Sedimentologia de Ciclos de Sedimentação

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256 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
de cálcio segundo a reação: 
Ca(HC0 3 ) 2 + 2 N H 3 —• ( N H 4 ) 2 C 0 3 + CaC0 3 . 
Os depósitos de calcário assim formados impermeabilizam, então, o 
fundo, evitando o escape de amónia. O depósito argiloso sucede então ao 
calcário, novo escape de amónia e nova precipitação de calcário. 
Na Formação Irati, Permiano da Bacia do Paraná, ocorrem depósitos 
de folhelhos pirobetuminosos e calcários. Aqui não se aplica, contudo, a 
explicação acima, porque a espessura das camadas é da ordem de centímetros 
e não milimétrica. A matéria orgânica, que produziu o betume, está comple-
tamente desorganizada, presumivelmente por atividades orgânicas dos ani-
mais, que habitavam o fundo, como, por exemplo, peixes e crustáceos, cujos 
fósseis se conhecem na Formação Irati, e as bactérias e fungos. Os Mesosau-
rídeos eram nectônicos e deviam viver na superfície. A parte dominante da 
matéria orgânica provavelmente era derivada do plancto que vivia na su-
perfície e se acumulava no fundo com a morte. A alternância de folhelhos e 
calcários seria provavelmente de origem climática. Os folhelhos depositados 
em clima frio e os calcários em clima quente. Em virtude da espessura dos 
sedimentos, essa alternância não devia ter sido anual mas muito mais longa. 
CICLOS DE SEDIMENTAÇÃO 
Ciclos de sedimentação são sequências recorrentes de estratos, cada uma 
consistindo de vários membros similares, litologicamente distintos entre si, 
arranjados em uma mesma ordem. Existe uma grande variedade de ciclos 
desde os mais simples até os muito complexos. Eles registram a ocorrência 
de uma série definida de condições físicas e ambientes sedimentares resul-
tantes, ocorrência esta que é repetida na mesma ordem, apenas com ligeiras 
variações. As causas das variações, originadas no próprio ambiente de sedi-
mentação, são chamadas autocíclicas por Beerbower (1964); as localizadas 
fora do ambiente são chamadas de alocíclicas. Os ciclos podem ser simétricos 
ou assimétricos. 
a) Ciclos simétricos — Consistem de sedimentos arranjados em uma 
ordem progressiva e depois regressiva. O tipo mais simples exige cinco mem-
bros e inclui três tipos de sedimentos. Este ciclo é exemplificado pela Fig. 86, 
como uma sucessão de arenito, folhelho, calcário, folhelho e arenito. O mesmo 
tipo poderia ser constituído de outros sedimentos, como, por exemplo, con-
glomerado, arenito, folhelho, arenito e conglomerado ou folhelho, gipso, 
sal-gema, gipso e folhelho, etc. 
Maior complexidade pode ser introduzida por aumento no número de 
membros de muitos tipos ou por maior discriminação nos caracteres litoló-
gicos, como sucessão de arenito, folhelho calcífero, folhelho preto, folhelho 
síltico e arenito. Este padrão pode ser expresso, de maneira geral, pela fórmula: 
1 - 2 - 3 - 2 - 1 ou, em maior detalhe, pela fórmula: 1 - 2 a - 2 b - 2 c - 3 - 2 c -
- 2 b - 2 a - l . 
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estruturas sedimentares 257 
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0= DISCORDÂNCIA 
Figura 86. Colunas estratigráficas mostrando ciclos sedimentares s imétricos . (A) Ciclo mais 
simples. (B) Cic lo mais complexo. (C) Sequênc ia cícl ica com discordância (Segundo Weller, 1960) 
Uma sucessão de ciclos simétricos representa série mais ou menos per-
feita de oscilações. O ponto de mudança da oscilação ocorre no meio do 
membro 1 ou 3. Nenhum horizonte dentro desses membros, contudo, fornece 
um limite estratigráfico satisfatório. Por conveniência, portanto, as divisões 
entre os ciclos são feitas nos limites dos membros. Um ciclo simétrico, por 
conseguinte, pode ser representado pela sequência: 1—2 — 3— 2 — 1 — 2 — 
- 3 - 2 - 1 ou 3 - 2 - 1 - 2 - 3 - 2 - 1 - 2 - 3 . 
Ciclos sedimentares são desenvolvidos mais comumente em sedimentos 
marinhos. Os mares facultam maior estabilidade do que outros ambientes, 
estando mais a salvo de interferências estranhas. Para que houvesse perfeita 
simetria, os membros deveriam ter naturezas litológicas e espessuras mais 
ou menos constantes. Alguma variabilidade, contudo, é inevitável e diferenças 
de espessura e algumas variações litológicas podem ser ignoradas para efeito 
prático. 
Ciclos marinhos simétricos podem ser explicados por flutuações regulares 
da profundidade da água na bacia de deposição ou da quantidade e tipo de 
sedimentos que chegam ao local da deposição; interações mais complicadas 
de fatores, contudo, podem ocorrer. Transgressões e regressões marinhas re-
gulares são sugeridas no ciclo arenito-folhelho-calcário-folhelho-arenito. Se, 
contudo, o sítio de deposição estiver situado dentro da zona, que é alterna-
damente submersa e emersa, o ciclo poderá ser limitado por discordâncias 
ou poderá incluir estratos não-marinhos. No caso de discordâncias podemos 
ter a fórmula: D - 1 - 2 - 3 - 2 - D . 
b) Ciclos assimétricos - Consistem de sucessões de membros que não 
obedecem à ordem progressiva ou regressiva. A assimetria pode ser expressa 
pela ausência de um membro ou introdução de um ou mais membros sem 
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Figura 87. Colunas estratigráficas com ciclos assi-
métr icos de s ed i mentação . (A) Ciclo simples. (B) 
Cic lo complexo (Segundo Weller, 1960) 
. ' D I S C O R D Â N C I A 
equivalente no ciclo. Como exemplos de ciclos assimétricos temos as fórmulas: 
D - l - 2 - 3 - D ( e m lugar de D - 1 —2 — 3 — 2 - D) e 1 - 2a - 2b - 2c -
- 3 - 2b - 1 (veja a Fig. 87). 
CICLOTEMAS 
Os ciclos sedimentares mais estudados são os que caracterizam o Sistema 
Pensilvaniano das partes oriental e central dos Estados Unidos. São assimé-
tricos e a maior parte contém camadas de carvão, e são comumente chamados 
de ciclotemas. Pode-se aplicar o termo, por extensão, para a repetição orde-
nada de uma sequência de vários tipos de estratos, que refletem condições 
de deposição sobre áreas sedimentares extensas, alternadamente cobertas 
por mares rasos e terras emersas, baixas, próximas ao nível do mar. Na ausência 
de camadas de carvão ou outro material, seguramente terrestre, e sedimentos 
com fósseis marinhos, a comparação com os ciclotemas típicos é incerta 
(Weller, 1964). 
Certos autores incluem no conceito de ciclotema qualquer sequência de 
sedimentos indicativa de repetição ordenada de eventos geológicos. Duff e 
Walton (1962) sugeriram que ciclo, ritmo e ciclotema fossem considerados 
sinónimos, exceto quando for necessário restringir o ciclo a tempo e o ciclo-
tema a sequência de rochas. Tal opinião não é aceita pela maioria dos geólogos 
e alguns são bem claros no conceito restrito de ciclotema. 
Os ciclotemas possuem desenvolvimento variado e são desde simples 
até muito complexos. Todos podem ser relacionados a um padrão que cor-
responde ao mais complexo. Os outros podem ser considerados como expres-
sões incompletas desse padrão. Um ciclotema do Pensilvaniano dos Estados 
Unidos, perfeitamente desenvolvido, é constituído pelos membros dados a 
seguir. 
estruturas sedimentares 259 
Hemiciclotema inferior 
(não-marinho) 
Hemiciclotema superior 
(marinho) 
c — Carvão 
2u — Underclay 
C — Calcário 
2a — Folhelho arenoso 
1 — Arenito 
D — Discordância local 
2s - Folhelho síltico 
3 — Calcário 
2c - Folhelho calcífero 
2p - Folhelho preto 
C — Calcário 
2s - Folhelho síltico 
A coluna generalizada ideal e completa, indicada pelos membros supra-
citados, está mostrada na Fig. 88. Poucos ciclotemas são completamente 
desenvolvidos como o da figura. Em geral um ou mais membros faltam. 
Poucos estratos, além dos mencionados acima, estão presentes nos ciclotemas. 
Figura 88. S e ç ã o estratigráfica 
mostrando um ciclotema pensil-
vaniano completamente desenvol-
vido do tipo encontrado em 
Illinois, E U A (SegundoWeller, 
1957. I n : Weller, 1960) 
O desenvolvimento geral dos ciclotemas muda com as suas posições nas 
seções estratigráficas. Os mais antigos são os mais simples. Depois eles se 
tornam complexos e alguns dos últimos ciclotemas revertem à condição de 
simplicidade em algumas áreas. 
Muitas ideias foram aventadas para explicar os ciclotemas. Essas ideias 
envolvem considerações sobre flutuações de ordem diastrófica, climática e 
sedimentológica (Westoll, in Weller, 1964), tais como: I . Fonte de produção 
dos sedimentos: a) elevação e subsequente peneplanização; b) elevação e sub-
sidência; c) épocas relativamente úmidas e áridas; e d) maior ou menor cres-
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cimento da vegetação protetora. I I . Transporte dos sedimentos: a) mudanças 
climáticas alterando a quantidade de água nos rios; b) adernamentos que 
modificam os declives; c) construção e destruição de barreiras naturais aos 
sedimentos; e d) compactação diferencial dos sedimentos. I I I . Quantidade de 
sedimentos: a) subsidência intermitente das bacias; b) subsidência e elevação 
alternada da bacia; c) flutuação do nível do mar; e d) ação de filtro das zonas 
pantanosas. IV. Qualidade dos sedimentos: a) tipos de sedimentos transpor-
tados; b) profundidade da água; c) distância da costa; d) salinidade da água; 
e e) crescimento de sargaços, etc. 
A grande extensão superficial dos ciclotemas mostra que os fatores, que 
influíram nas suas formações, deveriam agir em grande área. Provavelmente 
estão relacionados a controles existentes fora da bacia de sedimentação. 
Veja a Fig. 89 (Snider, 1932, in Weller, 1960). 
C1 C L O A C I C L O B C I C L O C 
C A H B R . 0R0OV. S I L . O E V . M I S S P E N S P E R . T R . JUR. C R E T T E R . 0. 
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Figura 89. Curva de var iação em intensidade de movimentos diastróf icos de caráter mundial, 
desde o princípio do pe r íodo Cambriano. O s picos separam grandes ciclos que se parecem nos 
padrões de depos i ção sedimentar (Segundo Snider, 1932. I n : Weller, 1960) 
Megaciclotemas são formados por conjuntos de ciclotemas. As vezes, 
pode-se observar que cada ciclotema difere do outro por variações litológicas 
ou de espessura dos seus membros. As variações, que ocorrem em um con-
junto de dois, três ou mais ciclotemas, podem se repetir acima de forma 
regular permitindo o reconhecimento de megaciclotemas. 
Ciclos contendo carvão, ocorrendo em alguns sistemas pós-paleozóicos 
também têm sido chamados de ciclotemas. Eles são superficialmente similares 
aos ciclotemas pensilvanianos, porém comparações detalhadas mostram que 
a maioria deles difere em alguns aspectos importantes. Por exemplo, as re-
lações entre estratos marinhos e não-marinhos não são os mesmos e underclays 
típicos também estão ausentes. 
Estruturas orgânicas 
Pistas, pegadas, perfurações e tubos de origem orgânica, coprólitos, 
estromatólitos, biohermes e recifes constituem as principais estruturas orgâ-
nicas. Animais e plantas não só deixam seus vestígios diretamente nos sedi-
mentos, através da conservação parcial ou total, como também através de 
pistas. Número imenso de impressões das mais variadas naturezas é deixado 
r 
estruturas sedimentares 261 
pelos seres vivos em fundos arenosos ou lodosos, número este maior do que 
o de espécies viventes em um nicho ecológico, já que uma única espécie pode 
deixar impressões de vários tipos. Em areia, a possibilidade de conservação é 
menor do que na lama, pois, para haver conservação em areia, ela tem que 
estar úmida. Aqui veremos somente algumas estruturas orgânicas mais 
importantes. 
BIÓSTROMOS E BIOHERMES 
Bióstromo é um termo proposto por Cumings (1932) para designar leitos 
acamados, formados por concentração de restos de organismos. Alguns estro-
matólitos (estruturas de algas, que serão vistas em pormenores mais adiante) 
constituem-se em exemplos de bióstromos. Outros bióstromos podem ser 
constituídos de bancos de ostras ou mexilhões. Muitos bióstromos de corais 
são citados, impropriamente, na literatura como recifes. No Paleozóico, são 
comuns bancos de braquiópodes e de crinóides e, no Carbonífero e Permiano, 
podem ocorrer mesmo bióstromos de foraminíferos (Fusulinidae). 
Bioherme é um termo empregado para estruturas semelhantes a recifes, 
em forma de elevações, lentes ou outras estruturas maciças, unicamente de 
origem orgânica, situadas em rochas de diferentes litologias. Os biohermes 
têm sido citados na literatura como recifes, mas este termo é puramente mor-
fológico, significando cristas estreitas ou cadeias de rochedos, ou bancos de 
areia consolidada, situados próximos à superfície da água, onde interceptam 
as ondas, circundados por água de profundidade maior. Recife é, portanto, 
originalmente, um termo náutico, significando obstáculos perigosos à nave-
gação. Neste sentido podem existir também recifes inorgânicos. Bioherme, ao 
contrário, é produto de construção ativa dos constituintes bióticos, ligando 
os sedimentos, os quais têm a capacidade de crescer até formarem estruturas 
rígidas, resistentes às ondas. Neste sentido, todo bioherme é um recife, mas 
nem todo recife é um bioherme (Fig. 90). 
Grande parte dos chamados recifes de corais não são formados por 
corais, pois eles contribuem em escala muito pequena na sua edificação. 
Outros organismos, como algas, conchas, briozoários, foraminíferos e outros 
seres, também contribuem. Mesmo nos recifes, onde os corais são os orga-
nismos predominantes, existe contribuição de outros organismos. Os recifes 
do Cambriano são formados pelos Archaeocyathidae. Crinóides contribuem 
ponderavelmente na construção de recifes do Paleozóico. Os recifes de corais 
atuais são dos tipos de franja, barreira e atol. Os recifes de franja situam-se 
junto à costa, crescendo rumo ao mar. Os de barreiras formam uma bar-
ragem entre a costa e o mar. O atol tem forma circular, dando origem a uma 
laguna interna. 
De acordo com Branner (1904), Mabesoone (1966) e outros autores, os 
recifes do Brasil seriam praias arenosas cimentadas por carbonato de cálcio, 
proveniente da dissolução de conchas calcárias. Essas praias cimentadas 
seriam muito resistentes à erosão, destacando-se, enquanto os sedimentos 
262 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
C A L C Á R I O C A L C Á R I O C A L C Á R I O C A L C A R E N I T O C A L C I L U T I T O E S T R U T U R A 
M A C I Ç O A C A M A D O O O t - ÍT ICO . DE " C O L L E N I A " 
Figura 90. Esquema de cons t i tu i ção de Bioherme e rochas associadas 
circundantes seriam erodidos. Praias arenosas cimentadas por carbonato de 
cálcio são comuns nas regiões tropicais, formando as estruturas conhecidas 
pelos autores de língua inglesa sob a denominação de beach rock. Segundo 
Andrade (in Mabesoone, idem), os recifes da ilha da Itamaracá, Pernambuco, 
seriam cordões litorâneos {offshore bars) cimentados. 
A estratificação está ausente nos recifes, mas nas margens eles se inter-
digitam com sedimentos estratificados constituídos por lamas e areias cal-
cárias, conglomerados calcários e calcários cristalinos. Os sedimentos de 
laguna dos atóis são formados por lama calcária extremamente fina. Calcários 
oolíticos podem ser formados nas regiões batidas por ondas em torno dos 
recifes. Muitos recifes se transformam epigeneticamente em dolomitos, mas 
geralmente são constituídos inicialmente por calcários muito puros, que 
deixam muito pouco resíduo insolúvel. Discordâncias locais ocorrem dentro 
dos recifes e o alto ângulo de mergulho dos sedimentos, que os circundam, 
produz deslizamentos, tornando complicada a interpretação geológica desses 
ambientes. 
Hoffmeistere Multer (1965) citaram recifes atuais na costa da Flórida, 
Estados Unidos, que se desenvolveram em locais de antigos mangues. São 
porções da costa endurecidas por cimento carbonático, contendo raízes de 
plantas de mangues e que sobressaem posteriormente sob a forma de recifes 
por erosão dos sedimentos mais incoerentes. As raízes foram substituídas por 
cilindros de calcário, que estão embebidos em areia quartzo-calcária mais 
friável. 
Muitos calcários e dolomitos pré-cambrianos, produzidos por algas, são 
verdadeiros biohermes, não mostrando estratificação definida. São comumente 
de formas lenticulares, às vezes, tendendo para a forma dômica mais ou 
menos acentuada. Costumam apresentar marcada resistência aos agentes de 
intemperismo e erosão, sobressaindo-se em elevações. Na localidade de Ilhéus, 
( 
estruturas sedimentares 263 
município de Almirante Tamandaré, Paraná, essas estruturas afloram em 
quantidade impressionante (Bigarella e Salamuni, 1956), com gradações la-
terais para dolomitos estratificados. 
ESTROMATÓLITOS 
Estromatólitos são massas compactas de natureza calcária, interpretadas 
como estruturas resultantes de atividade de algas. São constituídas por lâ-
minas concêntricas, com convexidade voltada para cima. Sua estrutura mi-
croscópica não revela senão cristais e sua origem é inferida da sua semelhança 
com massas de calcário formadas atualmente por algas. Os estromatólitos 
possuem tamanhos variáveis, de alguns centímetros até algumas dezenas de 
metros. 
Essas estruturas assumem grande importância na explicação da génese 
de alguns calcários e dolomitos. Certos afloramentos, consideráveis em espes-
sura e extensão, são constituídos exclusivamente por estromatólitos, não 
apresentando praticamente solução de continuidade. 
Exemplos dessas estruturas são encontradas no Brasil, sendo, em geral, 
designadas sob a denominação genérica de Collenia. A primeira descrita em 
nosso país provém do Predevoniano de Itapeva, Estado de São Paulo, tendo 
sido designada, por isso de Collenia itapevensis. Mais tarde elas foram sendo 
reconhecidas no Predevoniano de Mato Grosso, Paraná e Minas Gerais. 
Logan e outros (1964) demonstraram que a forma do estromatólito de-
pende das condições do ambiente onde viveram as algas responsáveis por 
esta estrutura. Formam-se, de preferência, na região litorânea entre as marés 
alta e baixa. 
OUTROS TIPOS DE ESTRUTURAS ORGÂNICAS 
As pistas são constituídas por cristas ou depressões contínuas, arredon-
dadas ou angulares, simples ou compostas de vários lobos, retas ou curvas, 
regulares ou irregulares. Às vezes são preenchidas, fornecendo os contra-
moldes. Os Arthrophycus existentes no Siluriano da Amazónia são contra-
moldes de pistas, estriadas transversalmente. Nos varvitos de Itu, São Paulo, 
são também comuns as pistas. 
As pegadas formam-se por cavidades isoladas, mas distribuídas regular-
mente. São formadas por animais que se locomovem por intermédio de dois 
ou mais membros. No Cretáceo do Estado da Paraíba, conhecem-se pegadas 
de répteis em Passagem de Pedra, 4 km a oeste de Sousa, em argilito. Pegadas 
de répteis também são conhecidas no Cretáceo de São Paulo (Formação 
Botucatu, segundo Von Huene, 1928). 
Perfurações e tubos interpretados como de origem orgânica são conhe-
cidos desde rochas pré-cambrianas. Há inúmeros exemplos dessas estruturas 
em sedimentos brasileiros de diversas idades. Na Formação Furnas (Devo-
niano dos Estados de São Pau'o e Paraná), essas estruturas de perfurações 
264 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
seriam as únicas evidências de origem orgânica. Normalmente o organismo 
se decompõe, permanecendo somente o tubo que pode permanecer aberto, 
mas mais comumente é preenchido posteriormente por sedimentos. Em raros 
casos pode acontecer que parte do animal se conserve, conhecendo-se exem-
plos de tubos tendo no interior conchas fósseis de lamelibrânquios. 
Coprólitos são massas fosfáticas nodulares constituídas por excrementos 
fossilizados. Possuem formas variadas conforme o tipo de animal que os pro-
duziu. No Cretáceo de Pernambuco (Olinda), a forma elipsoidal é interpretada 
como originada por excrementos de peixes. 
POSIÇÃO DOS VESTÍGIOS ORGÂNICOS EM 
RELAÇÃO À MATRIZ 
A posição dos fósseis em relação à matriz fornece grande número de 
informações sobre as condições de vida no tempo do soterramento. Nos 
Estados Unidos conhecem-se florestas petrificadas, conservadas por invasão 
de lavas e cinzas vulcânicas de grande espessura. Em Santa Catarina, Putzer 
(1953) citou 44 testemunhos de sondagem, onde foram verificadas ocorrências 
de solos fósseis com as raízes dos vegetais in situ. Aparecem no Arenito Barro 
Branco Superior no topo da Formação Bonito, pertencente ao Grupo Tu-
barão, Permocarbonífero da Bacia do Paraná. 
Braquiópodes, moluscos e outros animais também podem ser conser-
vados na posição que tinham em vida. Por outro lado, quando os fósseis 
estão dispostos de maneira diferente da que tinham em vida, podem dar 
informações valiosas sobre o ambiente. No Devoniano do Paraná são comuns 
conchas alongadas e orientadas de um pequeno gastrópode chamado Ten-
taculites; a orientação permite a dedução da existência de correntes aquosas, 
permitindo, ainda, estabelecer o sentido dessas correntes (veja a Fig. 91). 
I3D23--
Figura 91. P o s i ç ã o de restos orgâ-
nicos orientados por correntes 
ORIENTAÇÃO DO G A S T R 0 P 0 D O 
0ENOMINAD0 TENTAC U LLI T E S 
D E V O N I A N O 00 PARANÁ 
C O N C H A S DE L A M E L I S R A N -
OUIOS O R I E N T A D A S P O R 
AÇÃO DAS C O R R E N T E S 
Em fundos de corpos de água sujeitos à ação de ondas e correntes, as 
partes duras de organismos são desmembradas, quebradas, selecionadas, 
transportadas e finalmente depositadas de acordo com a competência dos 
agentes transportadores, e da natureza das partes duras. Superfícies curvas, 
estruturas sedimentares 265 
como de conchas, podem ser dispostas caoticamente. Contudo, em lugares 
sujeitos à ação de correntes fortes, podem ser soterradas depois de terem 
adquirido posição estável, isto é, com a superfície curva disposta para cima. 
Em lugares sujeitos à ação de correntes moderadas, mas suficientemente 
fortes para trazerem e girarem as conchas, mas muito fracas para levantarem 
os sedimentos que se acumulam entre as conchas, as valvas individuais ficam 
imbricadas. Quando as correntes são fortes demais as conchas são fragmen-
tadas e teremos a formação de coquina (ou lumachella). 
Neste ponto recordemos os conceitos de biocenose e tanatocenose. A 
biocenose diz respeito a conjuntos de fósseis que constituíram associações 
naturais em vida, e a tanatocenose refere-se a conjuntos de fósseis, cuja asso-
ciação ocorreu após a morte dos organismos constituintes. 
Pode-se, com frequência, reconhecer quando um fóssil sofreu transporte, 
porque os cantos tornam-se arredondados, chegando muitos a adquirir forma 
de seixo. Mesmo microfósseis podem adquirir forma arredondada, quando 
retrabalhados. 
Em fundos calmos, sobre os quais existe água com abundantes orga-
nismos, os seres, quando morrem, caem no fundo e se acumulam caoticamente. 
À medida que suas partes duras se acumulam e crescem em espessura, sedi-
mentos finos penetram nos espaços vazios. Disposição caótica de fósseis, por-
tanto, é bom indício de águas calmas. 
Natureza dos contatos: concordante ou discordante 
Discordância é um plano ou contato estratigráfico que marca interrupção 
importante no registro geológico. Erosão de rochas preexistentes contribui 
para o desenvolvimento da maioria das discordâncias, mas não é essencial 
para a definição. A interrupção pode variar de extremamente grande, de 
amplitude correspondente aos tempos geológicos, tais como movimentos 
epirogenéticos ou orogenéticos. Mas essas discordâncias de grande amplitude 
deverão ser vistasem pormenores em geologia estrutural ou geotectônica. 
Aqui o assunto será tratado resumidamente, realçando algo mais as discor-
dâncias de origem essencialmente sedimentar. 
CLASSIFICAÇÃO DAS SUPERFÍCIES DE DISCORDÂNCIA 
Podem ser reconhecidos os seguintes tipos de discordâncias: 
I . Descontinuidades estratigráficas relativamente importantes: 
a) não produzidas por erosão perceptível 
b) produzidas, em parte, por erosão: 
b,) estratos adjacentes paralelos 
b 2 ) estratos adjacentes não-paralelos 
b 3 ) embasamento formado de rochas plutônicas 
I I . Descontinuidades estratigráficas de pequena escala. 
266 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Descontinuidades não produzidas por erosão — Esta discordância é cha-
mada de paraconformidade; os estratos parecem se suceder em conformidade, 
sem nenhuma discordância. Esta é apenas reconhecida por fósseis. Exemplo: 
fósseis do Carbonífero contidos em sedimentos em contato com rochas con-
tendo fósseis do Cretáceo. Neste caso a discordância pode indicar períodos 
de não-deposição, sem ter havido erosão ou erosão não perceptível fisicamente 
(litologia). 
Descontinuidades produzidas parcialmente, por erosão, entre estratos adja-
centes paralelos - Os estratos acima como abaixo da superfície de discor-
dância são horizontais ou então inclinados com mesmo ângulo. Discordâncias 
deste tipo implicam em: a) formação da rocha mais antiga, b) levantamento 
epirogenético, c) erosão, d) abaixamento epirogenético e e) formação da rocha 
mais nova. Esta sequência de eventos deve ter-se verificado e este tipo de 
discordância é chamado de paralela ou desconformidade. 
Discordâncias produzidas parcialmente, por erosão, entre estratos adja-
centes não-paralelos — Essas discordâncias são de mais fácil reconhecimento, 
por exemplo, quando os estratos inferiores estão inclinados e os superiores 
horizontais. Discordâncias deste tipo implicam em: a) formação da rocha 
mais antiga, b) adernamento ou dobramento, c) levantamento e erosão, d) 
abaixamento e e) formação da rocha mais nova. Este tipo de discordância 
é chamado discordância angular ou inconformidade. Pode ser formado por 
rochas sedimentares ou vulcânicas. 
Embasamento formado por rochas platónicas — Este tipo é chamado de 
não-conformidade. Como exemplo, podemos citar a discordância da região de 
Itu, São Paulo, entre o granito róseo (alasquito) e os sedimentos permocar-
boníferos do Grupo Tubarão. 
Descontinuidades estratigráficas de pequena escala — As discordâncias até 
aqui vistas são geralmente de dimensões regionais, pois resultam de fenómenos 
geológicos de grande extensão. Mas as discordâncias estratigráficas de pe-
quena escala, conhecidas pelo nome de diastema, são locais e o hiato envolve 
tempo geologicamente curto. 
Exemplos comuns se encontram nos depósitos fluviais, formados por 
rios meandriformes. Nas enchentes, os rios podem cavar canais nos seus 
próprios sedimentos e, quando entra em recesso, podem ser depositados novos 
sedimentos nesses canais, em discordância com os mais antigos. Durante a 
migração do leito do rio, este pode cavar seus próprios sedimentos, ocasio-
nando o aparecimento de "braços mortos" de rios, que vão sendo aos poucos 
entulhados por detritos, geralmente argilosos, que estarão em discordância 
sobre os sedimentos mais antigos (geralmente areias e cascalhos). Nos sedi-
mentos neocenozóicos da Bacia de São Paulo e da Bacia de Taubaté,são 
comuns os diastemas. 
Diastemas subaquáticos ocorrem quando correntes ou tempestades oca-
sionais cavam canais preenchidos posteriormente por outros sedimentos. As 
estruturas de escavação e preenchimento (cut and fill structures) constituem-se 
estruturas sedimentares 
267 
em exemplos de diastemas. Deslizes subaquáticos também produzem dias-
temas. 
Os diastemas podem ser tanto paralelos como angulares. A presença de 
diastemas angulares não implica em movimentos tectónicos, como é o caso 
para as inconformidades. 
Deformações atectônicas de estruturas 
A maioria das deformações aqui estudadas são penecontemporâneas, 
isto é, ocorreram no momento ou logo após a deposição dos sedimentos. 
A maneira como elas se manifestam depende, em grande parte, do grau de 
plasticidade do sedimento, ainda não inteiramente litificado. São excluídas 
as deformações de origem tectônica, que constituem assunto de geologia 
estrutural. 
Tanto deformações tectónicas quanto as atectônicas produzem falhas, 
dobras e brechas. As atectônicas, em geral, são caracterizadas pelo caráter 
local, comumente confinadas a um ou mais leitos, situados entre leitos não 
deformados. O dobramento é frequentemente caótico e não relacionado às 
grandes estruturas regionais. Os estratos deformados podem estar truncados 
por superfície de erosão penecontemporânea. Exceto em alguns casos de 
estruturas ocasionadas por correntes, a maioria das deformações não tem 
significado direcional. Mesmo em casos de deslizamentos, é bastante difícil 
reconstruir o paleodeclive. Muitas dobras penecontemporâneas são desor-
denadas com os eixos das dobras aparentemente sem direção preferencial. 
A classificação das deformações em consideração, do mesmo modo que 
nas classificações de outras estruturas sedimentares, pode ser feita em base 
genética ou morfológica. A classificação genética é imperfeita, não só porque 
às vezes é difícil deslindar a origem da estrutura como também porque dois 
ou mais mecanismos podem concorrer na formação de uma estrutura. 
I . Estruturas total ou parcialmente causadas por movimentos verticais. 
a) Acomodação por sobrecarga: 
aj) estruturas simétricas de sobrecarga (load cast), 
a 2) pseudonódulos (bali and pillow), 
a 3) laminações convolutas de sobrecarga. 
b) Ação combinada de correntes e sobrecarga: 
bj) estruturas assimétricas de sobrecarga, 
b 2 ) laminações convolutas de corrente. 
c) Acomodações ligadas a intemperismo e erosão. 
I I . Estruturas ocasionadas principalmente por movimentos laterais, 
a) Deslizamentos (slumps): 
a t ) leitos contorcidos, 
a 2) brechas intraformacionais (em parte), 
a 3) boudinage, 
a 4) estruturas rompidas (pull apart). 
268 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
b) Ocasionais perturbações de fundo: 
b,) brechas intraformacionais (em parte). 
I I I . Estruturas produzidas por injeção. 
a) Diques elásticos. 
b) Domos salinos. 
IV. Perturbações de estruturas por escape de gases. 
V. Perturbações de estruturas de origem orgânica. 
ESTRUTURAS SIMÉTRICAS DE SOBRECARGA (Load cast) 
Esta estrutura ocorre na base de corpos de arenitos ou de siltitos que 
cobrem folhelhos ou outros sedimentos argilosos, que estavam em estado 
plástico durante a deposição do corpo arenoso (veja a foto 4). 
A argila, possuindo maior porosidade do que a areia, é menos densa, 
cedendo assim ao peso do corpo arenoso ou síltico superposto. Ligeiras de-
sigualdades na carga de sedimentos de cima causam afundamentos desiguais. 
Foto 4 — E S T R U T U R A S D E S O B R E C A R G A . Esta estrutura é formada pelas diferenças de 
comportamento m e c â n i c o frente a es forços de c o m p a c t a ç ã o por camadas superpostas, entre 
areia e silte argiloso, areia e argila, etc. A foto mostra o aspecto da vista superior, perpendi-
cularmente ao acamamento 
Procedênc ia : Grupo T u b a r ã o (Permocarbon í f ero ) 
Itu — Estado de São Paulo 
estruturas sedimentares 269 
A argila, sendo plástica, desloca-se lateralmente e para cima, formando injeções 
irregulares; ao mesmo tempo, com a compactação, a água é expelida e a 
argila é ainda mais deformada. 
Distingue-se dos turboglifos pela maior irregularidade e ausência de 
extremidades diferenciadas a montante e à jusante. 
O tamanho das estruturas pode variar de centímetros a decímetros. Seu 
início depende de uma espessura crítica de areia ou silte, que varia com as 
densidades dos dois leitos.Quando as estruturas de sobrecarga se desenvolvem em superfícies ligei-
ramente inclinadas, podem adquirir formas assimétricas pelo lento desloca-
mento ao longo do declive. As extremidades argilosas, que se projetam dentro 
do corpo arenoso, podem ser deslocadas no sentido do paleodeclive. As 
estruturas formadas por essas extremidades são chamadas de estruturas em 
"chama" (flame structure), por se assemelharem às labaredas de uma chama 
(veja a Fig 92). 
i r 
0 CM 5 
Figura 92. Estrutura de sobrecarga em forma de "chamas" (flames) na base de siltitos e topo 
de leitos argilosos (Tennessee, E U A ) (Segundo Potter e Pettijohn, 1963, modificado) 
PSEUDONÓDULOS (Ball and pillow) 
Preferimos adotar o termo pseudonódulo, derivado do termo francês 
pseudonodule, proposto por Maçar e Antun (in Dzulynski e Walton, 1965) do 
que traduzir a denominação mais complexa bali and pillow structure de Smith, 
adotada por Potter e Pettijohn (1963). 
A estrutura é confinada a um leito, podendo, contudo, haver diversos 
leitos com pseudonódulos em um único afloramento. Ocorrem em sedimentos 
das mais diversas idades, tendo mesmo sido descrita em depósitos recentes. 
O tamanho varia, podendo atingir 1 metro, contido em leitos até 3 metros 
de espessura, segundo Potter e Pettijohn (1963). São comumente localizados 
na parte inferior de leitos. A rocha argilosa subjacente encontra-se deformada, 
parecendo envolver as estruturas e ter sido espremida entre elas; estendendo-se 
como finas línguas no leito arenoso. Podem aparecer como corpos maciços 
ou podem estar laminados. A estrutura pode aparecer também em calcários, 
embora mais raramente. 
270 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
A origem dos pseudonódulos é essencialmente a mesma das estruturas 
de sobrecarga; ocorre quando a massa de areia, que se aprofunda no silte 
ou argila, rompe a ligação com o corpo principal e é fragmentada em uma 
série de pelotas. Kuenen (in Potter e Pettijohn, 1963) reproduziu experimen-
talmente a estrutura, dispondo uma camada de areia sobre argila e aplicando 
um choque ao depósito para causar a submersão e fragmentação de massas 
de areia. A ocorrência da estrutura na natureza é explicada por Kuenen, 
como devida a choques sísmicos. Veja a Fig. 93 (Potter e Pettijohn, 1963). 
C E R C A 0 E 12M 
Figura 93. Aspectos de p s e u d o n ó d u l o s . Ac ima: p s e u d o n ó d u l o s artificiais de Kuenen (1959). 
Abaixo: pseudonódulos naturais do Devoniano de Luxemburgo (Maçar e Antun, 1949). Note 
a grande similaridade, apesar das diferenças de escala. (Segundo Potter e Pettijohn, 1963) 
LAMI NAÇÃO CONVOLUTA (Convolute lamination) 
E uma estrutura caracterizada por forte amarrotamento causando dobras 
intricadas dentro de uma unidade de sedimentação bem definida, não-per-
turbada. Sua amplitude pode variar dentro da unidade, desaparecendo gra-
dativamente para cima e para baixo. 
Não apresentam falhas e são caracterizadas por anticlinais estreitos e 
agudos e sinclinais largos. As lâminas são contínuas, variando apenas ligei-
ramente na espessura. 
As laminações convolutas podem ser originadas tanto por mecanismos 
de sobrecarga como por sobrecarga associada a correntes ou, ainda, sim-
plesmente pela influência das correntes. 
Estrutura convoluta também pode ocorrer em sedimentação original-
mente constituída por laminação horizontal. Sanders (1960) chamou a atenção 
para a diferença de comportamento à ação de correntes, entre sedimentos 
coesivos e não-coesivos, para se compreender a origem deste tipo de laminação 
convoluta. Quando o mesmo tipo de corrente age sobre sedimentos coesivos, 
estes serão puxados para cima com concomitante deslocamento (decollement) 
na base, causado pela força de cisalhamento. Logo que as ondulações se 
estruturas sedimentares 271 
formam, as forças evocadas por Kuenen (o fluxo da corrente sobre a super-
fície ondulada pode causar sucção sobre a crista e aumento de pressão na 
depressão, por efeito de redemoinhos, e essas diferenças de pressão tenderiam 
a exagerar as ondulações) poderão acelerar o processo. Sanders reproduziu 
estrutura figurada por Sorby (1908) de uma amostra constituída de areia 
vulcânica, depositada sobre lama também vulcânica. Ao longo do contato, 
a lama sofreu sucção e se desenvolveram "marcas onduladas" atenuadas e 
muito deformadas. Podem-se notar também na Fig. 94 fragmentos de lama 
"espirrados" no corpo arenítico. O mecanismo de formação dessa estrutura 
corresponde ao lembrado por Sanders. Realmente, estruturas semelhantes, 
com fragmentos "espirrados", foram obtidas experimentalmente por Kuenen 
e Menard (1952). 
C O R R E N T E 
Figura 94. Alguns exemplos de sedimentos com l a m i n a ç ã o 
convoluta. (A) Segundo Bigarella e Sanches (1966). (B) 
Segundo Kuenen e Menard (1952), (C) Segundo Sorby 
( I n : Sanders, 1960) 
5 C M 
A estrutura figurada por Bigarella e Sanches (1966) como "estratos con-
torcidos", provenientes da praia suspensa do Saco da Tambarutaca, Paraná, 
poderia ter essa origem. É notável a semelhança com a figura supracitada de 
Sorby, fazendo-se a abstração da superfície irregular, que separa os "estratos 
contorcidos" de baixo da estratificação cruzada dos depósitos de preenchi-
mento de uma escavação situada acima. Essa superfície irregular, claramente 
epigenética, constitui-se em um diastema. 
Nos ambientes de correntes de turbidez, a distribuição irregular de 
pressão e sucção produziriam deformações convolutas, segundo Holland 
(1959). O mecanismo seria o mesmo que origina as cristas e sulcos longitu-
dinais (já estudados); a diferença seria causada pela falta de coesão dos se-
dimentos, no caso desta última estrutura, e pela coesão no caso de laminação 
convoluta. 
272 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
A força de empuxo do gelo sobre sedimentos inconsolidados pode 
também produzir estruturas semelhantes. 
A exposição acima mostra a derivação poligenética da laminação con-
voluta, mas sua origem sempre singenética distingue-a das demais "estrati-
ficações contorcidas". 
No Brasil são citadas laminações convolutas em sedimentos de diversas 
idades e localidades. Ludwig (1964) citou tais estruturas no Paleozóico da 
Amazónia; Salamuni e outros (1966) no Permocarbonífero do Paraná e Santa 
Catarina; Salamuni (1964) no Permiano do Paraná; Landim (1968) no Per-
miano de São Paulo e Murphy e Schlanger (1963) no Cretáceo do Recôncavo 
Baiano. 
ACOMODAÇÕES LIGADAS A INTEMPERISMO E EROSÃO 
Estão nesse caso as acomodações de sedimentos sobre fendas, depressões, 
dolinas e outras feições de dissolução e erosão. Os vazios assim originados 
podem ser preenchidos por material derivado de cima. No caso de fendas 
podem ser formados corpos elásticos, com forma de diques, em geral, alar-
gando-se para cima. 
Sobre os basaltos do Grupo São Bento, Cretáceo da Bacia do Paraná, 
podem se desenvolver fendas originadas pelo resfriamento da lava. Conhe-
cem-se algumas dessas fendas preenchidas por arenitos do tipo Botucatu 
(Washburne, 1930). A ausência de fragmentos de basalto demonstra que as 
fendas abertas nos últimos estádios de resfriamento da lava logo depois foram 
preenchidas por areia, antes que houvesse decomposição do basalto. 
Nos sedimentos glaciais permocarboníferos do Grupo Tubarão, em São 
Paulo, ocorrem fendas de tensões desenvolvidas durante o movimento do 
gelo e preenchidas por sedimentos (crevasse filling) bem como acúmulo de 
depósitos grosseiros, pela ação seletiva de correntes subterrâneas (eskers) des-
critos por Frakes e outros (1967). 
Na Bacia do Itaboraí, Estado do Rio de Janeiro, existem calcários com 
fendas, originadas por dissolução. Essas feridas foram preenchidas por detritos 
onde foram conservadas ossadas de vertebrados fósseis, que indicam idade 
neopaleocênica. Os calcários, por conseguinte, devem ser mais antigos. Os 
fósseis conservadosnas fendas são os únicos de idade paleocênica no Brasil. 
Na Formação Irati, do Permiano da Bacia do Paraná, ocorrem exemplos 
de acomodação de sedimentos, de origens diversas. Landim (1965) descreveu 
deformações atectônicas em sedimentos dessa formação, de duas origens di-
ferentes: a) causadas por intemperismo e b) causadas por compactação dife-
rencial. As acomodações motivadas por intemperismo são devidas à expansão 
do folhelho montmorillonítico por hidratação, auxiliada ainda pelo alívio de 
pressão por erosão. As causadas por compactação diferencial foram descritas 
na região de Assistência, São Paulo, onde ocorrem nos afloramentos formados 
por lentes de dolomitos em folhelhos. 
estruturas sedimentares 273 
ESTRUTURAS DE DESLIZAMENTO 
Os deslizes em sedimento inconsolidados podem resultar do aumento 
do peso no topo de uma superfície de deposição em declive, por declive exces-
sivo ou pela retirada do apoio na base da superfície de deposição em declive. 
Pode ser iniciado por impulsos como movimentos de água ou terremotos. 
Massas de sedimentos, que se movem de encontro a sedimentos recém-de-
positados, como consequência de correntes torrenciais, ocasionam empuxo 
sobre os sedimentos já depositados deformando-os. Similar efeito resulta do 
empuxo por gelo (Hansen e outros, 1961). 
a) Fluxos de sedimentos — O fluxo (corrida) pode ser de areia ou lama 
(sandflow ou mudflow). Diferenças de coesão entre esses dois tipos ocasionam 
diferentes tipos de movimentos. 
O fluxo de lama possui considerável poder de transporte, carregando 
enormes blocos por distâncias de dezenas de quilómetros. Podem escavar 
extensos canais. Os fragmentos transportados são distribuídos ao acaso. Não 
há imbricações dos grãos nem marcas de sola. Ocasionalmente ocorrem massas 
de areia de disposição espiralada, arredondada ou em forma de fuso, com o 
eixo maior perpendicular ao acamamento, mergulhando a montante. Parecem 
ter-se originado em áreas de redemoinho e sua conservação atesta a quase 
instantânea velocidade de deposição. Os fluxos de areia produzem depósitos 
maciços com ocasionais blocos erráticos. 
b) Deslizes subaquáticos — Podem ser de dois tipos extremos: incoerentes 
e coerentes (Dzulynski e Walton, 1965). O primeiro tipo é caracterizado por 
mistura de fragmentos de rochas em massa de areia, silte ou argila. No se-
gundo tipo, os leitos retêm sua identidade durante o deslize. 
Os fragmentos incluídos nos deslizes incoerentes mostram formas e per-
turbações internas diversas (Kuenen, 1948): bolas de deslize (slump balis), de 
poucos centímetros a alguns metros, geralmente formadas de arenito e imersas 
em argilito. Esferóides corrugados (cnimpled balis), consistindo de massas de 
arenito muito irregulares, com achatamento paralelo ao acamamento, o que 
os distinguem das bolas de deslize com superfície lisa. Blocos deslizados dando 
aspecto de estratos cruzados, etc. 
Interessantes estruturas do tipo de bolas de deslize foram descritas por 
Rich (1953), proveniente do chamado varvito de Itu (São Paulo), Permocar-
bonífero do Estado de São Paulo. Camadas argilosas muito finas (cerca de 
1 mm de espessura) se intercalam com leitos mais espessos de siltito. Finas 
camadas de siltito. foram roladas entre duas camadas de argilito, estas fun-
cionando como lubrificantes. Esta situação sugere ligeira inclinação da inter-
face no tempo da deposição. 
Quando um leito é fragmentado, provavelmente devido a tensões, seus 
fragmentos deslizam declive abaixo. Durante o deslize, a parte frontal dos 
fragmentos pode ser encurvada para cima ou para baixo, o que pode auxiliar 
na determinação do sentido de deslize (Ksiazkiewicz, 1958). 
274 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
"BOUDINAGET 
Em consequência de tensões comumente produzidas por deslizes ou 
outras causas em sedimentos plásticos, tensões estas que não atingem a inten-
sidade suficiente para produzir profundas deformações vistas anteriormente, 
algumas camadas finas, com maior coesão do que a argila plástica que a 
circunda, podem ser estiradas e afinadas em intervalos regulares. A essas 
estruturas dá-se o nome de estrutura de boudinage. Tal estrutura pode ser 
originada também por processos tectónicos. Veja a Fig. 95 (Weller, 1960). 
Figura 95. "Boudinage" artificial 
produzida por pressão vertical 
em camadas de argila entre ca-
madas de plasticidade diferente. 
Todos os leitos eram da mesma 
espessura (Segundo Weller, 1960) 
Existem todos os tipos de gradações, desde ligeiros movimentos, produ-
zindo formas tendendo à boudinage, até movimentos mais fortes, produzindo 
deslocamentos. As camadas rompidas poderiam ser chamadas de "estruturas 
rompidas" [pull apart). 
Boudinage e camadas rompidas foram reconhecidas por Farjallat (1967) 
em diamictitos permocarboníferos de Mato Grosso. 
BRECHAS INTRA FORMACIONAIS 
Outra estrutura comumente associada a deslizes é a brecha intrafor-
macional. Representa um estádio mais avançado das estruturas de camadas 
rompidas. São brechas cujos fragmentos tendem a adquirir orientação de-
sordenada e colocadas entre sedimentos não perturbados. A natureza lito-
lógica dos fragmentos, em muitos exemplos, é a mesma da rocha que forma 
o embasamento da rocha, enquanto que a matriz é formada por rocha de 
diferente natureza litológica (veja a Fig. 96). 
Figura 96. Brecha intraformacional 
de calcário . O s fragmentos são cla-
ramente derivados das camadas de 
baixo 
CM 
estruturas sedimentares 275 
Há casos em que os fragmentos mostram claramente que foram derivados 
do leito subjacente, não só pela natureza litológica como também pela ori-
entação, principalmente dos fragmentos inferiores, Fig. 96. Em outros casos, 
os fragmentos são espalhados sem nenhuma evidência de orientação. 
Essas estruturas podem ser formadas sob influência de ondas fortes, 
devido a tempestades ou tsunamis ou ainda devido a fortes correntes de maré. 
Caso comum, contudo, é o aparecimento de tais estruturas em deslizes suba-
quáticos. Brechas intraformacionais podem ser formadas também pela erosão 
de gretas de contração. Neste caso são constituídas de pelotas de argila. 
Bigarella e Salamuni (1956) observaram essa estrutura em dolomitos pre-
devonianos do Grupo Açungui, Estado do Paraná, possuindo desenvolvi-
mento máximo de 2 m de espessura. Salamuni (1963) notou a ocorrência 
comum dessas estruturas nos sedimentos permianos do Grupo Passa Dois, 
nos Estados de Paraná e Santa Catarina. Belos exemplos de brechas intrafor-
macionais existem nos afloramentos da Formação Irati, Permiano, das pro-
ximidades de Assistência, Estado de São Paulo (Amaral, 1971). São lenticulares 
e dispostas em níveis diferentes entre camadas não perturbadas e suas espes-
suras variam de 5 a 30 cm. 
DIQUES CLÁSTICOS 
Muitas formações sedimentares contêm corpos tabulares de material 
elástico, que cortam discordantemente as camadas. Geralmente são cons-
tituídos de arenitos, sendo, portanto, chamados de diques de arenitos. 
No Brasil ocorrem em sedimentos do Grupo Passa Dois, Permiano da 
Bacia do Paraná; Formação Ilhas e Formação São Sebastião; Cretáceo do 
Recôncavo Baiano e, cortando basaltos do Grupo São Bento, Cretáceo da 
Bacia do Paraná. 
Os diques de arenito do Recôncavo Baiano possuem larguras que variam 
desde milímetros até 1,50 m. Eles possuem "apófises", que projetam do dique 
principal e também anastomosamentos. 
Cortando os basaltos do Grupo São Bento, em São Paulo, ocorrem 
diques de arenito do tipo Botucatu. A areia aqui veio de baixo para cima e 
foi empurrada através de diaclases do basalto, possuindo a forma sinuosa e 
frequentemente estão ligadas a sills de arenito. Alguns diques cortam a zona 
amigdaloidal, que marca o topo das lavas, e se afinam para cima, ramifi-
cando-se e mostrando que são verdadeiros diques. Esses arenitos estão todos 
silicificados. 
Existem tambémcasos de diques elásticos formados pela areia que pe-
netrou de cima para baixo. Neste caso, o mecanismo é bem mais simples, 
tendo resultado de mero preenchimento de fraturas abertas previamente. Em 
geral este tipo apresenta maior espessura na parte superior adelgaçando-se 
para baixo. 
Os diques originados de baixo para cima podem ser explicados pela 
plasticidade que os elásticos adquirem quando se embebem em fluidos como