Orientação de Grãos em Rochas Sedimentares

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1 3 4 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 3 5 
Figura 45. Esquema de reor ientação de seixos em Figura 46. Desenho e squemát i co mos-
laboratór io mostrando os dispositivos necessários trando os contadores de centro e peri-
férico para c o n s t r u ç ã o de diagrama de 
pontos 
total do diagrama de Schmidt-Lambert, contendo as nuvens de pontos, 
pode ser quadriculada para facilitar o deslocamento e contagem sistemática 
dos pontos. Nas partes centrais, utilizando-se o contador central, são con-
tados os pontos que caem dentro da circunferência do contador, em cada 
deslocamento sucessivo sem recobrimento de área. Na periferia, os pontos 
que caem dentro das duas circunferências do contador periférico são somados. 
Em ambos os casos, tanto operando-se com o contador central como usando-se 
o contador de periferia, os deslocamentos são feitos sucessiva e sistemati-
camente até cobrir a área total, do gráfico, marcando-se no centro da cir-
cunferência, em cada posição, o número de pontos contados (veja a Fig. 46). 
Se o número total de pontos for igual a cem, os pontos contados fornecerão 
diretamente as porcentagens, caso contrário, as frequências serão recalcu-
ladas para fornecer os resultados finais sempre em porcentagem. As leituras 
de orientação dos seixos podem também ser representadas em diagramas 
em rosetas ou histogramas. Aqui, em ambos os casos, são representadas 
as classes azimutais, não se dando ênfase aos valores dos ângulos de incli-
nação dos eixos dos seixos (veja as Figs. 47 e 48). 
Na interpretação dos resultados, deve-se usar o bom senso, bastando 
imaginar meandros de um rio para se ter ideia das dificuldades na inter-
pretação das direções de antigos cursos fluviais, responsáveis pela deposição 
de um sedimento, que contém os seixos em estudo. 
ORIENTAÇÃO DOS GRÃOS EM ARENITOS 
Para a medida da orientação dos grãos em arenitos utilizamos seções 
delgadas. Neste caso, as seções delgadas são preparadas por métodos con-
vencionais, porém orientadas e com plano de seção perfeitamente definido. 
M É D 1 A ' N 8 5 ° £ 
Figura 47. Diagrama em roseta com rumos Figura 48. Histograma de or ientação do eixo 
geral e m é d i o de mergulho do eixo maior maior em seixos de till glacial 
em seixos 
A primeira indicação da existência ou não da orientação dos grãos 
pode ser obtida pela observação do comportamento óptico dos minerais 
formadores mais importantes das rochas durante a rotação da platina do 
microscópio. De acordo com Sander (1950, in Muller, 1967), os seguintes 
comportamentos são usados nos métodos visuais: 
a) Ocorrência de índices de refração mais altos ou mais baixos (exemplo 
característico: petrofábrica de calcita). 
b) Extinção ou iluminação (grãos de quartzo, calcita, etc). 
c) Ocorrência de cores aditivas ou subtrativas usando-se compensadores 
(por exemplo: placa de gipso). 
Assim, pelos métodos visuais, as medidas de orientação dos grãos em 
arenitos podem ser efetuadas com o auxílio da platina universal, pelo processo 
fotométrico ou por meio de dispositivos eletrônicos automáticos do tipo 
desenvolvido por Zimmerle e Bonham (1962). 
Outro processo que pode ser utilizado é o do estudo da petrofábrica 
por meio dos raios X. Neste caso usa-se aparelho de raios X provido de go-
niómetro contador (goniómetro de textura), instrumento desenvolvido espe-
cialmente para trabalhos de metalografia. Este instrumento permite um 
registro rápido e direto de seções amplas de diagramas de petrofábrica. 
Muitas vezes, nos estudos sedimentares, o conhecimento do grau de 
orientação de um determinado mineral em uma certa direção na rocha (isto é, 
por exemplo, a orientação de silicatos acamados — argilo-minerais — com 
os planos basais coincidente com o plano de acamamento da rocha) é comu-
mente suficiente para concluir sobre as condições de deposição ou alterações 
diagenéticas (orientação forçada pelo peso das rochas superpostas) em conexão 
com outros estudos, como de porosidade e permeabilidade. 
1 3 6 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
PETROFÁBRICA DE ARGILAS E FOLHELHOS 
Tem sido demonstrado que as partículas de argila, especialmente dos 
minerais de argila, são de hábito micáceo; e são frequentemente depositadas 
caoticamente mas, pela pressão devida ao peso dos sedimentos superpostos, 
são reorientadas dispondo-se segundo um mesmo plano. Tais orientações 
paralelas ou subparalelas reduzem a porosidade e originam a foliação dos 
folhelhos. Os argilitos, que possuem tal "petrofábrica", apresentam fratura 
irregular ou conchoidal. 
O reconhecimento macroscópico do acamamento em rochas sedimen-
tares depende da visibilidade ou não das propriedades, que produzem essa 
estrutura Assim, uma abrupta mudança de granulometria, independente 
da natureza mineralógica, pode ser reconhecida sob forma de acamamento; 
o mesmo se aplica para as diferenças no conteúdo mineralógico, que são 
evidentes pela forma e cor dos minerais. Muitas vezes o reconhecimento 
macroscópico da existência ou não da orientação das partículas, dando 
origem ao acamamento, só é possível em rochas intemperizadas. 
Composição mineralógica 
A composição das rochas sedimentares pode ser expressa em termos 
mineralógicos ou químicos. A composição mineralógica é uma propriedade 
importante dos sedimentos e, juntamente com as características texturais 
(já vistas) e estruturais, define as propriedades dos agregados de minerais. 
A composição fornece uma importante base para a classificação das 
rochas sedimentares, sendo sucedida em importância pela textura e estrutura 
das mesmas. 
Mais de 150 espécies de minerais têm sido identificadas nas rochas 
sedimentares. A maior parte desses minerais é relativamente rara e depende 
de sua inclusão acidental entre os fragmentos detríticos. Segundo Krynine 
(1948), apenas cerca de vinte espécies mineralógicas compõem 99% das 
rochas sedimentares. A Tab. XIV (adaptada de Krynine, in Krumbein e 
T A B E L A X I V - Minerais mais comuns em sedimentos (Krumbein e Sloss, 1963) 
Comumente mais Comumente menos Menos de 1 % 
de 10% da rocha de 10% da rocha (acessórios) 
Minerais detríticos 
Quartzo Sílex detr í t ico Minerais de F e 
Minerais de argila Micas grossas Z i r c ã o 
Micas finas Feldspatos Turmal ina 
E p í d o t o 
Granada 
Hornblenda 
Minerais químicos e autígenos 
Calcita Sílex A n a t á s i o 
Dolomita Quartzo s e cundár i o Feldspato e mica 
Gipso aut ígenos 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 3 7 
Sloss, 1963) mostra a lista de minerais mais comuns arranjados segundo 
suas abundâncias relativas nos sedimentos. Os fragmentos líticos (de rochas), 
embora não constem na tabela, são também constituintes importantes nas 
rochas sedimentares. 
Algumas rochas sedimentares são extremamente uniformes na sua com-
posição mineralógica. O arenito St. Peter (Ordoviciano) dos Estados Unidos 
é composto de mais de 99% de grãos de quartzo. Mas, mais comumente, 
os sedimentos são misturas de vários minerais e alguns, tais como os tills 
glaciais, apresentam uma variedade muito grande de minerais e de fragmentos 
de rochas. 
MINERAIS DETRÍTICOS E NÃO-DETRÍTICOS 
O primeiro grupo da Tab. XIV inclui os minerais detríticos, que con-
sistem de partículas quebradas ou que sofreram abrasão e que foram levadas 
até o sítio de deposição por processos mecânicos. Os minerais detríticos 
formam massas de sedimentos elásticos e, como mostra a Tab. XIV, os mi-
nerais mais abundantes nessas rochas são quartzo, minerais de argila e mica 
fina. Menos comuns são o sílex detrítico, feldspatos e mica grossa. Os minerais 
acessórios são menos abundantes e são partículas de alta densidade derivadas 
das rochas matrizes. 
A Fig. 49 (Krumbein e Sloss, 1963) mostra a variaçãodos tamanhos 
das partículas detríticas nos sedimentos elásticos. O quartzo e a mica se 
estendem através de uma ampla variação nos tamanhos, enquanto que os 
minerais de argila são mais tipicamente associados aos folhelhos. 
Os minerais não-detríticos são precipitados das soluções por agentes 
químicos ou biológicos. A acumulação dos materiais precipitados ocorre 
nas proximidades do ponto de precipitação. Este grupo inclui os minerais 
autígenos formados nos sedimentos após a sua deposição. 
L O G 0 0 D I Â M E T R O EM MM 
CONGLOME-
RADO I 
A R E I A 
F R A G M E N T O S L Í T I C O S 
C A R B O N A T O S D E T R Í T I C O S 
Q U A R T Z O 
T ~ 
1/64 1/256 1/1024 
1 1 | 1 1 I 
F O L H E L H O 
F E L D S P A T O 
M I N E R A I S PE S A P O S 
" 7 " 
M I N E R A I S DE A R B I L A 
Figura 49. Variação de tamanho das partículas detríticas em sedimentos elást icos (Segundo 
Krumbein e Sloss, 1963) 
138 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Os minerais mais comuns entre as rochas não-clásticas são a calcita 
e a dolomita. Sílex, quartzo secundário e gipso (ou anidrita) são menos comuns. 
Pequenas quantidades de anatásio, e raras ocorrências de minerais acessórios 
podem ser encontradas entre os não-clásticos. 
A composição de todas rochas sedimentares pode ser expressa em termos 
de dois grupos de componentes mostrados na Tab. X I I I , isto é, detríticos 
ou químicos e autígenos. Esses dois componentes podem estar misturados 
em quaisquer proporções nos sedimentos específicos. Por exemplo, um cal-
cário pode ser composto inteiramente de minerais calcita e dolomita não 
elásticos ou pode conter tanta argila detrítica a ponto de ser classificado 
como um calcário argiloso. 
Em qualquer sedimento, a composição da fração detrítica depende da 
espécie da rocha matriz, do grau de intemperismo da rocha matriz e da dis-
tância e processo de transporte. Paralelamente, a composição das frações 
não-detríticas depende dós processos físicos e químicos que ocorreram no 
sítio de deposição. Em adição aos minerais detríticos e não-detríticos, que 
constituem os depósitos sedimentares originais, outros componentes podem 
ser introduzidos após a deposição. Esses minerais são chamados autígenos, 
formados in loco dentro dos sedimentos, e serão estudados mais pormenori-
zadamente no capítulo de diagênese dos sedimentos. 
MINERAIS ACESSÓRIOS 
Ocorrem tipicamente como constituintes menos frequentes em arenitos. 
Entre esses minerais temos a magnetita, ilmenita, turmalina, granada, zircão, 
rutilo, etc. Eles merecem um tratamento minucioso pela sua importância 
na indicação das rochas matrizes dos sedimentos. São derivados das rochas 
matrizes, tendo resistido aos ciclos de intemperismo e transporte. Os minerais 
acessórios possuem comumente pesos específicos mais altos que os minerais 
mais comuns nos sedimentos, isto é, quartzo e feldspatos, sendo por isso 
mesmo, chamados minerais pesados. 
Na Tab. XV (Krumbein e Sloss, 1963) estão dispostas associações comuns 
de minerais pesados em conexão com as rochas matrizes das quais os sedi-
mentos foram derivados. 
Os sedimentos de "primeira geração", formados a partir de rochas ígneas 
expostas ou de terrenos metamórficos, tendem a apresentar grãos minerais 
angulares ou subangulares, com algumas clivagens e faces cristalinas pre-
servadas. As associações de minerais pesados podem conter alguns minerais 
instáveis, tais como hornblenda e biotita (veja a Fig. 50, Krumbein e Sloss, 
1963). 
Sedimentos resultantes do retrabalhamento de rochas sedimentares 
anteriores tendem a apresentar grãos de minerais pesados bem arredondados, 
compostos de minerais pesados mais estáveis, tais como turmalina e zircão. 
Tais feições indicam retrabalhamento e eliminação de componentes menos 
estáveis. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 3 9 
T A B E L A X V - A s s o c i a ç õ e s característ icas de minerais pesados 
em função das rochas matrizes 
Rochas ígneas ác idas 
e intermediárias Pegmatitos 
Rochas ígneas máficas 
e ultramáficas 
Apatita Cassiterita Anatás io 
Biotita Fluorita Augita 
Hornblenda T o p á z i o Brookita 
Monazita Turmal ina Cromita 
Muscovita Volframita Hipers tên io 
Titanita Ilmenita 
Zircão (euhedral) L e u c o x ê n i o 
Ol iv ina 
Rutilo 
Rochas metamórf icas 
Andalusita 
Granada 
G l a u c o f â n i o 
Hornblenda (verde-azul) 
Cianita 
Sillimanita 
Estaurolita 
Sedimentos retrabalhados 
Glauconita 
Minerais de F e 
Quartzo 
Rutilo 
Turmal ina 
Z ircão (arredondado) 
A Tab. XV mostra algumas associações de minerais que são diagnósticos 
de rochas matrizes. Mas muitos sedimentos contêm minerais provenientes 
de mais de uma área fonte. Portanto uma interpretação completa dos dados 
de minerais pesados requerem uma consideração das proporções relativas 
dos grupos mineralógicos, grau de arredondamento dos grãos, efeitos de 
dissolução diferencial e outros fatores. 
ANÁLISE DE RESÍDUOS INSOLÚVEIS 
Paralelamente aos estudos de minerais pesados em rochas detríticas, 
temos os estudos de resíduos insolúveis em rochas não-clásticas, tais como 
A R E N I T O 
ST . P E T E R 
A R E N I T O B A S A L D E 
C I C L O T E M A P Ê N S I L VA N I A N O 
E S P É C I E S M I N E R A L Ó G I C A S 
Figura 50. Frequênc ias de minerais pesados em dois arenitos dos E U A (Segundo Krumbein e 
Sloss, 1963) 
1 4 0 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
calcários e dolomitos. Deve-se ter em mente que tanto calcários como dolo-
mitos podem ser também de origem detrítica. Os minerais e outros materiais 
insolúveis em rochas carbonáticas incluem uma grande variedade de subs-
tâncias, variando de areias e siltes detríticas a minerais secundários, e também 
substituições por sílex de minerais originais ou fósseis. 
As amostras de rochas moídas são digeridas em ácido clorídrico di-
luído até que os carbonatos estejam completamente dissolvidos. O resíduo 
é lavado, secado e pesado, e guardado em vidros de relógio ou montado 
em lâminas microscópicas para exames detalhados. Ireland (1950) descreve 
a técnica e fornece uma classificação dos resíduos insolúveis. 
Em muitos casos, os resíduos insolúveis ocorrem em associações típicas 
ou em abundâncias relativas que os tornam úteis para finalidades de cor-
relação. Existem também estudos que relacionam os resíduos insolúveis 
com os conteúdos em magnésio. 
Propriedades de massa das rochas sedimentares 
A associação de partículas em agregados (como em um testemunho de 
sondagem de um arenito) determina um certo conjunto de propriedades de 
massa das rochas sedimentares. Uma propriedade de massa dos sedimentos 
é a porosidade, que é uma medida do espaço poroso presente. Outra é a 
permeabilidade, que é uma medida da facilidade de movimentação de fluidos 
através do agregado. Outras propriedades incluem plasticidade (em argilas), 
densidade, coesão, etc. Dessas propriedades, veremos em maiores detalhes a 
cor, densidade e peso específico, porosidade e permeabilidade. 
CORES DOS SEDIMENTOS 
INTRODUÇÃO 
As cores nas rochas sedimentares constituem uma das características que 
primeiramente chamam a atenção do pesquisador durante os trabalhos de 
campo; além disso, é um fator determinante, em muitos casos, para distinguir 
uma determinada sucessão litológica, embora por si só não cheguem, em 
certos casos, a definir unidades litológicas heterogéneas. As cores dos sedi-
mentos podem ser primárias (originais ou singenéticas) e secundárias (epige-
néticas). As cores primárias são aquelas existentes na época do soterramento 
dos sedimentos; secundárias são cores que resultam das mudanças ocorridas 
subsequentemente ao soterramento. As cores mais amplamente distribuídas 
entre as rochas sedimentares são: branco, cinzenta e preto. Entre as várias 
tonalidades,as mais frequentemente encontradas são: vermelho cor de tijolo, 
vermelho-acastanhada, castanha-avermelhada, castanha e diversos tons da 
cor amarelo. Além disso, são comuns também várias tonalidades da cor verde. 
Entre as rochas sedimentares, as cores azul, azul-celeste ou roxa são mais 
raras. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 4 1 
FATORES DETERMINANTES 
A coloração das rochas é determinada por suas constituições. A cor 
branco é característica de rochas isentas de compostos de ferro e manganês 
ou de matéria orgânica. Muitas espécies de depósitos salinos (sal-gema), 
dolomito, calcário, minerais de argila do grupo da caolinita e areia quartzosa 
pura exibem cor branco. 
As cores cinza e negro são ligadas à matéria orgânica (carbono orgânico 
ou hidrocarbonetos) na maior parte dos casos e, quando as rochas estão 
associadas com esses produtos, são frequentemente encontrados compostos 
de enxofre, como pirita e marcassita. Estes minerais, quando dispersos na 
massa das rochas, atribuem às mesmas cores escuras ou pretas. Além disso, 
vários óxidos de Mn também apresentam cor negro. As diversas tonalidades 
da cor cinza, chegando a quase preto, são relacionadas às quantidades variáveis 
de matéria orgânica e óxidos ou sulfetos de metais (mais comumente de Fe 
e mais raramente de Cu ou Pb), associados que se apresentam dispersos 
nas rochas. 
Na Fig. 51 estão mostradas relações conjuntas entre a coloração e ma-
térias contidas, obtidas durante pesquisas de carbonatos. Nessa figura pode-se 
notar a perfeita concordância entre as curvas de tonalidades (principalmente 
em relação à intensidade da cor preto) e os conteúdos da rocha em carbono 
orgânico, ferro e enxofre de sulfetos. As curvas das colorações foram ba-
seadas em medições efetuadas por fotômetro. 
METROS COMPOSIÇÃO OUIMICA PRINCIPAL CAR8.ORG. FERROTOTAL S SULFETOS CARACTE Rl's TlCAS DE COLORAÇÃO 
100% 0 1 2 34 5% 0 1 2 3 4 3 % 01 2 3 4 3% 0 50 100% 
3 5 
Figura 51. R e l a ç ã o conjunta entre c o l o r a ç ã o de calcários e dolomitos e os seus c o n t e ú d o s de 
carbono orgânico , ferro total e compostos sulfetados. O s pontos ao lado da coluna l i to lógica 
são de amostragem (Extraída de Notícias Geológicas, 1966. E m j a p o n ê s ) 
As relações entre as colorações das rochas sedimentares e as matérias 
orgânicas contidas foram pesquisadas por Trask e Patnode (1936). Os re-
sultados obtidos por esses autores estão representados na Fig. 52. Asamostras 
examinadas por eles foram divididas em 37 grupos entre as tonalidades mais 
escuras e mais claras. Na ordenada, tem-se o conteúdo percentual de matéria 
orgânica e na abscissa estão representadas as tonalidades associadas ao teor 
em carbono de cada uma das amostras. Por exemplo, a terceira amostra a 
partir da esquerda possui variações em teor de 0,2 a 2,2 %. Entre as amostras, 
1 4 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
CLARAS ESCURAS 
Figura 52. R e l a ç ã o entre c o l o r a ç ã o e c o n t e ú d o de carbono orgân i co presente nos sedimentos 
(Segundo Trask e Patnode, 1936) 
que apresentam tonalidades correspondentes à amostra supra, os teores mais 
característicos de matéria orgânica estão entre 0,5 e 0,6%. Os valores médios 
de cada amostra estão representados por semicircunferências. A curva em 
preto indica que a coloração se torna mais escura com o aumento do teor 
em carbono orgânico. 
As várias tonalidades da cor vermelho, acastanhada ou amarelo são ge-
ralmente relacionadas com os hidróxidos de ferro (goethita, lepidocrocita, etc). 
A cor verde nas rochas sedimentares está relacionada, na maior parte 
dos casos, a compostos de F e + 2 , isto é, a glauconita, chamosita e mais rara-
mente hornblenda, actinolita, epídoto, clorita ou, às vezes, a silicatos do tipo 
do jaspe em fragmentos. Às vezes a cor verde pode estar ligada à existência 
de compostos de cobre. Se na massa de uma rocha ocorrem simultaneamente 
compostos de F e + 2 e Fe + 3 , as cores variam com as proporções de ambos. 
Essas relações são mostradas na Fig. 53. Nesta figura pode-se ver que a colo-
ração das rochas argilosas varia desde vermelho até verde, de acordo com a par-
ticipação efetiva de F e + 2 . Em alguns casos a cor verde pode-se tornar até 
preto. 
As cores azul e azul-celeste são típicas da anidrita e celestina, e mais 
raramente são verificadas na gipsita e sal-gema. Às vezes as cores azul e azul-
-celeste são devidas à vivianita, que pode acompanhar jazidas de ferro se-
dimentar que, por oxidação, adquirem aquelas tonalidades. Finalmente, a cor 
azul pode estar ligada à azurita, mas isso é dificilmente verificado nas rochas 
sedimentares, sendo principalmente observado nas crostas de intemperismo 
de depósitos de sulfetos. 
A cor roxa é muitas vezes deixada sem esclarecimento de causa. E pos-
sível que, na maior parte dos casos, esta cor esteja ligada aos teores e relações 
dos óxidos de Fe e Mn contidos nas rochas. 
Um fato que deve ser frisado neste ponto é que a quantidade dos "ma-
teriais corantes" contidos nas rochas é muito pequena. Por exemplo, para 
escurecer a coloração de um calcário a quantidade necessária de matéria 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 4 3 
2 3 4 5 
% de Fe ferroso ( Fe em FeO ) 
Figura 53. Re lação entre cor e c o n t e ú d o de ferro em estados férrico e ferroso. Note que a por-
centagem de ferro total das ardós ias de cor vermelha n ã o difere das de cor preta (Segundo 
Tomlinson, 1916) 
orgânica é da ordem de algumas porcentagens até alguns décimos de porcen-
tagem. A quantidade necessária de Fe para que um arenito ou argilito apre-
sentem coloração vermelho é também da mesma ordem de grandeza. 
Uma coisa muito importante, que deve ser observada nas pesquisas sobre 
cores das rochas sedimentares, é que, além do agente principal, qual seja a 
composição da rocha, existem possibilidades de forte influência de outros 
fatores. Por exemplo, uma rocha, quando molhada, apresenta coloração ge-
ralmente mais escura do que quando seca e, em local muito iluminado, a cor 
tende a aparecer mais clara. 
Twenhofel (1932) e Pettijohn (1957) consideram que a granulometria das 
rochas é também um fator importante. Em geral, nota-se uma tendência para 
escurecimento em rochas de granulação mais fina. Sobre essas relações entre 
a granulação e a coloração dos sedimentos, Sauramo (1923) executou pes-
quisas detalhadas em argilas quaternárias da Finlândia. Pettijohn (1957) 
considera que a cor escura em uma grauvaca (ou grauvaque) de granulação 
grosseira, por ele examinada, esteja ligada a grãos minerais constituintes for-
temente absorventes de luz. Por todos esses fatores é importante pesquisar 
as rochas sob condições aproximadamente idênticas ou então especificar em 
que condições (seca ou molhada, em blocos ou em pó de rocha, etc.) aquelas 
cores foram observadas. 
1 4 4 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
MINERAIS COLORIDOS EM SEDIMENTOS 
As origens das colorações nas rochas sedimentares são complexas. Vimos, 
acima, que pode ocorrer até a influência da granulação das partículas cons-
tituintes. Mas, em geral, as cores dependem do matiz das partículas com-
ponentes ou da presença de algum pigmento corante. Por exemplo, as areias 
brancas são quartzosas, as róseas podem ser granatíferas e as pretas com 
magnetita. Essas colorações são chamadas de hereditárias. Isto porque, nesses 
casos, as rochas sedimentares herdaram as colorações ligadas às composições 
mineralógicas das rochas matrizes. Mas as cores nas rochas sedimentares são 
ligadas também a fenómenos das fases iniciais de sua origem (sedimentação 
e diagênese) e, às vezes, também a minerais neoformados (sedimentos autí-
genos). Essas colorações de origem sedimentar e diagenética são, na maior 
parte dos casos, características de rochas de origemquímica ou orgânica. 
Temos, como exemplos, cores brancas de calcários e dolomitos, cores esver-
deadas ou amareladas de rochas, que contêm glauconita ou chamosita, etc. 
Por fim, a coloração das rochas sedimentares pode ser ditada por fenó-
menos posteriores, ligados principalmente aos processos intempéricos, deter-
minada por minerais secundários. Neste caso, as rochas são submetidas à 
oxidação e hidratação, podendo ocorrer também introdução ou eliminação 
de compostos; assim, as cores observadas podem ser bastante diferentes das 
primárias (singenéticas). 
Mac Carthy (1926), que estudou mais detidamente as cores dos minerais, 
com especial ênfase sobre argilas e outros sedimentos, concluiu que, "exce-
tuando as cores orgânicas e ocasionais, argilas tingidas de Mn, os compostos 
de Fe, de um ou de outro modo, parecem ser quase que os únicos respon-
sáveis por essas cores". Ele correlacionou, com certo sucesso, as cores dos 
minerais com Fe e suas razões FeO/Fe 2 0 3 e seus graus de hidratação. Algumas 
anomalias aparecem na aplicação do seu esquema, que foi baseado na química 
molecular. Provavelmente uma cuidadosa correlação esteja próxima, quando 
suficientes dados estiverem acumulados para ligar a química cristalina dos 
compostos de ferro e suas cores. Já que os minerais sedimentares comuns de 
ferro são geralmente caracterizados por certas .cores, as suas relações e con-
tribuições na definição das cores das rochas sedimentares podem ser suma-
riadas em termos de compostos de ferro constituintes, como segue abaixo: 
a) F e 2 0 3 (óxido férrico) - Inclui as formas hidratadas, que podem 
ocorrer em forma de vários minerais: 
- Hematita (Fe 2 0 3 ) - Vermelho, púrpura e possível, mas improvavel-
mente, cinza nos sedimentos. 
- Goethita (HFe0 2 ) - Amarelada, acastanhada, menos comumente aver-
melhada. A goethita é constituinte principal das limonitas. 
- Lepidocrocita (FeO • OH) - Vermelho, laranja ou acastanhada. Ela é 
também constituinte da limonita. A oxidação do Fe(HC0 3 ) 2 , em so-
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 4 5 
lução, com baixa concentração de C 0 2 favorece a formação da lepi-
docrocita. 
- Maghemita ou óxido férrico gama (Fe 2 0 3 ) - Esta é uma hematita 
magnética com estrutura de magnetita, e a sua cor é do vermelho ao 
marrom. Maghemita vermelha pode converter-se em hematita ver-
melha. 
- Limonita — Inclui os óxidos de ferro hidratados que dão uma colo-
ração de amarelada a acastanhada. Embora a limotita não seja nome 
de um mineral, mas de um grupo de minerais, é utilizável para deno-
minar mistura de óxidos de ferro não identificados individualmente. 
Veja goethita e lepidocrocita. 
O óxido férrico é marcadamente policromático. Por exemplo, com a 
diminuição da granulação das partículas, a hematita muda de cor a partir 
de quase preto até vermelho (que é a cor do traço) e, finalmente, para amarelo 
(que é a cor das soluções de ferro férrico). 
O "mineral" wiistita (FeO) é só artificialmente preparado e não é co-
nhecido nos sedimentos. Portanto, é incorreto atribuir a cor verde nas rochas 
sedimentares ao óxido ferroso, por si só, como frequentemente tem sido feito. 
Os óxidos ferroso e férrico (Fe 3 0 4 ) - magnetita - atribuem aos sedi-
mentos, que o contêm, uma cor cinza ou preto. 
b) Silicatos de ferro — Os silicatos atribuem cor verde ou esverdeada 
aos sedimentos e abrangem vários minerais: 
- Montmorillonita - Principalmente do tipo de nontronita, rica em 
ferro. 
- Illita — É provável que o conteúdo em ferro deva exceder uma quan-
tidade limite para apresentar cor verde, mas os limites não são co-
nhecidos. 
- Clorita — A clorita, que pode também contribuir para a cor verde, 
é amplamente espalhada nos sedimentos, mas nem sempre é abundante. 
Suas propriedades físicas não têm sido bem descritas na literatura e 
sua contribuição para a cor verde em sedimentos não pode ser avaliada. 
Em resumo, as cores vermelho, amarelo e marrom em rochas sedimen-
tares são conhecidas, com certeza, como sendo devidas aos óxidos de ferro 
(mais ou menos hidratados); a cor preto é devida ao carbono orgânico, sulfetos 
de ferro ou óxidos de manganês; a cor branco é devida à reflexão de muitas 
superfícies minúsculas de partículas finamente divididas, essencialmente inco-
lores; e as cores intermediárias correspondem às misturas desses materiais. 
Além disso, aquelas cores variam com a granulação dos minerais, índice de 
refração do meio circundante (molhado ou não), polarização, difração e 
outras causas. 
SIGNIFICADO G E O L Ó G I C O 
Como as rochas sedimentares são produtos de processos complexos, suas 
cores são também de origens variadas e complexas e, conforme o caso, as 
146 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
cores são determinadas por minerais detríticos (cores hereditárias), minerais 
diagenéticos ou ainda por minerais de origem posterior. Na definição das 
cores hereditárias entram tanto o modo de destruição das rochas matrizes 
como condições climáticas, de transporte (agente, distância e duração), assim 
como as condições no sítio de deposição. 
A determinação do papel representado por cada um dos constituintes 
na definição da cor nas rochas sedimentares é um problema importante, mas, 
na maior parte dos casos, é assunta difícil de ser resolvido. As observações de 
campo, das relações e variações dentro de uma unidade geológica, e entre di-
ferentes unidades geológicas, podem frequentemente servir de ajuda no escla-
recimento da origem da coloração. Assim, por exemplo, se uma determinada 
coloração segue ininterruptamente uma determinada camada, em perfeita 
concordância entre a estratificação e a coloração, é uma prova, na maior 
parte dos casos, de sua origem primária. Por outro lado, se as cores aparecem 
em forma de manchas, acompanhando fraturas ou poros, e não se modificam 
de acordo com as variações das litologias, temos provas evidentes de coloração 
de origem secundária. Uma outra maneira, de caráter irrefutável, de obtenção 
de informações sobre a natureza singenética ou epigenética das cores dos se-
dimentos está ligada à relação existente com o nível de lençol freático de 
água subterrânea. Quando uma determinada coloração, observada em aflo-
ramentos, é também verificada em níveis abaixo do nível hidrostático local, 
ficamos sabendo que a cor do afloramento também é singenética. 
Quando a coloração de uma rocha é ligada principalmente a minerais 
da época de sedimentação ou a minerais diagenéticos, ela dá indicações sobre 
as condições geoquímicas do ambiente de sedimentação. Por exemplo, a cor 
vermelho ou acastanhada, ligada a F e + 3 , indica condições de oxidação nas 
fases diagenéticas, e a cor verde-escura, devida à existência de minerais do 
grupo da glauconita ou clorita, indica condições fracamente redutoras durante 
a diagênese. Além disso, a cor cinza-escura ou preto, devida à matéria orgânica 
ou sulfetos disseminados, indicam condições fortemente redutoras durante a 
diagênese. Um fato que não deve ser esquecido é que as cores das fases iniciais 
podem ser alteradas durante a diagênese. Isto porque, se, por exemplo, nos 
sedimentos de fundo existir matéria orgânica, os óxidos de ferro serão trans-
formados em silicatos ou carbonatos de ferro, mas, quando na água intersticial 
existir H2S, serão transformados em sulfetos, passando pelas fases: 
hidróxido de Fe —• silicato ou carbonato de Fe —• sulfeto de Fe (pirita ou 
marcassita). 
Em virtude dessas transformações, as cores dos sedimentos também 
mudam em correspondência, do seguinte modo: 
Amarelo . . 
Castanha 1 ~+ V e r d , ? . d * V a n a S j ~ * C l n Z a 0 U 
Castanha-amareladaí ^nahdades | preto 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 4 7 
A transformação da coloração por influência da matéria orgânica é ve-
rificadaespecialmente em arenitos e siltitos carbonosos. Exemplo: sedimentos 
do Terciário Superior da Ásia Central. Neste caso, em torno dos fragmentos 
carbonizados de madeira, a cor vermelho das rochas está transformada em 
verde ou cinza-esverdeada. Além disso, verifica-se que quanto maior é o frag-
mento tanto maior é a espessura da porção de cor esverdeada. 
Além das condições diagenéticas, o clima é indubitavelmente um fator 
determinante da coloração das rochas sedimentares. Mas esse problema ainda 
não foi suficientemente estudado. Assim, somente alguns aspectos genéricos 
podem ser ditos sobre o problema. Em climas continentais quentes e secos, as 
cores mais amplamente observadas são claras (cinza, amarelo, cinzenta ou 
creme). No interior dos continentes, em zonas de alta temperatura e umidade, 
ou onde parte dos sedimentos é de origem marinha vários hidróxidos de Fe 
e Mn são amplamente distribuídos, de modo que a maioria dos sedimentos 
exibe cor vermelho-acastanhada (com laterita, bauxita, etc). 
Entre as cores, muitas vezes de origem primária, que têm chamado a 
atenção de muitos geólogos desde longa data, temos a cor vermelho de certos 
sedimentos conhecidos como red beds (camadas vermelhas). Essa cor ver-
melho é comum no registro geológico, desde o Pré-Cambriano até o Recente, 
em sequências de estratos uniformemente coloridos. Ocorrem principalmente 
em siltitos, folhelhos e arenitos, sendo mais raras em calcários. Antigamente se 
acreditava que as camadas vermelhas se formassem em ambiente semi-árido 
ou árido, por terem sido observadas associações delas com evaporitos (gipso 
e halita). Essa ideia baseava-se na suposição de que a aridez favorecesse a 
desidratação da limonita. Hoje sabe-se que a cor vermelho primária é comum 
em sedimentos continentais de regiões áridas ou não. 
Outra cor que tem merecido muita atenção dos estudiosos é a verde. 
A cor verde em muitas rochas sedimentares comuns está ligada aos seus cons-
tituintes mineralógicos argilosos. O mineral argiloso verde, que é comumente 
encontrado nos sedimentos marinhos, é a illita. A montmorillonita que é 
também frequentemente verde apresenta-se por vezes vermelha, talvez em 
virtude do óxido férrico incorporado mecanicamente, que poderia ser con-
servado externamente à rede cristalina da argila. 
Pode-se resumir o significado geológico das diferentes cores, nos sedi-
mentos, do seguinte modo: 
a) Sedimentos de cores similares às da rocha matriz geralmente sugerem 
condições climáticas muito frias ou muito áridas ou, ainda, alto gradiente 
geomorfológico, entre a fonte e o sítio de deposição. 
b) A cor negro nos sedimentos é indicativa de condições que favoreceram 
a preservação da matéria orgânica: lagoas com má circulação de água, ambi-
ente de mar raso sem maré, etc. 
c) Os sedimentos cinzentos não são indicativos de ambiente específico, 
podendo ser depositados em lagos, planícies de inundação fluvial, deltas e 
1 4 8 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
mares de profundidades rasas a moderadas, podendo ser depositados também 
em clima frio ou quente. 
d) Cores, que mudam alternadamente com as camadas, são sugestivas 
de depósitos de leques aluviais, planícies de inundação e deltas, mas essas 
condições podem também ser encontradas em sedimentos marinhos. 
e) A cor verde, como cor primária, pode indicar sedimentos glauco-
níticos ou contendo alguns argilo-minerais. Como cor secundária pode ser 
encontrada em algumas rochas piroclásticas. 
f) Cor primária vermelho indica, em primeiro lugar, um clima quente e 
uma região de terras emersas e, em segundo lugar, indica deposição sob con-
dições climáticas de estações quentes e secas alternando-se com estações 
chuvosas ou clima seco generalizado. 
No caso das cores, assim como em muitas feições geológicas, é impossível 
estabelecer regras simples e gerais, assim, cada cor constitui um problema. 
As cores dos sedimentos são muito importantes na interpretação geo-
lógica dos mesmos como foi até aqui visto. Dessa maneira é aconselhável 
que critérios menos subjetivos possíveis sejam usados durante as descrições 
das mesmas. No entanto, uma determinação precisa das cores é assunto de 
considerável dificuldade, tanto devido à falta de escalas apropriadas, como 
pelos erros subjetivos. Mas as tabelas de determinação das cores das rochas 
(rock color charí) oferecem, nos casos mais gerais, uma precisão suficiente. 
Para se ter maior precisão na determinação das cores, Grawe (1927) usou 
um fotômetro de cor. Tal instrumento permite análise quantitativa e síntese 
das cores. 
EXEMPLOS BRASILEIROS 
Abaixo são enumerados alguns exemplos brasileiros de sedimentos cujas 
cores já mereceram algum destaque: 
a) Camadas vermelhas da Formação Barreiras em Tapajós (Amaral, 1955) 
- Nos arenitos dessa formação a pigmentação ocorre na forma de pequenos 
pontos incrustando a superfície dos grãos. A sondagem de Alter do Chão (PA), 
próximo a Santarém, atravessou camadas vermelhas até 500 m de profun-
didade, sugerindo, portanto, tratarem-sé de cores primárias, por atingir pro-
fundidades bem inferiores ao nível estático de água subterrânea. 
b) Arcózio do Grupo Úrucum (Almeida), 1945, p. 82) - Estes sedimentos 
possuem cor cinza-esverdeada, com pigmentação produzida por feldspatos. 
A cor verde é devida à clorita ou apresenta cor preto devida à matéria orgâ-
nica carbonosa e pirita. Por alteração tornam-se amarelo ou rosados, em 
seguida adquirindo cores avermelhadas. A cor vermelho dá nome à Serra de 
Urucum, em Mato Grosso. 
c) Arenitos finos e siltitos verde-azulados-claros do Devoniano de Mato 
Grosso (Almeida, 1954a, pp. 53-54) - Estes arenitos, com estratificação cru-
zada, afloram no Rio Dourados, entre Guiratinga e Poxoréu. O autor encon-
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 4 9 
trou matriz clorítica associada com grãos de glauconita e agregados globulares 
de pirita antígena. 
d) Sedimentos elásticos do Grupo Santa Cruz (Almeida, 1945, p. 82) -
A causa das cores avermelhadas está no jaspelito (jaspe = quartzo cripto-
cristalino, grânulos geralmente coloridos de vermelho por inclusões hema-
títicas). 
e) Areia da Praia Vermelha (Rio de Janeiro, GB) - A cor rósea desta 
areia deve-se a um delgado filme limonítico, que penetra nas fendas de grãos 
de quartzo. Só assim a limonita conseguiu resistir ao embate das ondas, 
colorindo os grãos. 
f) Camadas vermelhas do Grupo Aquidauana (Petri e Fúlfaro, 1966) -
Estes autores encontraram camadas vermelhas nos 95 m basais do Grupo 
Aquidauana, perfurados na sondagem de Jataí (GO), constituídos de sedi-
mentos com mesma coloração (castanha ou vermelho), quer se trate de elás-
ticos finos, quer de arenitos ou conglomerados. Segundo Petri e Fúlfaro, a 
cor vermelho do material argiloso ter-se-ia originado na fonte de produção 
dos sedimentos e se teria concentrado nos elásticos finos (onde a cor mudaria 
para castanho por hidratação dos óxidos de ferro), enquanto que os arenitos 
teriam sido lavados, em grande parte, durante o transporte. 
g) Argilitos e folhelhos verdes e cinza-esverdeados da Formação Tremembé, 
SP (Suguio, 1969) - Todas as amostras examinadas de argilitos e folhelhos 
com coloração esverdeada mais acentuada (10 Y 6/2, segundo a tabela de 
cores = verde-oliva-pálido) mostraram-se mais ricas em montmorillonita 
(nontronita), então acredita-se que a cor possa ser atribuída à presença desse 
mineral. 
PESO ESPECÍFICO E DENSIDADE 
A densidade de uma substância é o peso por volume unitário, enquanto 
que o peso específico é a razão entre o peso de um corpo e o peso de igual 
volume de água destilada (a 4°C). No,sistema métrico decimal o peso em 
gramas por centímetro cúbico é numericamente igual ao peso específico. 
Ao estudarmos a densidade ou o peso específico das rochas sedimentares 
podemos pensar em termos depesos específicos dos minerais individuais ou 
do conjunto de minerais, que constituem a rocha. 
PESO ESPECÍFICO DE GRÃOS MINERAIS 
Se um sedimento puder ser separado em fiações de diferentes pesos espe-
cíficos, utilizando-se vários líquidos pesados de pesos específicos crescentes 
(a intervalos aproximados de 0,1), os resultados poderão ser apresentados da 
mesma maneira que os de análises granulométricas na forma de histogramas, 
curvas de frequência e curvas acumulativas. Este método de investigação, 
com a correspondente apresentação dos dados, dos quais importantes con-
150 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
clusões podem ser tiradas em relação à composição mineralógica de um se-
dimento, foi pela primeira vez aplicado por Becking, Baas e Moore (1959) 
em aproximadamente cem sedimentos e lamas artificiais. 
Analogamente ao método usado nas análises granulométricas, o peso 
específico médio, a seleção e assimetria de distribuição dos pesos específicos 
podem ser obtidos da curva acumulativa de pesos específicos e podem ser 
comparados com as mesmas figuras de outros sedimentos. 
MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DE PESO ESPECÍFICO 
DE GRÃOS MINERAIS 
a) Bateria de líquidos pesados — A comparação direta com os líquidos 
pesados é o melhor método para grãos minerais individuais de pequenas di-
mensões. Isto pode ser feito com uma bateria de líquidos diferindo em peso 
específico por pequenos intervalos. Uma bateria de líquidos pesados foi des-
crita por Spencer (1927) e Landes (1930). A bateria fabricada por Landes 
variava de 2,0 a 4,1. Os líquidos são armazenados em pequenos tubos tam-
ponados dispostos em um suporte confeccionado para essa finalidade. O frag-
mento de mineral a ser testado é colocado em um frasco especial, consistindo 
de um pequeno copo perfurado soldado na extremidade de uma haste rígida. 
O copo perfurado contendo o mineral a ser testado é mergulhado em um 
tubo contendo o líquido pesado e o efeito é verificado. Este teste de verificação 
da flutuação ou não do mineral é efetuado até atingir o intervalo entre dois 
líquidos de teste. É necessário lavar e secar o copo perfurado, após cada 
teste, antes de mergulhar no frasco de teste seguinte, para que não ocorra 
diluição do líquido. O processo de imersão, lavagem e secagem não consome 
mais que 30 segundos por tubo. A densidade encontrada para o mineral é em 
seguida comparada com os valores encontrados na literatura. 
b) Processo da coluna de difusão — Outro processo de separação de grãos 
minerais com diferentes pesos específicos seria através da coluna de difusão, 
do tipo descrito por Sollas (1886 e 1891). A coluna de difusão para deter-
minação do peso específico é preparada preenchendo-se até a metade um 
tubo graduado de vidro com um líquido pesado e depois completando-se a 
outra metade superior com um líquido miseível mais leve. Em seguida, o 
tubo é deixado em repouso, até que ocorra completa difusão, desenvolvendo-se 
uma gradação de pesos específicos dentro do tubo, com máximo no fundo e 
mínimo no topo. Quando a coluna de difusão estiver pronta, várias partículas 
de pesos específicos conhecidos serão cuidadosamente colocadas na coluna. 
Estas marcam no tubo níveis de pesos específicos definidos. Então os minerais 
de pesos específicos desconhecidos podem ser colocados na coluna e os seus 
pesos específicos podem ser determinados por comparação com as posições 
dos minerais índices. Esse método fornece uma determinação rápida e razoa-
velmente precisa dos pesos específicos de vários minerais em uma única 
operação. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 151 
PESO ESPECÍFICO DE ROCHAS SEDIMENTARES 
O peso específico de rochas pode ser determinado pela medição direta 
do peso e volume em amostras do tamanho de calhaus e seixos. O peso pode 
ser determinado em uma balança e o volume em um volumírnetro, pelo des-
locamento de níveis de um líquido, que preenche um frasco graduado, antes 
e depois da imersão do fragmento de amostra no líquido. Com o peso e o 
volume conhecidos, o peso específico é numericamente igual à densidade, 
quando expresso como peso em gramas dividido pelo volume em centímetros 
cúbicos. O método de medição de volume, acima descrito, resulta em grandes 
erros devido aos espaços porosos preenchidos por ar presente na amostra. 
Existem vários processos pelos quais o peso de um corpo é medido di-
retamente e o volume é determinado por pesagem subsequente em água e 
notando-se a resultante perda de peso, a partir da qual o peso da água des-
locada pode ser determinado pelo conhecido princípio de Arquimedes. 
a) Método do picnômetro — Um desses métodos é o método do picnô-
metro. O picnômetro é essencialmente um pequeno frasco de vidro, construído 
de tal modo que pode ser preenchido até um determinado volume com um 
alto grau de precisão. E essencialmente útil na determinação de peso espe-
cífico de uma rocha, onde o material é primeiramente moído até pó, eliminando-
-se assim os espaços e os erros que poderiam advir da presença dos mesmos. 
Para a determinação do peso específico pelo método do picnômetro pro-
cede-se da seguinte maneira: pesa-se o picnômetro cheio de água a 15°C, e 
denomina-se este peso de a; retira-se a maior parte da água e introduz-se 1 g 
do pó da substância, cujo peso específico se quer determinar (tomar cuidado 
na remoção de todas as bolhas de ar após a introdução do pó no frasco, 
usando sucção ou aquecimento); preenche-se novamente com água e espera-se 
que a água fique com a mesma temperatura da operação anterior; e então, 
pesa-se e registra-se o peso b. O peso da água deslocado por 1 g de rocha é 
(a + l ) - i ) , 0 peso específico é, portanto, -p- j r—Algumas vezes usam-se 
líquidos orgânicos, tais como benzeno ou tetracloreto de carbono em vez de 
água, para contornar as dificuldades de remoção de bolhas de ar, que aderem 
ao material moído, quando se usa água. Neste caso, deve-se levar em conta o 
peso específico do material líquido usado. 
b) Método da balança de Jolly — O uso da balança de Jolly envolve a 
pesagem do material, cujo peso específico se quer determinar, no ar e nova-
mente na água, embora unidades padrões de pesos não sejam usadas. O peso 
específico do material em questão é então determinado dividindo-se o peso 
P ar 
no ar pela perda de peso na água, isto é, P.E. = — ^ • A balança 
P ar -P agua 
de Jolly é adequada para pequenas massas, enquanto que algumas balanças 
do mesmo tipo são mais adaptadas para grandes massas. 
Maiores detalhes sobre outros conceitos de densidade ou peso específico 
e outros processos de determinação serão vistos no capítulo sobre porosidade. 
1 5 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
POROSIDADE 
DEFINIÇÃO 
O volume total (Vt) de uma rocha é constituído pelo volume dos poros 
(Vp) e pelo volume do material sólido (Vs): Vt = Vp + Vs. A porosidade de 
uma amostra de rocha é definida como o volume de espaço poroso da amostra 
expresso em partes ou porcentagens do volume total, isto é, P = Vp/Vt ou 
Vp/Vf 100 (%). 
A porosidade total é a porcentagem total de espaços vazios, enquanto 
que a porosidade efetiva está ligada aos espaços porosos interligados. Esta 
distinção é importante na geologia do petróleo ou na hidrogeologia, desde 
que a porosidade efetiva seja a que governe a possibilidade de recuperação 
do petróleo ou a produção de água subterrânea. Segundo Levorsen (1954), o 
valor da porosidade efetiva pode ser 5 a 10 % menor que a porosidade total. 
Os sedimentos inconsolidados possuem porosidades total e efetiva iguais, mas 
os sedimentos consolidados podem apresentar diferenças significativas, de-
pendendo do grau de obstrução dos poros por cimentação. Os poros com-
pletamente obstruídos não influem nos processos de fluxo nos sedimentos. 
Se considerarmos a época de formação dos poros de uma rocha, poderemosdistinguir a porosidade primária e a porosidade secundária. Além dos pro-
blemas de petróleo e água, os valores de porosidade são importantes nas 
questões ligadas a sítios de implantação de barragens, fundações, etc. 
Os métodos comuns de determinação de porosidade são baseados na 
medição de dois dos três volumes (Vt, Vp e Vs), de onde se, obtém por cálculo 
o valor da porosidade: 
Vt = Vp + Vs, 
Vp — Vt - Vs, 
Vs = Vt - Vp. 
Se Vp e Vt forem medidos, a porosidade será 
P= Vp/Vt. 
Se Vt e Vs forem medidos, a porosidade será 
P _ tt-K. 
Vt 
Se Vp e Vs forem medidos, a porosidade será 
P = - ^ — 
Vp + Vs 
FATORES QUE INFLUEM NA POROSIDADE PRIMÁRIA 
A porosidade primária ou original é motivada pelos vazios existentes 
entre as conchas eventualmente presentes ou outros fragmentos (oólitos, algas, 
pelotas, etc), assim como entre os cristais de calcita ou seus planos de cli-
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 5 3 
vagem ou ainda poros existentes entre outros fragmentos detríticos como 
areia, sílte ou mesmo fraturas primárias de ressecamento de lama calcária. 
Os fatores que influem na porosidade primária são: 
a) Seleção das partículas — Quanto maior for a seleção das partículas 
de um sedimento, maior será a porosidade, pois os sedimentos bem selecio-
nados possuem poucos detritos finos para preencher os espaços vazios dei-
xados pelos mais grosseiros. Em um sedimento bimodal, a porosidade efetiva 
será diminuída, conforme o arranjo das partículas ou tamanhos relativos dos 
dois extremos. 
b) Tamanho das partículas — O tamanho das partículas, teoricamente, 
não deveria influir no valor da porosidade. Contudo, na prática, tem sido 
verificado que os sedimentos grosseiros possuem porosidade menor que os 
mais finos, mas isto é também parcialmente função das diferenças na dis-
posição dos grãos (packing) e orientação. 
Segundo Pettijohn (1957, p. 86), tem-se, em média, os seguintes valores 
de porosidade, conforme a variação da granulação: 
Areia grossa - 39 a 41 %, 
Areia média - 41 a 48 %, 
Areia fina - 44 a 49 %, 
Silte fino - 50 a 54%. 
Talvez a causa seja atribuível ao maior arredondamento das partículas 
mais grosseiras, o que diminui a porosidade. Além disso, nos sedimentos finos 
podem aparecer os minerais de argila, que, devido ao seu hábito placóide, 
determinam valores mais altos de porosidade, mormente quando apresentam 
disposição caótica. 
c) Forma dos grãos — Quanto mais arredondados e esféricos os grãos, 
menor será a porosidade. O quartzo moído possui porosidade de 44%, 
enquanto que areia de duna apresenta 38 %. Os efeitos da forma dos grãos 
sobre os valores de porosidade ainda não estão muito bem compreendidos. 
Como a esfericidade do quartzo moído é de cerca de 0,60 a 0,65 e da areia 
de praia está em torno de 0,82 a 0,84, a forma dos grãos parece ter certa influ-
ência, embora pequena. 
d) Disposição (packing) — As partículas achatadas, dispostas caotica-
mente, são as que determinam maior porosidade. Assim, uma argila recente 
pode ter porosidade de até 85 %. Uma vez compactada, a porosidade se reduz 
consideravelmente. Graton e Fraser (1935, p. 785) discutiram os efeitos da 
disposição das partículas sobre a porosidade. Eles estudaram diferentes poro-
sidades teóricas em função dos diferentes arranjos que podem tomar as 
esferas. Os valores obtidos variam entre 25,95 e 47,64%. 
e) Compactação — O peso dos sedimentos superpostos torna os subja-
centes mais compactados, aproximando, em consequência, os grãos e dimi-
nuindo a porosidade. Assim, um arenito pode passar de 35 a 40% para 15 ou 
20%. O efeito da compactação sobre as rochas argilosas é ainda maior e,