em seixos glaciais. São conhecidos também seixos com depressões 
ovaladas devidas à dissolução no ponto de contato de seixos sob pressão. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 2 3 
b) Textura superficial de fragmentos pequeno^ (menores que 2 mm de 
diâmetro) 
A textura superficial dos grãos de areia pode ser descrita como fosca 
ou polida e como lisa ou rugosa. Como está sugerido na Tab. XI , pode-se 
ter uma combinação dessas qualidades. 
T A B E L A X I — Texturas de superfície de fragmentos menores que 2 mm de d iâmetro 
Pode ser lisa ou rugosa A. Fosca ou B. Polida 
Pode ser fosca ou polida B. L i s a ou D . Rugosa 
1. Estriada (geralmente por ação glacial) 
2. Facetada (por crescimento secundário) 
3. Fosqueada (superfície de vidro esmerilhado) 
4. Corro ída (ação de d i s so lução) 
5. Esburacada 
Uma partícula polida, como no caso dos seixos, é aquela que se apre-
senta brilhante. Uma superfície fosca é aquela sem brilho.A superfície de 
uma partícula pode ser lisa ou rugosa, independente do brilho da superfície. 
Uma face lisa é aquela sem relevo, quando examinada sob um microscópio. 
Um seixo pode ter superfície lisa, quando visto a olho nu, mas sob o micros-
cópio pode exibir pequenas rugosidades. Como aqui foi estabelecido, as 
definições das características superficiais dos seixos estão ligadas a observações 
a olho nu, mas para os grãos de areia as observações são sempre microscópicas. 
Uma superfície rugosa é aquela caracterizada por desigualdades, projeções 
ou microcrateras. Quando as irregularidades são lineares pode ser usado 
o termo estriada. Quando elas são de formas geométricas, resultantes de 
processos químicos, o termo "corroído" (etched) pode ser usado. Quando 
as irregularidades são muito pequenas resultam superfícies foscas, mas, quando 
as irregularidades são maiores, teremos superfícies esburacadas. Grãos de 
alguns minerais estão sujeitos a crescimentos secundários. O material de 
crescimento secundário é precipitado de soluções em continuidade crista-
lográfica com o material original, e tais grãos exibem facetas microscópicas. 
Alguns autores têm atribuído importância bastante grande às texturas 
superficiais. Mas a grande dificuldade que se apresenta é o problema da 
quantificação adequada dessas características, principalmente porque o mesmo 
resultado pode ser alcançado por diferentes processos. Por exemplo, a super-
fície polida pode ser produzida por dissolução ou, em alguns casos de seixos, 
pela deposição de filme vítreo, como de verniz do deserto. Do mesmo modo, 
uma superfície fosca pode ser resultante de ação rigorosa do vento, corrosão 
química ou crescimento secundário incipiente. 
Os nossos conhecimentos sobre as características superficiais das par-
tículas são muito incompletos e inexatos. Mesmo as definições e classifi-
cações usadas não são inteiramente satisfatórias. Somente algumas tentativas 
têm sido feitas no sentido da quantificação de dados relativos às estriações. 
O polimento dos grãos talvez possa ser quantificado também quando medido 
1 2 4 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
com um fotômetro. Alguns autores têm tentado a utilização de microscopia 
eletrônica ou de contraste de fase para reconhecimento de detalhes, que 
caracterizem as texturas superficiais. 
OUTRAS CLASSIFICAÇÕES 
De acordo com os estudos de Bigarella e outros (1955) vários caracteres 
podem ser usados vantajosamente para determinações quantitativas das 
texturas superficiais das partículas sedimentares. O método quantitativo é 
baseado, fundamentalmente, em seis variáveis, isto é, em seis tipos de texturas 
mais importantes. Considerando-se a quantidade de trabalho sofrido pelo 
grão, foram estabelecidos três tipos básicos de texturas: sacaróide, mamelonado 
e liso. Cada um desses caracteres apresenta-se fosco ou polido. 
Segundo Bigarella, o primeiro caso implicaria em valores determinados 
de trabalho, enquanto que o segundo (fosco ou polido) se referiria a uma 
indicação grosseira da qual foi o meio de transporte. Na Fig. 42 tem-se o 
gráfico de distribuição das texturas superficiais nos sedimentos da Formação 
Guabirotuba (Bacia de Curitiba - PR) estudados por Bigarella e Salamuni 
(1962). 
F O S C O P O L I D O 
INTERV.IMM 
0,5 - 1 
0 ,25 -0 ,5 
0,125-0,25 
0 P 6 2 -0,125 
ESF. 
0,79 
0,79 
0,78 
0,77 
F O S C O P O L I DO 
INTERV.IMM) 
0 , 5 - 1 
0,25 -0,5 
0,125-0,2 5 
0,062-0,125 
ESF. 
0,80 
0,79 
0,76 
0 ,77 
ARRED 
0,4 2 
0,40 
0,39 
0,38 
INTERV.IMM) ESF. ARREIA 
0,5 - 1 0,79 0,38 
0,25 - 0 , 5 0,78 0,36 
0,125 - 0 , 2 5 0,77 0 ,35 
0,062-0.125 0,76 0,34 
SACAR0' lDE MAMELONADO L I S O 
Figura 42. Característ icas texturais de superfície dos grãos de areia de sedimentos. (A) D e p ó s i t o 
de várzea. (B) F o r m a ç ã o Guabirotuba. (C) Regolito (Curitiba, Pr) (Segundo Bigarella e Salamuni, 
1962) 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 2 5 
Rosfelder (1961) propõe os seguintes termos para descrição dos estados 
de superfície dos grãos em rochas sedimentares: 
a) superfície granulada; 
b) superfície fosca: estriada ou não estriada; e 
c) superfície polida: estriada ou não estriada. 
Os estudos até aqui feitos mostram que o problema é extremamente 
complicado, e serão necessárias muitas pesquisas mais para a compreensão 
dos fenómenos geológicos ligados às texturas superficiais dos grãos cons-
tituintes das rochas sedimentares. 
FENÓMENOS DE ALTERAÇÃO DAS PARTÍCULAS SEDIMENTARES 
Serão aqui examinados os diferentes fatores que podem influir na de-
gradação morfológica, eventualmente modificando também a textura super-
ficial, das partículas sedimentares elásticas. Já de início, esses fatores podem 
ser divididos em dois grupos: os próprios do meio gerador e os ligados à 
natureza das partículas. Os primeiros poderiam ser chamados de fenómenos 
de alteração e o segundo grupo, de fatores de alterabilidade das partículas. 
Além disso, cada um dos grupos pode ser distinguido em ações anteriores 
e ações posteriores à deposição dos sedimentos. No quadro abaixo tem-se 
o resumo dos fenómenos de alteração: 
Ações mecânicas e físicas 
Pré-deposicionais: Características da erosão 
— Natureza do agente de transporte 
— Regime de transporte 
— Distância de transporte 
— Papel da população associada 
Pós-deposicionais: — Retrabalhamentos mecânicos 
— Efeitos de pressão e temperatura 
— Papel da população associada 
Ações físico-químicas 
Pré-deposicionais: — Características fisico-químicas do meio gerador inicial 
— Características fisico-químicas do meio de transporte 
Pós-deposicionais: — Características fisico-químicas do meio de deposição 
(diagênese = adição, recristalização e substituição) 
Ações mecânicas e físicas 
A alteração mecânica durante o transporte é o campo mais estudado 
dos fenómenos de degradação das formas. A abrasão mecânica sobre um 
material ocasiona o aparecimento de uma forma original de alta angulosidade. 
O meio de transporte — traduzido pela natureza do agente de transporte, 
pelo regime de transporte (laminar ou turbulento), pela distância de trans-
1 2 6 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
porte (distância unidirecional ou distância real resultante da integração 
de todos os caminhamentos da partícula, desde o local da fonte até o sítio 
de deposição) e pelo papel da população associada (papel do substrato de 
transporte e interferência do meio de transporte por intermédio de outras 
partículas) — não pode ser traduzido por uma única lei. 
Abaixo de um determinado diâmetro não se dá, por exemplo, o arredon-
damento das partículas pelo desgaste mecânico, pois os grãos serão trans-
portados em suspensão. Esse valor limite é diferente, conforme o meio seja 
água ou vento. Russell e Taylor (1937) determinaram o tamanho limite de 
0,177 mm para as areias fluviais do rio Mississipi. Para os sedimentos da 
Fossa do Marajó, Amaral (1955) observou tamanho limite de 0,125 mm. 
Para os sedimentos eólicos da Formação Botucatu, Bacia do Paraná, foi 
verificado que este diâmetro limite é de 0,053 mm. 
Geralmente as ações mecânicas de desgaste das partículas se dão por 
abrasão e impacto. Os seixos maiores sofrem arredondamento mais rápido 
devido ao seu peso maior. No caso de haver seixos entremeados de areia, 
esta se desgasta mais rapidamente pelo efeito da trituração. Segundo expe-
riências levadas a efeito em moinhos de bola industriais, a relação trituração: 
impacto: abrasão é de 40: 16:1. Contudo, na natureza, a abrasão é o processo 
mais importante graças ao efeito de seleção resultante do transporte. Nas 
experiências feitas em moinhos com esferas de calcário observou-se que, 
quando se perfizeram em rotação uma distância correspondente a 30 km 
de transporte,foram constatadas perdas, segundo a Tab. X I I . 
T A B E L A X I I — Perda por desgaste m e c â n i c o de bolas de 
calcário em moinho de bola 
D i â m e t r o 
o < de perda 
D i â m e t r o 
b 
16 mm 9% 42% 
32 mm 13% 28% 
64 mm 28% 13% 
Em a representamos os resultados, quando as esferas foram colocadas 
no moinho de acordo com as classes granulométricas e, em b, as classes foram 
misturadas em um moinho ao mesmo tempo. Verificamos que no primeiro 
caso as partículas maiores sofrem maior impacto, enquanto que no caso b 
se dá o inverso. Isso porque, no caso b, as partículas menores sofrem mais 
devido ao impacto das grandes. 
Entre os fatores físicos, ainda, o substrato do meio de transporte, con-
forme seja liso ou rugoso, a granulometria e a densidade dos materiais da 
população associada, intervêm igualmente como fatores importantes. 
Entre os fatores físicos pós-deposicionais, pode ocorrer o caso de retra-
balhamento de sedimentos com eliminação ou adição de certas fiações, 
assim, quando a granulometria for encarada sob os aspectos estatísticos, 
sofrerá perturbação. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 2 7 
Ações fisico-químicas 
Sob o efeito de processos físico-químicos, as partículas sedimentares 
podem apresentar notável arredondamento, já desde a época da erosão. 
Por exemplo, temos os casos de seixos e matacões graníticos submetidos 
à disjunção esferoidal superficial. Um desequilíbrio nas condições físico-
-químicas poderá dar origem à dissolução ou concrecionamento, acelerando 
assim o processo de alteração da forma angulosa para arredondada. Para 
um determinado meio, pode-se estabelecer a lista de espécies mineralógicas, 
que irão reagir, e conhecer, assim, o sentido e a natureza da reação. Inver-
samente, para uma espécie mineralógica, pode-se estabelecer a lista de meios, 
nos quais ela irá reagir, e prever também o sentido e a natureza das reações. 
Entre muitos fatores, que influem no desenvolvimento das ações fisico-quí-
micas, temos o pH da solução em contato com as partículas. O pH da solução 
é o logaritmo negativo da concentração de íon hidrogénio. O pH na natureza 
varia na maior parte dos casos entre 4 e 9. Na prática, os valores de pH de-
finem as condições de alcalinidade ou acidez das soluções artificiais ou naturais. 
Outro fator importante é o_ Eh, que é o potencial de oxidorredução, que é 
a capacidade do ambiente natural em oxidar sulfetos ou propiciar quaisquer 
outros processos de oxidação ou redução. Potenciais de oxidorredução 
medidos na água do mar, por exemplo, indicam valores entre +0,3 volt para 
água aerada (com oxigénio) e -0,6 volt para água dos sedimentos de fundo, 
contendo matéria orgânica. Maiores detalhes fogem ao escopo deste com-
pêndio e deverá ser visto no curso de geoquímica. 
ALTERABILIDADE DAS PARTÍCULAS 
Denominamos alterabilidade das partículas a facilidade com que as 
partículas podem sofrer os efeitos do meio transportador e/ou deposicional 
em função das características inerentes às partículas. Os fatores inerentes 
às partículas não podem ser submetidos à simplificação sem sofrermos os 
riscos de erros de interpretação. Uma partícula sedimentar reagirá à ação 
do meio, em relação à alteração de sua forma, em função dos seguintes fatores: 
Fator Intervém com respeito a: 
Dimensão 
Peso específico 
Forma reduzida 
Natureza mineralógica 
Propriedades mecânicas 
(resistência e dureza) 
População associada 
Modo de transporte (deslizamento, rolamento, 
saltitação e suspensão) 
Resistência e elasticidade estrutural da partícula 
População associada 
Modo de transporte 
Modo de transporte 
Equilíbrio físico-químico com o meio 
Conjunto de ações mecânicas do meio 
1 2 8 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Os três primeiros fatores são fáceis de serem entendidos. A resistência 
supramencionada se traduz pela dificuldade de rotura de um material sob 
efeito dinâmico (percussão). A dureza se traduz pela resistência ao desgaste 
e se mede pelo trabalho de um estilete sob o efeito de uma carga. 
Para exemplificar, tomemos entre os vários fatores inerentes à alterabili-
dade das partículas, a influência da dureza. Fazendo-se um moinho rodar o 
equivalente a 8 000 km de percurso em cem dias de experiência, mas. agora, 
usando-se esferas de minerais de diferentes durezas foi verificado o resultado 
visto na Tab. X I I I . 
T A B E L A X I I I - Efeito de dureza no desgaste dos minerais por transporte 
D i â m e t r o Quartzo G r a n a d a Hornblenda Apatita 
(mm) d = 7 d = 6 d = 5,5 d = 5 
2,0-1,0 24,2% 41,7% 82,2% 84,3% 
1,0-0,5 22,4% 32,6% 57,4% 61,4% 
d = dureza do mineral ° ó = desgaste sofrido 
Deve ser lembrado que uma esfera de 1 mm de diâmetro, ao passar 
para 0,5 mm, perde 87,5% de seu volume. Assim, a perda do quartzo, tendo 
sido de cerca de 20 % de seu volume, conforme o quadro acima, a sua redução 
de diâmetro foi muito pequena. Significa que o grão de quartzo com 1 mm 
de diâmetro, ao perder 24% de seu volume, passou a ter 0,91 mm. 
Segundo Kuenen (1960), há quase um século já Daubrée (1879) havia 
concluído que a perda por desgaste dos grãos de areia é de somente 0,01 % 
em cada 1,5 km. Experiências do próprio Kuenen mostraram que cubos 
de quartzo grandes perdem 2% da massa após 150 km de percurso e os médios, 
somente 0,01 % na mesma distância percorrida. Assim, ele concluiu que um 
cubo de quartzo de 0,5 mm de lado precisaria dar cinquenta voltas ao redor 
da Terra pelo equador, para tornar-se esférico. 
Enquanto que um seixo se arredonda, muitas vezes, com percurso de 
100 km ou menos, um grão de areia necessita de 30 000 km ou mais, de-
pendendo de sua granulação. Esta é uma distância bem maior do que a en-
contrada nos maiores percursos fluviais. Portanto, os grãos de areia de origem 
fluvial devem ter sofrido retrabalhamentos sucessivos através de vários ciclos 
de erosão. Nas areias marinhas o vaivém contínuo das águas facilita o arredon-
damento dos grãos. 
Orientação de partículas sedimentares: petroiábrica sedimentar 
Sob determinadas condições de deposição, as partículas sedimentares 
ficam orientadas preferencialmente dentro das rochas sedimentares. Os seixos 
fluviais, por exemplo, podem ficar com estrutura imbricada pela superpo-
sição sucessiva dos seixos com eixos maiores mergulhando contra o sentido 
de fluxo das correntes. Os seixos de tilitos podem também ficar com os eixos 
maiores orientados na direção do movimento de fluxo das geleiras. Assim 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 2 9 
também os seixos marinhos podem ficar orientados com os seus eixos maiores 
dispostos paralelamente à linha da água. 
Numerosos autores têm descrito depósitos com partículas orientadas, 
mas poucos trabalhos com dados quantitativos são disponíveis. Por orien-
tação primária entende-se o arranjo espacial das partículas componentes 
durante a deposição, sem considerar as subsequentes modificações pós-
-deposicionais. 
O fecundo campo aberto pela petrofábrica de rochas ígneas e meta-
mórficas sugeriu a aplicação de métodos similares nos estudos de rochas 
sedimentares. Nos materiais sedimentares, muitas vezes, as técnicas de aná-
lises são mais convenientemente aplicadas do que nos casos de rochas ígneas 
e metamórficas. Nos últimos casos citados, sempre temos que trabalhar com 
seções delgadas, enquanto que nos estudos de sedimentos, por exemplo, 
de conglomerados pouco consolidados, as partículas individuais podem ser 
diretamente examinadas. Partículas menores requerem técnicas especiais de 
estudo. 
As medições de orientações das partículas são confinadas aos seixos 
e grãos de areia, em virtude das dificuldades de medição de partículas muito 
pequenas. Métodos para seixos foram descritos por Krumbein (1939), 
karlstrom (1952) e Harrison(1957). Para grãos de areia temos os trabalhos 
de Dapples e Rominger (1945), que foram suplementados por novos métodos 
propostos por Nanz (1955), Curray (1956), Martinez (1958), Nairn (1960) 
e outros. 
ELEMENTOS DE PETROFÁBRICA 
São considerados como elementos de petrofábrica em rochas sedimentares 
os componentes que apresentam desigualdades em suas dimensões. Assim, 
a orientação do eixo maior em elementos prolatos (em forma de bastão) ou 
do eixo menor em elementos oblatos (discóides) é comumente determinada. 
A orientação de um elemento de petrofábrica, por exemplo de um seixo, 
pode ser descrita em termos de dois ângulos. Um é a direção ou ângulo de 
azimute entre algum eixo do seixo e a direção norte, e outro é a inclinação 
ou mergulho entre o eixo do seixo em questão e o plano horizontal. O eixo 
maior pode indicar uma orientação preferencial, mas esse elemento pode 
estar ausente ou muito fracamente definido em seixos que se aproximam da 
forma discoidal. Neste caso, a orientação pode ser controlada pelas faces 
planas amplas do objeto. 
Se um seixo for convenientemente marcado no campo, de tal modo 
que sua posição original possa ser reproduzida no laboratório, será possível, 
usando-se o goniómetro, medir o azimute e o ângulo de mergulho, tanto 
do eixo maior de seixos em forma de bastão como do eixo menor dos seixos 
discóides (Karlstrom, 1952). 
1 3 0 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
PADRÕES DE PETROFÁBRICA DE CONGLOMERADOS, ARENITOS 
E FOLHELHOS 
Embora existam muitos padrões de petrofábrica concebíveis em con-
glomerados e arenitos, eles apresentam, na realidade, alguns arranjos rela-
tivamente simples. Como a orientação de um elemento de petrofábrica, 
por exemplo um seixo, é dependente de sua forma, é interessante considerarmos 
os possíveis comportamentos dos seixos conforme as suas formas. 
As esferas, naturalmente, não apresentam nenhum padrão de petro-
fábrica. A orientação dos seixos em forma de bastão pode ser descrita em 
termos de petrofábrica pela posição espacial do seu eixo maior. Os padrões, 
que mais comumente podem ser verificados, quando projeções dos pólos 
definidos pelos eixos são feitas em diagramas de igual área (Schmidt-Lambert), 
são os seguintes: a) petrofábrica isotrópica (fortuita); b) faixa acompanhando 
o plano da camada; c) um ou dois pólos no plano da camada (paralelo ou 
transversal à corrente predominante); d) uma faixa com mergulho contra 
a corrente; e e) pólo simples com mergulho contra a corrente (petrofábrica 
"monoclínica"). A orientação dos seixos de forma discóide pode ser defi-
nida em termos de disposição espacial do seu menor eixo, que seria essen-
cialmente o eixo normal à face do disco. Esses seixos podem ficar dispostos 
com o eixo menor perpendicular aos planos de acamamento das rochas 
ou podem aparecer imbricados com mergulhos contra o sentido de fluxo 
das correntes. As formas triaxiais podem aparecer com as projeções dos 
eixos maiores concentradas na faixa marginal dos diagramas, acompanhando 
o plano de acamamento, ou em forma de faixa ligeiramente inclinada em 
relação às camadas. Neste caso a faixa aparece somente em uma metade do 
diagrama em forma de um amplo círculo. 
Observações feitas em seixos por Wadell (1936) e Krumbein (1940, 
1942) estão em concordância com a afirmação de Johnston (1922), que os 
eixos maiores dos seixos se dispõem geralmente na mesma direção do fluxo 
da corrente, e têm sido confirmadas também em estudos posteriores como 
os de Schlee e Murray, 1952 (in Pettijohn, 1957). 
Cailleux (1945) estudou as inclinações de cerca de 4 000 seixos em for-
mações, variando em idade desde o Paleozóico ao Recente. Ele verificou 
que a imbricação é um fenómeno comum, e que as formações marinhas 
apresentam direções mais variáveis, enquanto o padrão direcional em seixos 
fluviais é notavelmente uniforme. A inclinação média contra a corrente em 
depósitos fluviais foi da ordem de 15 a 30°, enquanto que os depósitos marinhos 
mostraram inclinações de somente 2 a 12°. Ele observou também que, em 
geral, os seixos menos achatados possuíam inclinações menores que os mais 
achatados, que os seixos maiores estavam mais bem orientados que os me-
nores, e que seixos em contato uns com outros estavam mais bem orientados 
que os isolados. 
Orientação preferencial de seixos em tilitos foi usada por Richter (1932, 
in Muller, 1967), Krumbein (1939), Holmes (1941), Karlstrom (1952) e outros. 
Foi verificado que, em geral, os eixos maiores são paralelos à direção de 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 131 
fluxo do gelo, coincidindo com as direções determinadas por processos 
independentes, tais como estriações do embasamento, etc. Segundo Holmes, 
existe um segundo padrão, menos frequente, determinado por seixos com os 
eixos maiores perpendiculares à direção de movimentação das geleiras. 
A petrofábrica das areias e arenitos é um assunto menos conhecido 
que dos conglomerados, principalmente em virtude das dificuldades de 
estudo dos materiais de granulações mais finas. Têm sido feitas tentativas 
de medição de eixos maiores dos grãos ou do eixo cristalográfico, seguindo 
a premissa que o eixo maior e o eixo cristalográfico estejam intimamente 
ligados. Wayland (1939) e Ingerson e Ramisch (1942) observaram realmente 
que o eixo maior dos grãos elásticos de quartzo e o eixo cristalográfico possuem 
a tendência de coincidirem. 
Dapples e Rominger (1945) demonstraram experimentalmente que os 
azimutes dos eixos maiores dos grãos de quartzo tendem a ficar orientados 
paralelamente à direção de fluxo das correntes (tanto em ambiente aquoso 
como eólico) e, também, que as extremidades maiores dos grãos assimé-
tricos mergulham contra as correntes (62% no caso dos grãos depositados 
em água). Menor concentração de eixos maiores foi também observada 
com disposição transversal às correntes preferenciais. Alguns dos arenitos 
estudados por Schwarzacher (1951) mostraram uma tendência para "duas 
máximas", sendo a bissetriz do ângulo definido pelas máximas, paralela à 
direção da corrente. 
As partículas de minerais argilosos, especialmente de argilo-minerais, 
são de hábito micáceo e durante a deposição elas são dispostas caoticamente. 
Depois, por peso dos sedimentos superpostos ocorre a compactação dos 
sedimentos, que faz com que os minerais de argila sofram rotação até se 
disporem em um mesmo plano, ganhando então orientação paralela ou 
subparalela. Tais reorientações fazem com que a porosidade seja reduzida, 
atribuindo concomitantemente a fissilidade característica dos folhelhos. 
Keller (1946) mostrou que algumas argilas refratárias possuem as placas 
de argilo-minerais dispostas caoticamente e acreditou que esse fato seria 
resultante do crescimento pós-deposicional das placas em gel argiloso. Existem 
também trabalhos sobre petrofábrica de calcários e dolomitos, mas parece 
que a maior parte dos padrões descritos pelos autores, que estudaram este 
fenómeno, pode ser atribuída a crescimentos por cristalização secundária 
em poros e outras aberturas produzidas por implantações de estruturas 
drusiformes. 
Estruturas orgânicas, tais como conchas de lamelibrânquios, também 
respondem ao fluxo das correntes. As valvas soltas, de forma côncavo-convexa, 
podem se dispor indiferentemente com uma das faces para cima, mas, se 
sofrerem a ação de uma corrente, a orientação se tornará uniforme e, neste 
caso, o lado convexo ficará voltado para cima. Portanto a orientação de 
fósseis nas rochas sedimentares pode ser índice da direção de fluxo e também 
um índice de topo e base de camadas em zonas perturbadas por dobras e 
falhas. 
1 3 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
MÉTODOS DE MEDIÇÃO DE ORIENTAÇÃO DAS PARTÍCULAS 
Entre as rochas sedimentares as técnicas de estudo da petrofábrica 
são, muitas vezes, aplicadas com maispropriedade do que em rochas ígneas 
e metamórficas. Nos casos de rochas cristalinas é sempre necessário tra-
balharmos com seções delgadas orientadas, enquanto que nos casos de rochas 
sedimentares podein-se estudar conglomerados pouco consolidados, em que 
as partículas individuais possam ser examinadas macroscopicamente com 
grande facilidade. Partículas menores, tais como de arenitos, exigem certa-
mente técnicas especiais, mesmo no estudo de petrofábrica de rochas sedi-
mentares. Técnica de cimentação artificial de í sedimentos inconsolidados, 
usando-se certos tipos de resinas sintéticas, pode ser de grande valia nos 
casos de estudos de arenitos. 
ORIENTAÇÃO DE SEIXOS EM CONGLOMERADOS 
A técnica para medição da orientação de seixos em conglomerados 
envolve duas fases distintas: uma de campo e outra de laboratório. 
TÉCNICA PARA COLETA DE SEIXOS 
A superfície vertical de um afloramento é limpada para se obter uma 
área de amostragem retangular, que abranja, no mínimo, cem seixos. 
Os instrumentos necessários nesta fase de coleta são: bússola Brunton, 
lápis preto duro, martelo e um dispositivo para marcar os traços de referência 
nos seixos. Este dispositivo pode ser confeccionado com plástico flexível, 
de cerca de 1 mm de espessura e 15 cm de lado, onde são feitas ranhuras 
retilíneas e perpendiculares entre si, afixando-se também um nível de bolha 
em alinhamento com a ranhura horizontal, como na Fig. 43. O dispositivo 
serve para fazer traços de referência nos seixos, como se vê na Fig. 44. 
Antes de mais nada, depois que a superfície vertical estiver limpa, ela 
deve ser orientada e para isso toma-se a direção do afloramento, que pode 
ser tanto em sistema de orientação por quadrantes ou no sistema azimutal. 
O tamanho da superfície de coleta vai depender da densidade de distribuição 
Figura 43. Dispositivo para marcar traços Figura 44. Traços de referência e a pos i ção 
de referência em seixos de seixos em afloramentos 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 3 3 
dos seixos. Devem ser escolhidos, de preferência, seixos em que a relação 
diâmetro mínimo: diâmetro máximo seja, no mínimo, 1:1,5, sendo melhor 
se for 1:2 Escolhido o seixo,, utilizando-se o dispositivo acima descrito, são 
marcados dois traços de referência, tomando-se o cuidado de prolongar as 
extremidades da linha horizontal até as partes laterais do seixo. Em seguida, 
este seixo é retirado do afloramento e guardado em saco de amostra. Assim 
se vai procedendo, sucessivamente, até coletar um número mínimo de cem 
seixos por afloramento. 
TRABALHO DE LABORATÓRIO 
O trabalho de laboratório compreende duas etapas: 
a) Reprodução da posição original do seixo e medida de azimute a ângulo 
de inclinação do eixo maior. 
b) Representação gráfica e interpretação dos resultados. 
Se os seixos estiverem muito sujos e necessitarem de limpeza, os traços 
são reforçados com tinta nanquim, espera-se até secar e depois são lavados. 
Após esta operação, cada seixo é colocado no centro de uma circunferência 
graduada, sobre um pedaço de massa de moldar (tipo plastilina), com o 
traço curvo, mais longo, do seixo coincidindo com o plano horizontal. Para 
se obter essa orientação usa-se uma lâmina de vidro na posição vertical, 
montada sobre um suporte (base) de madeira, contendo a lâmina, diversos 
traços paralelos e horizontais. Quando o traço mais longo (curvo) do seixo 
estiver coincidindo com um dos traços da placa de vidro, teremos orientado 
o seixo na posição encontrada originalmente no campo, por ocasião da 
coleta. Além disso, é necessário que a base da placa de vidro esteja orientada 
na mesma direção do barranco c medida no próprio afloramento durante 
a coleta dos seixos. Assim, tendo-se reorientado o seixo, verifica-se para 
que rumo (azimute) mergulha o eixo maior do seixo, ângulo que é fornecido 
diretamente na circunferência graduada de papel sobre a qual está situado 
o seixo, e o ângulo de inclinação do eixo maior é obtido com o clinômetro 
da bússola Brunton ou com um transferidor (veja a Fig. 45). 
Os dados de azimute e inclinação dos eixos maiores dos seixos são pro-
jetados no diagrama de Schmidt-Lambert ou igual área. Este diagrama 
permite representar as posições relativas dos pontos que representam os 
seixos, sem deformação, o que não acontece com o diagrama de Wulff, porque 
neste as áreas são menores nos pólos. 
Os seixos serão localizados nos diagramas, quanto à sua orientação, 
considerando-se que o azimute aumenta no sentido horário (de 0 a 360°) 
e o ângulo de inclinação aumenta da periferia da circunferência para o centro 
(de 0 a 90°). Depois da projeção, as nuvens de pontos obtidos podem ser 
envolvidas por curvas que representem porcentagens de frequências. Para 
a contagem dos pontos, confeccionamos os contadores de centro e o de pe-
riferia, os quais têm a área interna de orifícios circulares correspondente 
a 1 % da superfície total do diagrama. Antes de começar a contagem, a área