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1 
PETROGRAFIA DAS ROCHAS SEDIMENTARES 
Prof. Dr. Sérgio Brandolise Citroni 
- 2008 – 
 
Segunda edição ampliada do “GUIA PARA ANÁLISES PETROGRÁFICAS DE ROCHAS SEDIMENTARES” - 2002 
Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro 
Instituto de Agronomia – Departamento de Geociências 
 
 
PARTE 1 - GENERALIDADES 
 
Introdução 
Este texto destina-se a orientar, de maneira prática, o estudo de rochas 
sedimentares em amostras de mão e através do microscópio. Essa atividade envolve 
a identificação e análise de texturas e estruturas presentes nessas rochas, sejam elas 
deposicionais (formadas no momento da sedimentação da rocha) ou diagenéticas 
(desenvolvidas tardiamente, como resposta a modificações químicas e físicas 
produzidas pela compactação e passagem de fluídos através das rochas no processo 
de litificação). 
Conforme notou Pettijohn (1957), “as rochas sedimentares são produto tanto de 
sua herança quanto do ambiente”, herdam seus constituintes iniciais de rochas pré-
existentes que são modificados e rearranjados pelos ambientes de intemperismo, 
erosão, transporte, deposição e diagênese. Um grande número de elementos 
dondicionados por essa herança e por esses ambientes constitui e define às rochas 
sedimentares: tamanho dos grãos ou cristais que às compõe (granulometria), 
composição mineral, arranjo espacial dos componentes, forma, natureza dos grãos, 
presença e natureza de matriz, presença e natureza de cimento, presença e natureza 
de fósseis, variações das propriedades desses elementos ao longo da rocha, 
estruturas sedimentares e estruturas diagenéticas, etc. 
A granulometria é de particular importância (pelo menos para a maior parte das 
rochas sedimentares) e o estudo estatístico dessa propriedade se comporta permite 
uma série de interpretações. Essas análises incluem o estudo da seleção da 
granulometria da população dos grãos constituintes, e de que maneira essa 
distribuição se afasta de uma distribuição estatística normal. 
Esses elementos podem nos contar muito a respeito da formação e das 
transformações pelas quais essas rochas passaram permitindo reconstruções 
paleogeográficas e paleoclimáticas. Em outras palavras, contar a história desses 
sedimentos, princípio que define a Geologia enquanto ciência. 
Também permitem definir propriedades que as tornem potenciais portadoras de 
recursos minerais, notadamente de petróleo. Também podem apontar as 
caracterísiticas de aqüíferos e de sua susceptibilidade à contaminação. 
 
Embora seja um procedimento artificial, uma organização e uma sistemática na 
abordagem desses elementos devem ser buscadas para que nenhuma informação 
importante se perca diante de um aspecto mais destacado ou incomum apresentado 
pela rocha. Este texto propõe um dos possíveis caminhos que podem ser adotados na 
análise petrográfica macro e microscópica de rochas sedimentares. 
 
Tipos de rochas sedimentares 
Variados são os tipos de rochas sedimentares: arenitos, conglomerados, lamitos, 
tufos, coquinas, calcários, brechas, evaporitos, folhelhos, rochas fosfáticas, rochas 
ferríferas (ironstones), margas, rochas piroclásticas, etc., etc., etc... Existem também 
muitas maneiras de subdividir esse conjunto de rochas. Para a sitematização dos 
trabalhos de petrografia, a natureza dos componentes e de como eles foram unidos 
no ambiente dedposicional é critério mais prático de subdivisão. 
Uma proposta consagrada é a de Folk (1974), que separa os componentes das 
rochas sedimentares em três tipos (ver figura 1.1 e tabela 1): 
 2 
1 – Fragmentos detríticos, predominantemente siliciclásticos (ou terrígenos), que 
são aqueles derivados de fora da área deposicional a partir da ação de agentes 
erosivos e intempéricos; 
2 – Fragmentos aloquímicos, produzidos dentro ou nas adjacências da área 
deposicional; e 
3 – Componentes ortoquímicos, resultantes da precipitação química direta na área 
de deposição. 
 
 
Tabela 1.2 – Explicação dos símbolos usados na classificação de rochas 
sedimentares da figura 1.1. 
 
Simbolo (usado na 
figura 1) 
Exemplos e comentários Participação % aproximada 
no registro geológico 
T – Rochas terrígenas 
A maioria dos lamitos, arenitos 
e conglomerados. 
A maioria das rochas terrígenas 
situa-se na área sombreada da 
figura 1. 
65 – 75 
IA – Rochas aloquímicas 
impuras 
Muitos folhelhos esqueletais, 
arenitos esqueletais ou 
carbonatos ricos em oóides. 
10 – 15 
IO – Rochas ortoquímicas 
impuras 
Carbonatos lamíticos argilosos 2 – 5 
A – Rochas aloquímicas 
Carbonatos esqueletais, ricos 
em oóides, pelets ou 
intraclastos 
8 – 15 
xO – Rochas ortoquímicas Lamitos carbonáceos, anidrita, 
chert 
1 – 8 
IA e IO são coletivamente chamados de rochas químicas impuras e A e O de rochas químicas 
puras 
 
Figura 1.1 – As cinco classes 
básicas de tipos de rochas 
sedimentares. A área achurada 
representa a composição da 
maioria das rochas sedimentares 
existentes na Terra. 
Descrição na tabela II.2 
 3 
Tucker (2001) propôe quatro grandes categorias, segundo o processo de formação, 
que englobariam à maioria das rochas sedimentares: 1. Rochas siliciclásticas 
(terrígenas ou epiclásticas), coincidindo com as rochas terrígenas de Folk; 2. Rochas 
de origem biogênica, bioquímica ou orgânica, incluindo calcários, rochas fosfáticas, 
carvões, folhelhos betuminosos, e cherts; 3. Rochas sedimentares de origem 
principalmente química, incluindo os evaporitos e ironstones; 4. Vulcanoclásticas, 
produzidas por uma variedade de fragmentos produzidos por processos vulcânicos. 
 
Levando-se em conta as caracterísicas composicionais das rochas e os 
procedimentos de observação propostos neste texto, a classificação de Folk, que 
considera componentes de origens diversas ocorrendo em proporções variadas se 
mostra mais adequada, muito embora a classificação de Tucker seja mais ampla. 
 
 
A – Rochas siliciclasticas 
Para nossa divisão de trabalho, o primeiro grupo de rochas sedimentares é 
constituído por aquelas nas quais predominam os componentes epiclásticos ou 
terrígenos, originados da erosão de rochas pré-existentes, sendo fragmentos de 
minerais individuais ou de rochas. 
Esses fragmentos saem da área fonte (situada fora da bacia) e são transportados 
até seu sítio deposicional dentro da bacia. Têm aspectos que são herdados da rocha 
fonte ou produzidos pelas características do transporte (propriedades físicas do meio, 
distância e tempo de transporte) e do ambiente deposicional (energia, condições 
químicas, profundidade). Contribuições internas da bacia (fósseis, sedimentos 
químicos, cimentação, sedimentos retrabalhados) podem compor a rocha, mas em 
sua essência, seus componentes são fragmentos de origem externa à bacia e 
produzidos pelo intemperismo e pela erosão física. Esses clastos são compostos 
dominantemente por silicatos, pois são os minerais mais comuns na crosta terrestre 
e mais resistentes ao transporte e ao intemperismo, embora óxidos e metais nativos 
(muitos dos quais de interesse econômico) possam fazer o mesmo caminho dos 
fragmentos silicáticos até a bacia sem serem destruídos. 
A esse primeiro grupo de rochas podemos denominamos ROCHAS SILICICLÁSTICAS 
TERRÍGENAS. 
 
 
B – Rochas Químicas 
Com fins práticos, as rochas aloquímicas e ortoquímicas podem ser agrupadas. São 
aquelas dominadas por fragmentos produzidos essencialmente dentro da bacia 
sedimentar precipitados a partir de elementos químicos em solução na água, seja por 
processos químicos diretos, seja por processos bioquímicos. Para facilitar o trabalho 
de petrografia, uma divisão com base na composição dos constituintes dessas rochas 
deve ser feita. 
O primeiro e mais importante grupo de rochas com constituintes orto e aloquímicos 
tem o íon carbonato (CO3
--) em sua composição. São as ROCHAS SEDIMENTARES 
CARBONÁTICAS. 
A maior parte dos organismosmarinhos produz conchas, testas e exo-esqueletos 
(os componentes aloquímicos), de composição carbonática: aragonita, ou calcita, os 
demais tipos de rochas químicas ou bioquímicas intrabaciais são extremamente 
subordinados às carbonáticas, fazendo com que estas mereçam uma atenção 
particular. 
São elementos que definem as características das rochas sedimentares 
carbonáticas: energia do meio de deposição, concentração de cálcio, magnésio e 
ferro nas águas e os tipos de organismos que produzem testas carbonáticas (esses 
organismos, por sua vez, são definidos por parâmetros ambientais, tais como 
temperatura e turbidez da água, profundidade, distância da costa, energia das ondas, 
etc., e pela idade das rochas em questão). 
 
 4 
As demais rochas originadas por processos químicos ou bioquímicos (evaporitos, 
fosfatos, ironstones e cherts) são de ocorrência mais restrita e não serão abordadas 
aqui. 
 
C – Rochas Vulcanoclásticas 
A atividade vulcânica pode produzir fragmentos rochosos que se depositam na 
forma de sedimentos. Esses fragmentos se formam de maneiras diversificadas: 
grandes volumes de fragmentos podem se formar em atividades vulcânicas 
explosivas (ricas em gases), ao passo que pequenos volumes se devem ao 
resfriamento brusco de lavas (produzidas por atividades vulcânicas extrusivas). 
A composição mineralógica desses fragmentos (vidro vulcânico, pomes, cristais, 
fragmentos de rochas vulcânicas) e algumas características texturais das rochas 
formadas por esses processos são as principais características distintivas entre essas 
rochas e as siliciclásticas. 
Dentre as rochas VULCANOCLÁSTICAS, distinguem-se aquelas formadas 
diretamente pela ação de explosões vulcânicas, denominadas PIROCLÁSTICAS. 
 
 
Processos que imprimem características às rochas sedimentares 
 
A – Processos e ambientes deposicionais: 
Os ambientes são definidos em função de seus parâmetros físicos, químicos e 
biológicos. Produzem texturas e estruturas características. Sedimentos podem ser 
depositados pelo vento (ambientes e processos eólicos), por águas correntes, por 
correntes de maré, por correntes de turbidez, ondas, correntes de maré, e fluxos de 
detritos. Também se formam pelo crescimento in situ de esqueletos animais 
(recifes), ou pela precipitação direta (evaporitos). 
As condições dos ambientes deposicionais definem as características destes: a 
geografia (ou paleogeografia) é o primeiro aspecto a ser levado em conta: áreas 
costeiras favorecem sedimentos depositados através de ondas, depósitos eólicos 
precisam de áreas com pouca vegetação para criar depósitos espessos, recifes de 
corais definitivamente precisam se formar em ambientes subaquáticos. Os detalhes 
físicos e químicos dessas regiões geográficas também são fundamentais para a 
definição das características dos sedimentos: A profundidade das águas, sua 
salinidade, temperatura, e energia de agitação definem qual, e se alguma, forma de 
vida pode se desenvolver nesse meio, definindo qual o volume e tipo de contribuição 
biológica presente na sedimentação, o Eh e o pH do meio são controladores 
fundamentais dos tipos de minerais que podem se depositar. 
Os carbonatos, em particular, são especialmente sensíveis às condições do 
ambiente deposicional, existindo “janelas” de temperatura, luminosidade, turbidez da 
água, Eh, pH e energia necessárias para sua deposição. 
 
B – Tectônica: 
A situação tectônica na qual ocorre a sedimentação define, em grande parte os 
ambientes presentes e suas correlações espaciais e temporais. As bacias 
sedimentares podem ser classificadas de acordo com sua situação tectônica, 
ocorrendo bacias em ambientes de crátons estáveis, de retro-arco (situações 
convergentes) de rift, ou de margens continentais passivas (situações divergentes), 
ou em ambientes transcorrentes. Cada bacia tem fácies sedimentares distintivas ou 
litologias características, e as diferentes taxas de subsidência, de preencimento e de 
sucessão de fácies. 
Muitos autores (Yerino e Mainard, 1984; Dickinson, 1985) defendem ser possível 
definir o ambiente tectônico a partir da análise das características mineralógicas de 
sedimentos siliciclásticos. Segundo esses autores, as proporções entre fragmentos de 
rochas ou minerais presentes nos sedimentos siliciclásticos arenosos seriam 
condicionadas pelas rochas formadas nos diferentes ambientes tectônicos 
 5 
(vulcânicas, plutônicas, deformações tectônicas) e pelas taxas de denudação 
impostas pelo relevo mais ou menos acentuado. 
 
C – Clima: 
Controla, primordialmente, a ação do intemperismo, afetando a composição dos 
sedimentos e das rochas siliciclásticas. Evaporitos e calcários têm sua formação 
fortemente condicionados pela paleolatitude (ver figura 1.2 a e b). O clima também 
influencia na produtividade biológica, que determina a formação de calcários, 
fosfatos, cherts, carvão e óleo, e na taxa de geração de detritos, que, quando baixa, 
favorece a precipitação de rochas sedimentares químicas ou bioquímicas. 
 
 
 
 
Figura 1.2a – Frequência de ocorrência de depósitos de carvão e de evaporitos, demonstrando 
o controle climático dessas rochas sedimentares, observamos que os evaporitos se concentram 
em médias latitudes, onde ocorrem desertos (20-30º) e os depósitos de carvão predominam 
em latitudes mais elevadas, correspondentes às florestas de coníferas (50-70º). 
CARVÃO
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50
85
75
65
55
45
35
25
15
5
Pa
le
o
la
tit
u
de
s
freqüência
EVAPORITOS
0 5 10 15 20 25 30 35 40
85
75
65
55
45
35
25
15
5
Pa
le
o
la
tit
u
de
s
freqüência
 6 
 
 
 
 
Figura 1.2b – Frequência de ocorrência de depósitos de carbonatos e de tilitos os carbonatos 
claramente predominam em latitudes quentes (10-30º), enquanto os depósitos glaciais de 
tilitos são mais comuns entre 50 e 80º. 
 
 
D – Área fonte: 
Define o material de origem dos sedimentos clásticos. Evidentemente um 
sedimento, ou rocha sedimentar, clástico, apresenta algumas características 
representativas da área fonte, ou rochas fontes presentes nesta. Não é possível 
observar um mineral detríco em uma rocha sedimentar, se este mineral não estava 
presente em pelo menos parte das rochas fontes. Do mesmo modo, a granulometria 
dos cristais das rochas fonte irão condicionar o tamanho dos grãos no sedimento 
derivado. 
 
CARBONATOS
0 10 20 30 40 50 60 70 80
85
75
65
55
45
35
25
15
5
Pa
le
o
la
tit
u
de
s
freqüência
TILITOS
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45
85
75
65
55
45
35
25
15
5
Pa
le
o
la
tit
u
de
s
freqüência
 7 
E – Diagênese: 
Um aspecto muito importante das rochas sedimentares são as transformações 
ocorridas após a deposição. O processo de diagênese transforma os sedimentos em 
rochas sedimentares consolidadas, e envolve desde as mudanças sofridas logo após 
a deposição até o início do metamorfismo. Esses processos envolvem: compactação, 
recristalização, dissolução, substituição, autigenese e cimentação. 
Nesses processos os espaços entre os grãos são reduzidos, minerais podem ser 
dissolvdos e desaparecer ou reprecipitar como cimento ou mudando a forma dos 
grãos para responder às pressões atuantes na rocha. Novos minerais podem ser 
formados, seja como cimento seja como grãos. 
 
 
Análise - Procedimentos gerais 
 
No presente curso estudaremos as rochas sedimentares de duas maneiras 
principais: em amostras de mão e através do microscópio. Abaixo listamos alguns 
dos procedimentos mais comuns envolvidos nessas duas análises. 
 
A – No campo 
As rochas sedimentares revelam sua real amplitude no campo, onde as relações 
laterais e verticais podem estar visíveis, e onde as estruturas aparecem em toda sua 
extensão. 
Inicialmente é necessário identificara litologia com relação à sua cor, composição, 
granulometria, textura e conteúdo fóssil. As estruturas devem ser observadas com 
atenção, em especial aquelas que apresentem indicações de paleocorrentes. 
Essas observações devem ser feitas no corte ou em amostras de mão, utilizando-se 
de lupas, ácido, imã, etc. 
 
A cor pode ser indicativa do conteúdo em matéria orgânica (com cores variando do 
cinza ao preto, indicando aumento do conteúdo de material orgânico), e do estado de 
oxidação do ferro, com o ferro ferroso (2+) dando cores verdes, e o ferro férrico (3+) 
com cores vermelhas (para a hematita), ou amarelo e laranja (para limonita-
goethita). 
 
A textura deve incluir a determinação da granulometria mais comum, o 
arredondamento dos grãos, a seleção, o tipo de contato entre os grãos (se for 
possível distinguir), e se há alguma orientação preferencial desses grãos. 
 
A composição deve incluir: 
Se for um arenito siliciclástico, as proporções entre quartzo, feldspato e os 
fragmentos de rocha. 
Se for um calcário calcítico (que ferve com o ácido), identifique seus componentes 
(bioclastos, oóides, ou pelóides. 
Se é um lamito, será um argilito se não apresentar fissílidade ou um folhelho, caso 
contrário. 
Se for um calcário dolomítico ferverá pouco com o ácido e apresentará má 
preservação dos componentes originais (presentes no calcário calcítico). 
Se for um conglomerado observe se monomítico ou polimítico (composição dos 
fragmentos), se ortoconglomerado ou paraconglomerado (pela relação de contato 
entre os fragmentos). 
 
 
B – No microscópio 
 
As rochas sedimentares, ao contrário da maioria das rochas ígneas e metamórficas, 
podem apresentar comumente uma grande variação na granulometria em áreas 
pequenas, às vezes, em uma lâmina petrográfica podemos ver grãos que ocupam 
 8 
todo o campo visual do microscópio ao lado de outras que mal podem ser 
distinguidas com o aumento máximo. Para entender para “o que” estamos olhando, e 
não fazer inferências equivocadas, é altamente recomendável observar a lâmina 
inicialmente contra a luz observando as variações granulométricas o fabric dos grãos 
(orientações preferenciais), relações entre os grãos, e mesmo estruturas de pequena 
escala, elementos que podem passar despercebidos com a observação direta através 
do microscópio. 
Desse modo podem ser notados grandes fósseis em meio a lamas carbonáticas, 
seixos em meio a substratos arenosos, laminações cruzadas ou paralelas e variações 
granulométricas, do mesmo modo que fraturas preenchidas por cimentação. 
 
Um dos procedimentos fundamentais para o estudo petrográfico de rochas 
sedimentares é a determinação do diâmetro dos grãos, isso pode ser feito com base 
no tamanho do campo visual de cada uma das lentes objetivas. Na maioria dos 
microscópios petrográficos comuns (caso dos utilizados no curso), o campo de menor 
aumento (4X) tem dimensão (diâmetro) de 5 mm, o aumento seguinte (objetiva de 
10X) tem diâmetro de 3 mm, a objetiva de 20 X, diâmetro de 1,5 mm e a objetiva de 
40X, de 0,75 mm. As dimensões dos grãos podem ser calculadas comparando-se o 
tamanho dos grãos com o tamanho do campo visual, conforme mostra a figura 1.3. 
 
A contagem, ou pelo menos a avaliação das proporções de grãos é fundamental em 
qualquer estudo petrográfico de rochas sedimentares através do microscópio. Isso é 
feito para classificar a amostra do ponto de vista textural e mineralógico. 
A contagem de espécies minerais é procedimento comum, mas, nas rochas 
sedimentares clásticas, a contagem de grãos com dimensões diferentes chega a ser 
mais importante que a mineralogia. Descrições de como tais contagens ou avaliações 
visuais podem ser feitas são descritas mais adiante. A figura A0, mostrada no anexo 
é uma figura clássica para estimativas de percentagens, que pode ser usada em 
várias situações. 
 
 
Figura 1.3 – Esquema que mostra a maneira de estimar a dimensão de um grão: No 
primeiro esquema temos o campo de visão de 5 mm de diâmetro, o grão situado no 
centro tem cerca de ¼ da dimensão do campo, portanto, 1,25 mm. O segundo 
esquema represenda uma visada com objetiva de aumento maior, deixando o campo 
com 2 mm, as dimensões do grão podem ser desse modo melhor estimadas como 
próximas de 1,5 mm. 
 9 
Descrevendo sedimentos e rochas sedimentares em lâminas – indicações 
gerais: 
 
1) EXAME PRELIMINAR 
 
Antes de colocar a lâmina no microscópio, observe-a contra a luz e anote qualquer feição que 
possa ser observada. Pode ser fácil observar laminações, tamanho dos grãos, cor, seleção e 
outras feições. Use uma lente de aumento se necessário. 
 
2) COMPOSIÇÃO 
 
Mineralogia dos grãos – Para cada mineral principal presente, faça uma lista breve de suas 
propriedades de identificação (descrições completas dos minerais não são necessárias), de o 
nome e a porcentagem estimada (como percentagem do total dos grãos – não da rocha). Os 
minerais estão frescos ou alterados? Liste rapidamente os minerais acessórios (não perca tempo 
descrevendo minerais que ocorrem como um ou dois grãos em toda a lâmina). 
Para grãos carbonáticos – descreva brevemente e identifique os diferentes tipos: esqueletais 
(fósseis), oóides, intraclastos, pelóides/peletes, etc. Para os fragmentos fósseis, observe as 
características para identificar o grupo ao qual eles pertencem. Estime a percentagem dos 
diferentes tipos de grãos. Os grãos mostram evidências de modificação: furos, envelopes 
micríticos, recristalização, dolomitização? 
 
Fragmentos de rochas – identifique suas feições e dê seu nome. 
 
Matriz e cimento – qual o material entre os grãos? É um material sedimentar fino (matriz) ou um 
material cristalino (cimento). Cite as propriedades que identificam e o nome dos minerais do 
cimento ou matriz; estime a percentagem de matriz, arcabouço, cimento e poros (como 
porcentagem do total da rocha). Descreva a forma do cimento, ex. em franja, fibroso, crescimento 
sintaxial, preenchimento de poros, etc. 
Em calcários dê atenção especial à distinção entre matriz micrítica e calcita cristalina mais 
grossa: é a calcita cristalina um cimento verndadeiro (esparito), ou é de substituição (esparito 
neomórfico)? Use as lentes de maior aumento quando examinando o material mais fino. 
 
 
3) TEXTURA 
 
Várias propriedades texturais de rochas sedimentares são melhor definidas através de seus 
extremos (ex.: areia fina a média; grãos subangulares a subarredondados). Se várias camadas 
ou laminações estão presentes em uma lâmina, elas podem apresentar diferentes propriedades 
texturais – descreva-as individualmente. 
 
Tamanho dos grãos – extremos dos tamanhos dos grãos 
Seleção 
Forma dos grãos – esfericidade (são grãos equidimensionais, alongados, etc.) 
Arredondamento e extremos do arredondamento 
 
Sustentação – a rocha é grão ou matriz-sustentada? (Lembre-se que em lâminas, quando os 
grãos estão próximos o suficiente, devem estar em contato quando observados em 3D). 
 
Contato entre os grãos – Os contados são tangenciais, longos, côncavo-convexos ou suturados? 
 
Porosidade – estime a porcentagem do espaço vazio. 
 
Orientação – os grãos alongados têm uma orientação preferencial (ex.: paralelos a laminação, 
imbricados; conchas orientadas com a convexidade para cima)? 
 
Estruturas sedimentares – laminação, preenchimento geopetal, furos, etc. 
 
Outras feições – ex.: veios, estiliólitos. 
 
 10 
 
4 – NOME DA ROCHA 
 
A rocha é terrígena clástica (siliciclásticas), vulcanoclástica ou carbonática? Para as rochas 
siliciclãsticas use a classificação de arenitos de Dott. Para calcários, use as classificações de Folk 
e de Dunham. Use adjetivos apropriados para qualificar a rocha, ex.: quartzo-arenito fino 
glauconítico; arenito carbonático (graisntone) bioesparítico crinoidal; arenito conglomerático a 
calcário. 
(Explicações para osnomes: O quartzo-arenito fino glauconítico representa uma rocha 
siliciclástica formada por mais de 90% de grãos de quartzo, com grãos de glauconita, uma argila 
marinha verde; o grainstone bioesparítico crinoidal seria uma rocha carbonática de granulação 
areia, com os clastos formados principalmente por grãos esqueletais de crinóides – equinodermo 
– em cimento esparítico.; o arenito conglomerático com seixos de carbonatos é uma rocha 
siliciclástica de granulação predominante areia, com seixos de rocha carbonática). 
 
 
5 – DEPOSIÇÃO 
 
Através da descrição da lâmina deve ser possível obter informações gerais que permitam inferir 
as condições de transporte e deposição. Não tente levar as conclusões para muito longe – há 
um limite razoável para as interpretações que podem ser feitas a partir de uma única lâmina! 
Exemplo, a granulometria pode ser usada para estimar os níveis de energia; a mineralogia e a 
maturidade textural podem indicar a distância de transporte e a importância do retrabalhamento; 
a presença de um grupo fóssil em particular pode indicar a salinidade, a luminosidade, a 
profundidade e/ou a idade do ambiente deposicional. 
 
 
6 – DIAGÊNESE 
 
Deve ser possível comentar as condições e a história da diagênese da rocha sedimentar 
estudada, por exemplo, a natureza dos contados entre os grãos e a proporção da porosidade 
podem indicar o grau de soterramento, ou se a cimentação ocorreu antes ou depois do 
soterramento; diferentes tipos de cimento carbonátio podem sugerir diagênese por água marinha 
ou doce; solução ou corrosão de grãos de quartzo ou carbonato podem indicar o pH durante o 
processo de diagênese; a natureza e a distribuição dos argilominerias podem sugerir a destruição 
de minerais silicáticos instáveis; as relações de diferentes feições diagenéticas pode permitir que 
se interprete a seqüência dos eventos diagenéticos. 
 11 
SEGUNDA PARTE – ROCHAS SILICICLÁSTICAS TERRÍGENAS 
 
A – Descrição 
 
Arcabouço e matriz 
As rochas siliciclásticas terrígenas podem ser descritas como formadas por quatro 
constituintes: clastos do arcabouço, clastos da matriz, minerais de 
cimentação e poros. Qualquer um desses elementos pode estar ausente em uma 
dada rocha siliciclástica. 
Matriz e arcabouço são grãos terrígenos (derivados da erosão) de diferentes 
dimensões relativas, a matriz é mais fina e o arcabouço mais grosso, mas como 
determinar o limite entre os dois? 
Temos dois parâmetros que podem ser aplicados: 
Primeiro descritivo ou absoluto: os grãos que constituem o arcabouço têm 
dimensões iguais ou maiores que 0,0312 mm (ou 1/32 de milímetro), 
correspondendo a granulação de silte grosso (ver abaixo). Em outras palavras, o 
arcabouço é composto pelos fragmentos que são individualizáveis sob o microscópio. 
Os grãos mais finos (siltes e argilas) constituem a matriz. 
Segundo parâmetro textural ou relativo; dizemos que a matriz é a parte da rocha 
que fica situada entre os grãos do arcabouço, ocupando os espaços deixados entre 
estes. A matriz pode ter se colocado no mesmo momento que os clastos do 
arcabouço OU penetrado tardiamente no fabric formado pelo arranjo dos grãos do 
arcabouço. Essa confusão é, em parte, resultado de um problema de tradução. Em 
inglês temos os termos matrix e o termo groundmass, ambos são muitas vezes 
traduzidos como matriz. A matrix seria o equivalente à definição descritiva ou 
absoluta, apresentada acima, e o groundmass aplicável nas situações em que o 
material relativamente mais fino tem granulometria superior à de silte. 
Por esse motivo e porque, na prática, o conceito genético é de utilização arbitrária, é 
preferível denominar matriz apenas ao material mais fino que silte grosso (=matrix). 
Para o material relativamente mais fino que o arcabouço podemos usar o termo 
substrato (= groundmass), e incluí-lo também entre o arcabouço quando necessária 
sua computação em termos percentuais. 
Desse modo seria incorreto dizer que uma rocha sedimentar é um conglomerado com 
matriz arenosa, mas sim que é um conglomerado com substrato arenoso (uma rocha 
que têm como principal componente fragmentar seixos ou blocos e, preenchendo os 
espaços entre estes, ocorrem fragmentos com granulometria de areia). 
 
 
 
2 - Clastos do arcabouço 
 
É o tamanho da maioria dos clastos do arcabouço que irá definir a designação da 
rocha, segundo a tabela 2.1. 
Na prática, o estudo de rochas sedimentares ao microscópio está limitado, por um 
lado, àquelas com fragmentos menores que 1 cm (10 mm ou Φ menor que –3,5) e 
àquelas com diâmetro maior que 0,01562 mm (ou seja, Φ maior que +6), em outras 
palavras: entre a granulometria de seixos médios e de silte grosso, para o limite 
maior, os grãos individuais podem cobrir todo o campo de visão da objetiva e para o 
limite inferior, os grãos tornam-se indistinguíveis, mesmo com o aumento máximo da 
maioria dos microscópios petrográficos. 
Desse modo, podemos dizer que a petrografia de rochas sedimentares concentra-se 
no estudo dos arenitos (rochas com granulação areia, com Φ entre +5 e 0). 
 
 
 
 
 
 12 
Classe granulométrica Diâmetro mínimo 
em milímetros 
Diâmetro 
ΦΦΦΦ 
Nome da rocha 
Matacões muito grandes 2048 -11 
Matacões grandes 1024 -10 
Matacões médios 512 -9 
Matacões pequenos 256 -8 
Blocos grandes 128 -7 
Blocos pequenos 64 -6 
Seixos muito grossos 32 -5 
Seixos grossos 16 -4 
Seixos médios 8 -3 
Seixos finos 4 -2 
Seixos muito finos (grânulos) 2 -1 
Rudito, brecha, 
conglomerado, 
rocha rudácea 
Areias muito grossas 1 0 Arenito muito grosso 
Areias grossas ½ (0,5) +1 Arenito grosso 
Areias médias ¼ (0,25) +2 Arenito médio 
Areias finas 1/8 (0,125) +3 Arenito fino 
Areias muito finas 1/16 (0,0625) +4 Arenito muito fino 
Siltes grossos 1/32 (0,03125) +5 
Siltes médios 1/64 (0,01562) +6 
Siltes finos 1/128 (0,0078) +7 
Siltes muito finos 1/256 (0,0039) +8 
Siltito 
Argilas Menor que 1/512 +9 Argilito, folhelho 
Tabela 2.1 – Escala e classes granulométricas propostas por Wwentworth. A escala “fí” 
(Φ) é calculada com base na fórmula: Φ = -log2d. Onde d é o diâmetro dos grãos em 
milímetros. Essa transformação permite representar às sucessivas granulometrias, que 
são logarítmicas, de maneira linear. 
 
 
3 - Seleção e diâmetro médio 
Em geral os arenitos apresentam uma certa variação no tamanho dos grãos que as 
compõe, variação essa que não tem motivos para respeitar os limites escolhidos 
arbitrariamente pelo homem, de modo que a determinação das dimensões de um 
único grão não representa a rocha em seu conjunto, é necessária a contagem de pelo 
menos “alguns” grãos para se fazer uma aproximação estatística do diâmetro médio 
dos grãos constituintes do sedimento. Vários métodos podem ser utilizados para essa 
estimativa, grosso modo, quanto maior for o número de grãos medidos, mais preciso 
será o valor estimado (aconselha-se pelo menos 300 grãos por lâmina, uma atividade 
que consome muito tempo). 
Mas, antes de qualquer medida, deveríamos estimar uma outra propriedade das 
rochas siliciclásticas: a seleção granulométrica. 
Estatisticamente ela representa o desvio padrão da população de grãos da média de 
suas dimensões, quanto mais variada a dimensão dos grãos individuais, maior será o 
desvio e pior será a seleção. Para a estimativa da seleção de uma amostra existem 
vários diagramas de comparação visual, mostrados na figura A1, A2 e A3 (nos 
anexos). Embora menos precisa que a contagem de centenas de grãos individuais, é 
opção mais adequada em estudos iniciais ou aqueles para os quais se disponha de 
pouco tempo. 
Estabelecida a seleção da rocha, devemos avaliar quais as populações de grãos 
presentes. Geralmente, uma rocha muito bem selecionada pode ser considerada 
como possuindo uma única faixa granulométrica largamente predominante. Uma 
rocha menos selecionada pode apresentar várias populações diferentesde grãos. Os 
exemplos da figura 2.1 demonstram esse aspecto. 
 
A estimativa do diâmetro modal (aquele mais comum, e não o médio, que pode não 
ter um significado genético) deve ser feita a partir de uma amostragem mínima de 
grãos. Para obtermos uma amostra representativa, devemos medir e contar os 
grãos, seguindo algum critério de amostragem ao acaso. Pode-se, por exemplo, 
posicionar aleatoriamente a lâmina em uma dada posição sob a objetiva, e medir 
todos os grãos situados em um dos quadrantes definidos pelo retículo da ocular, por 
 13 
exemplo o quadrante superior esquerdo. Em seguida, a lâmina é reposicionada 
novamente ao acaso, e medem-se todos os grãos do mesmo quadrante usado na 
primeira observação(ver figura 2.2). Esse procedimento deve ser repetido um certo 
número de vezes para se obter uma amostra de tamanho mínimo: dez visadas para 
amostras bem ou muito bem selecionadas, 20 para as amostras com seleção 
moderada, e 30 para aquelas pobremente ou muito pobremente selecionadas. Note 
que sedimentos muito grossos, mesmo quando observados com o menor aumento, 
terão um número menor de grãos avaliados que os sedimentos mais finos. As 
medidas individuais dos grãos devem ser comparadas para que se determine qual a 
medida predominante, esta deve ser considerada como igual ao diâmetro 
predominante na amostra. 
 
 
Uma maneira mais rápida, embora menos precisa, é a de escolher pela observação, 
aqueles grãos mais comuns em uma dada visada, considerando-os como 
representativos da população mais comum. Bastaria então medir um desses grãos 
para determinar o diâmetro dos grãos mais representativos. 
Observem que rochas sedimentares silissiclásticas podem apresentar mais de uma 
moda, ou seja, apresentar duas ou mais populações representativas. Nesse caso, 
cada uma delas deve ser medida separadamente. 
 
A média pode ser estimada pelo seguinte procedimento: Contam-se os grãos 
situados sob a linha do retículo leste-oeste do microscópio, incluindo aí aqueles 
parcialmente cortados pela linha. Divide-se o diâmetro da ocular pelo número de 
grãos contados, obtendo-se assim o diâmetro médio desse conjunto de grãos. Esse 
procedimento pode ser repetido algumas vezes, por exemplo, contando-se o número 
de grãos também no sentido norte-sul, para se obter um valor mais representativo. 
 
É ainda muito importante observar se a lâmina apresenta alguma variação 
sistemática no tamanho dos grãos: se existem níveis mais grossos e níveis mais 
finos, se a granulação aumenta ou reduz-se sistematicamente em uma dada direção, 
Figura 2.1 – Exemplos de arenito mal selecionado (a esquerda) e de arenito 
bem selecionado (direita). Na primeira foto podemos observar a presença de 
uma população de grãos maiores, em torno de 0,2-0,3 mm; uma 
intermediária, com diâmetros médios de 0,15 mm; e uma menor com 0,04-
0,07 mm. No arenito melhor selecionado observamos uma população de 
grãos com média de 0,25 mm e uma pouco menor com 0,10-0,15 mm. 
Idealmente, em um estudo petrográfico detalhado, as porcentagens de cada 
uma dessas populações deveria ser estimada por contagem. 
 
 14 
etc. Esse modo de variação da granulometria deve ser levado em conta na descrição 
da amostra, e o tamanho dos grãos deve ser estimado para cada uma das camadas 
identificadas. Também é importante assinalar se a modificação se faz de maneira 
brusca ou gradual. Essas são feições deposicionais, que, algumas vezes podem ser 
observadas também em amostras de mão ou no afloramento. 
 
 
 
Figura 2.2 – Esquema de contagem de grãos em um quadrante do campo visual 
da lâmina, representando duas visada em posições diferentes de uma mesma 
lâmina. 
Tomando o quadrante superior direito com área de contagem, teremos que, na 
primeira visada temos 9 grãos grandes, 3 médios e 16 pequenos (32,3%; 10,7% 
e 57%, respectivamente); na segunda visada, usando o mesmo quadrante, 
temos: 8 grãos maiores, 6 médios e 12 pequenos (30,8%; 23% e 46,2%). Na 
média dessas duas contagens podemos dizer que 51% dos grãos são pequenos, 
16,5 médios e 31,55 grossos. 
 
 
4 – Forma, esfericidade e arredondamento 
Os clastos terrígenos têm sua morfologia ligada a três fatores principais: 
- Mineralogia ou litologia da qual são constituídos; 
- Forma que os grãos tinham nas rochas das quais se originaram; 
- Tipo e distância do transporte. 
 
A forma do grão nos sedimentos é essencialmente uma herança de sua forma na 
área fonte. Fragmentos de rochas anisótropas (xistos e sedimentos) e de minerais 
com planos de clivagem bem definidos (feldspatos, por exemplo), tenderão a manter 
essa anisotropia (e serão destruídos mais facilmente por apresentarem tais planos de 
fraqueza). Já os fragmentos mais isótropos (rochas graníticas não deformadas, 
cristais de quartzo) serão desgastados com mais dificuldade, mas de maneira mais 
homogênea, produzindo grãos com tendência mais eqüidimensional. 
 
Quanto maior a distância pela qual for arrastando o clasto, mais ele será desgastado, 
mas também devemos levar em conta o tipo de meio no qual o transporte ocorre: 
meios mais viscosos, como deslizamentos de lama tendem a proteger mais o grão 
dos choques, ao contrário de meios mais fluídos, como o vento e a água corrente. 
Alguns minerais não resistem a grandes transportes, sendo, por isso, eliminados. 
Trataremos desse aspecto ao falar da composição mineralógica dos clastos. 
 
A forma dos clastos pode ser definida com base nas proporções entre três eixos 
perpendiculares, L (=A), I (=B), C (=C), respectivamente Longo, Intermediário e 
Curto. Na figura 2.3, vemos como essas relações definem quatro formas gerais de 
clastos: equidimensional, ou esférica, tabular ou discóide, laminar e em bastão. 
 15 
Essas definições de forma estão fortemente associadas a outro parâmetro: a 
esfericidade. 
No microscópio vemos apenas duas dimensões, cortadas arbitrariamente em relação 
aos três eixos. Apenas duas formas seriam definidas: clastos mais circulares 
(eqüidimensionais) ou clastos mais elípticos (ou alongados), por isso, deveríamos 
usar o termo circularidade ao invés de esfericidade. 
A superfície dos clastos, quando muito desgastada, tende a adquirir uma menor 
irregularidade, ou aspereza. Denominamos tal propriedade arredondamento. 
Arredondamento e esfericidade podem ser avaliados com base em comparação 
visual, através de diagramas como os mostrados nas figuras A4, A5, A6, A7 e A8 
(no anexo). 
 
 
 
5 – Maturidade textural 
Seleção, forma, arredondamento, esfericidade e proporção da matriz são parâmetros 
diretamente relacionados com o processo de transporte sofrido pelos sedimentos, de 
modo que definem o grau de MATURIDADE TEXTURAL da rocha sedimentar 
terrígena. O processo de transporte do material terrígeno atua, em um primeiro 
momento, na eliminação das partículas finas da matriz. Tempo e distância maiores 
de transporte são necessários para a seleção dos grãos. Finalmente, os grãos vão ser 
arredondados com um transporte ainda maior. 
Do ponto de vista das informações obtidas pela petrografia, podemos considerar que 
uma rocha com “muita” matriz (>5%) terá sido pouco transportada, portanto será 
imatura. 
Já uma rocha com menos de 5% de matriz e com os clastos do arcabouço com 
seleção moderada ou menor, deverá ser classificada como submatura. 
Rochas com seleção melhor, boa a muito boa, mas com os grãos predominantemente 
angulosos a subangulosos, será matura. 
Se essa mesma rocha apresentar os clastos arredondados a subarredondados, ela 
será classificada como supermatura. 
Os procedimentos de avaliação da maturidade textural estão esquematizados na 
figura 2.4. 
 
 
Figura 2.3 – Classificação de 
forma dos seixos segundo o 
esquema de Zingg (1935). Note 
que os sólidos, representando 
esquematicamente seixos de 
diferentes formas, têm o mesmo 
grau de arredondamento (nulo). 
A = Eixo mais longo do grãoB = Eixo intermediário 
C = Eixo mais curto 
Outras designações comuns 
para essas formas: 
Tabular = Discóide 
Equdiemsional = Esférico 
Laminar = Laminar 
Prolato = Elíptico 
 16 
6 – Composição 
O passo seguinte trata da identificação e descrição da mineralogia dos clastos 
presentes no arcabouço das rochas siliciclásticas terrígenas. 
Praticamente qualquer mineral pode estar presente como fragmento em uma rocha 
terrígena, entretanto, certos minerais são muito mais estáveis que outros no 
ambiente sedimentar. A abundância de um determinado mineral em uma rocha 
sedimentar irá depender de sua disponibilidade na área fonte e em sua estabilidade 
física e química às condições do meio de transporte e do ambiente deposicional. 
 
Com relação à estabilidade química, temos a seguinte ordem decrescente de 
estabilidade para os principais minerais: 
 
Quartzo, rutilo, turmalina, zircão 
Chert 
Muscovita 
Microclínio 
Ortoclásio 
 
Plagioclásio 
Hornblenda, biotita 
Piroxênio 
Olivina 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.4 - Esquema da seqüência de determinações para a classificação da 
maturidade textral de sedimentos terrígenos clásticos. 
 
Fragmentos de rochas : 
Ou fragmentos líticos, são raros em arenitos, pois na granulação areia os grãos 
tendem a ser compostos por minerais individuais. Em conglomerados são muito mais 
comuns. 
Pode-se classificar os fragmentos líticos em: 
- de rochas sedimentares finas (Ls) – siltitos, pelitos, folhelhos; 
- de rochas metassedimentares finas (Lm) – ardósia, micaxisto; 
- de rochas sedimentares silicosas, geralmente registrados como grãos de quartzo 
policristalino (Qp) – chert; 
- de rochas ígneas, particularmente vulcânicas (Lv). 
 
 
Conteúdo de 
matriz lamítica 
>5% 
<5% 
Seleção 
Arredondamento 
σ>0,5Φ 
moderada ou pior 
σ<0,5Φ 
boa ou melhor 
IMATURO 
SUBMATURO 
MATURO 
SUPERMATURO 
Subangular 
<3,0 r 
Arredondado 
>3,0 r 
 17 
Quartzo: 
Mineral mais comum nas rochas terrígenas, em média perfaz 65% dos clastos do 
arcabouço, podendo chegar, em algumas rochas a 100%. Por sua resistência os 
grãos de quartzo podem ser muito retrabalhados, sendo que, em rochas recentes, 
parte do quartzo presente é derivado de outras rochas sedimentares, que por sua 
vez também os herdaram de rochas sedimentares anteriores. Mas a maioria dos 
grãos de quartzo é originada de rochas graníticas, de gnaisses ácidos ou de xistos. 
 
Podemos distinguir variedades óticas de quartzo, que refletem sua origem. 
Grãos de quartzo monocristalino, são aqueles compostos por um único cristal de 
quartzo, geralmente são os grãos mais comuns; já nos grãos policristalinos temos 
que cada clasto é formado por dois ou mais cristais de quartzo, para a interpretação 
da origem dos sedimentos, é importante identificar se esses grãos policristalinos são 
formados por dois ou três cristais ou por mais de três cristais individuais. 
Outra informação que deve ser obtida na análise do quartzo policristalino é o tipo do 
contato entre os cristais individuais: se suturado, reto ou irregular. 
Outra característica ótica importante dos grãos de quartzo é o caráter de sua 
extinção, podendo apresentar extinção Simultânea (ou completa) quando todo o 
grão se extingue uniformemente em uma dada posição, ou ondulante quando a 
extinção ocorre em partes do cristal, e “corre” através deste a medida que giramos a 
platina mais de 5º. O grau de “ondulação” da extinção nos informa a respeito das 
tensões às quais os cristais foram submetidos na área fonte. 
Um terceiro elemento a ser observado com atenção é a presença e o tipo de 
inclusões nos cristais de quartzo. São comuns em alguns tipos de quartzo e mais 
raras em outros, dependendo de sua origem. Tanto vacúolos, espaços preenchidos 
com fluídos, com aparência marrom ou negra sob luz transmitida, quanto pequenos 
cristais de outros minerais (rutilo, mica, clorita, magnetita, zircão e turmalina), 
podem estar presentes. 
 
A combinação desses elementos presentes nos cristais de quartzo pode sugerir qual a 
área/rocha fonte do sedimento. Podemos ver como tais características podem ser 
atribuídas a diferentes fontes nas figura 2.5 e 2.6 e na tabela 2.2. 
Algumas feições do quartzo podem ser diagnósticas: 
- Grãos de quartzo derivados de rochas vulcânicas são tipicamente monocristalinos, 
com extinção Simultânea e livres de inclusões e, embora sejam comuns as 
bordas corroídas, costumam ocorrer com uma ou duas terminações em 
pinacóide; 
- Grãos de veios hidrotermais podem ser monocristalinos ou policristalinos grossos, 
possuindo uma grande quantidade de vacúolos preenchidos por fluídos; 
- Grãos de fontes metamórficas geralmente são policristalinos com muitos grãos, 
geralmente alongados e como orientação cristalográfica preferencial; 
- Tanto os grãos metamórficos quanto os ígneos plutônicos apresentam extinção 
ondulante. 
 
Feldspatos: 
São minerais comuns em rochas sedimentares, representando de 10 a 15 %, mas 
podendo chegar a 50% em arcóseos. Os feldspatos são menos resistentes física e 
quimicamente se comparados com o quartzo. Uma característica distintiva dos grãos 
de feldspato em arenitos, é exatamente a presença da superfície alterada, dando-lhe 
uma aparência de nublada, com a presença de pequenos cristais de sericita (mica de 
alta birrefringência) sobre os grãos geralmente angulosos a subangulosos. 
Os feldspatos potássicos (microclíneo e ortoclásio) são mais comuns que os 
plagioclásios por dois motivos: primeiro a maior estabilidade química dos primeiros, 
sendo que é muito comum a alteração dos plagioclásios na área fonte e sua 
conversão em argilas, e segundo por que as áreas fontes mais comuns são 
geralmente mais ricas em feldspatos potássicos (granitóides) do que em plagioclásios 
(estes mais comuns em terrenos vulcânicos e nos oceanos). 
 18 
O microclíneo é facilmente reconhecido em lâminas por sua geminação cruzada, mas 
o ortoclásio é facilmente confundido com o quartzo, diferenciando-se apenas por sua 
superfície alterada. Os plagioclásios são geralmente reconhecidos pela presença de 
geminação polissintética, sendo a albita (sódica) mais comum que a anortita 
(cálcica), pelos mesmos motivos da maior abundância dos feldspatos potássico, e 
pela comum transformação da anortita em albita durante a diagênese dos 
sedimentos. 
Os feldspatos também apresentam características distintivas de suas áreas fontes. 
Diferentes tipos de zoneamento podem ser observados, sendo mais comum em 
feldspatos de rochas vulcânicas. Feldspatos piroclásticos tendem a ser anaedrais, 
comumente quebrados. Pertitas refletiriam fontes plutônicas. 
Os feldspatos são fortes indicadores das condições de alteração e de erosão da área 
fonte. Climas úmidos tendem a destruir quimicamente aos feldspatos, que se 
preservam melhor em regiões áridas, sendo geralmente frescos. Já condições de 
erosão acelerada também preservam os feldspatos, mas nesse caso, eles podem 
ocorrer como frescos ou alterados. 
 
 
Tabela 2.2 - CLASSIFICAÇÃO GENÉTICA DOS TIPOS DE QUARTZO PRESENTES EM 
ROCHAS SEDIMENTARES: 
Tipo Genético Extinção Inclusões Forma Esquema 
COMUM Simultânea a 
levemente 
ondulante 
Alguns 
vacúolos; 
poucos 
micrólitos 
Sub-euedral a 
Xenomórfico 
VULCÂNICO 
Simultânea Limpo: sem inclusões. 
Cristais bipirâmidais a 
hexagonais, arestas 
retas e cantos 
arredondados; 
embainhamentos 
(reentrâncias). 
DE VEIOS 
Ondulante, 
estruturas em 
pente 
Abundantes 
vacúolos; 
alguma clorita, 
vermicular; 
cadeias de 
poeira 
Cristais grandes; 
forma cristalina de 
incipiente a perfeita; 
grãos semi-compostos 
e cizalhados. 
METAMÓRFICOS 
RECRISTALIZADOS 
Simultânea e 
fracamente 
ondulante; 
unidades 
compostas 
Alguns 
micrólitos e 
vacúolos 
Mosaicos de grãos 
equidimensionaiscom 
contatos retos 
METAMÓRFICO 
XISTOSO Simultânea a fracamente 
ondulante 
Micas 
Grãos alongados 
compostos com 
contatos retos 
 
METAMÓRFICOS 
ESTIRADOS Fortemente 
ondulante 
Alguns 
micrólitos e 
vacúolos 
Cristais individuais 
alongados e 
lenticulares 
 
 
Micas e minerais de argila: 
São presenças comuns na matriz de arenitos e de sedimentos mais grossos, além de 
ser os principais componentes de rochas pelíticas. Biotita e, especialmente, 
muscovita, são minerais detríticos comuns, que tendem a se concentrar no plano de 
acamamento, porém, quando em pequenas quantidades, restringem-se a placas 
isoladas em meio aos grãos de quartzo e feldspatos, destacando-se por suas cores de 
birrefringência mais altas da muscovita e pelas cores castanhas a verdes com 
pleocroísmo da biotita. Quando em cortes que apresentam sua face maior, (001), 
 19 
pequenas áreas alteradas, com birrefringência mais alta, comumente chamadas 
“olhos de pássaro” (“birds-eyes”) são características da biotita. 
 
 
 
Figura 2.5 – Classificação genética dos tipos de grãos de quartzo presentes nas rochas 
sedimentares silissiclásticas. 
 
Os argilo-minerais são tanto detríticos quanto autigênicos, sendo as diversas 
espécies difíceis de identificar por meios óticos. Os melhores resultados podem ser 
obtidos por meio de microscópio eletrônico de varredura e por difratometria de raios-
X. 
Entre as várias espécies de argilo-minerais, as principais podem estar presentes nos 
arenitos: caolinita, ilita, clorita, esmectitas e argilas de camadas mistas. As argilas 
detríticas refletem a geologia da área fonte e o clima que produziu o intemperismo. A 
diagênese pode transformar certos minerais de argila em outros (podendo ser esse 
inclusive um critério de identificação do grau diagenético), ou pode acelerar a 
formação de argilo-minerais a partir de fragmentos alterados de outros minerais, 
particularmente do feldspato. A clorita, por exemplo, é geralmente formada como 
 20 
substituta de grãos de rochas vulcânicas. Em muitos arenitos, boa parte da matriz é 
na verdade formada pela compactação e alteração de grãos instáveis. 
 
Figura 2.6 – Abundância relativa de grãos de quartzo detríticos 
monocristalinos e policristalinos em areias holocênicas derivadas de fontes 
plutônicas e metamórficas conhecidas. Não ondulatório = cristais de 
quartzo com extinção Simultânea; Ondulatório = cristais de quartzo com 
extinção ondulante; Policristalino – 2 a 3 = grãos policristalinos com 2 ou 
três cristais; Policristalino > 3 = grãos policristalinos compostos por mais 
de 3 cristais. 
 
 
Minerais pesados: 
Geralmente esses minerais acesórios representam menos de 1% do arcabouço das 
rochas terrígenas. São principalmente silicatos e óxidos, principalmente entre os mais 
resistentes ao intemperismo e a abrasão mecânica. 
Minerais pesados não opacos mais comuns são apatita, epídoto, granada, rutilo, 
estaurolita, turmalina e zircão. As principais feições desses minerais são 
apresentadas na tabela 2.3 e na chave de identificação de minerais pesados. Entre 
os minerais pesados opacos são comuns a magnetita e a ilmenita. 
Por ocorrerem em pequena quantidade na rocha, os minerais pesados são melhor 
estudados quando separados desta e concentrados por meio de líquidos pesados 
(como o bromofórmio), nos quais os minerais leves (quartzo, feldspato) flutuam e os 
pesados afundam. 
Os minerais pesados são usados comumente para a indentificação das áreas fontes 
das rochas sedimentares, a proporção entre os três minerais pesados mais 
resistentes: zircão, rutilo e turmalina, é um índice especialmente útil (índice ZTR). 
Granada, epídoto e estaurolita são típicos de fontes metamórficas; rutilo, apatita e 
turmalina, indicam fontes ígneas. As transformações tectônicas e erosivas pelas quais 
passam as áreas fontes podem ser registradas pelo conteúdo de pesados nos 
sucessivos estratos de uma dada sucessão sedimentar. 
Em ordem de estabilidade química crescente os principais minerais pesados são: 
Olivina 
Sillimanita 
Piroxênio 
Esfeno 
Andalusita 
Anfibólio 
Epídoto 
Cianita 
Estaurolita 
Apatita 
Granada 
Zircão 
Turmalina 
Rutilo 
0%
25%
50%
75%
100%
Plutônica Metamórfica de alto grau Baixo grau
Não ondulatório Ondulatório Policristalino - 2 a 3 Policristalino >3
 21 
 
Zircão – ZrSiO4 – tetragonal 
 
 
 
Incolor ou pálido, com altos 
relevo e birrefringência, 
extinção paralela 
 
Turmalina – NaFe3B3Al3(OH)4(Al3Si6O27) – hexagonal 
 
 
Pleocróico, marrom, verde, alto 
relevo, birrefringência média, 
extinção paralela 
 
Rutilo – TiO2 – tetragonal 
 
 
Amarelo - marrom – vermelho – 
opaco, relevo e birrefringência 
muito altos, extinção paralela 
 
Apatita – Ca5(PO4)3F - hexagonal 
 
 
Incolor, relevo moderado, 
birrefringência fraca, extinção 
paralela 
 
Granada – Fe3Al2(SiO4)3 – cúbico 
 
 
Incolor, rosa-marrom pálido, 
alto relevo, isótropo 
 
 
Estaurolita – 2Al2Si2O5.Fe(OH)2 – ortorrômbico 
 
 
Amarelo, pleocróico, alto relevo, 
baixa birrefringência, extinção 
paralela 
 
Epídoto – Ca2(Al,Fe)3(OH)(SiO4)3 - monoclínico 
 
 
Amarelo-verde pleocróico, 
relevo alto, birrefringência 
moderada, extinção paralela 
 
Tabela 2.3 – Esboço dos sete minerais pesados mais comuns, com suas formas e propriedades 
óticas principais. 
 
 
 
 
 
 
 22 
6 – Cimento 
O terceiro componente de uma rocha sedimentar é o cimento, material tardio em 
relação ao arcabouço e à matriz. É formado durante a diagênese, podendo ser 
precoce ou tardio, inclusive com a presença de várias gerações de cimento que 
respondem às mudanças químicas e físicas ocorridas no ambiente da diagênese. 
Os principais tipos de cimento são o carbonático, o silicoso, o ferruginoso (limonítico 
ou hematítico), argiloso, o fosfático e o sulfato de cálcio (anidrita). 
O reconhecimento do cimento passa pela análise de suas propriedades óticas, tais 
como cor, birrefringência, assim como da morfologia dos cristais. 
Adicionalmente, o cimento precisa ser distinguido da matriz, algo que nem sempre é 
fácil, especialmente no caso do cimento/matriz argilosos. 
Como regra geral, os cimentos apresentam padrões de crescimento de seus 
minerais, enquanto a matriz tende a ser desorganizada. Embora citado em alguns 
livros, o cimento não tem granulometria mais fina do que a matriz, muitas vezes o 
oposto é observado. 
Um procedimento para o reconhecimento dos cimentos é apresentado no diagrama 
da figura 2.7. 
 
 
Figura 2.7 – Diagrama para a determinação do material inter-arcabouço. Deve-se inciar 
identificando se o material é opaco ou não, se opaco trata-se de cimento ferruginoso, 
dependendo da cor (da rocha ou da lâmina), poderá ser hematítico, limonítico ou chamosítico. 
Se não for um material opaco, poderá ser colorido ou incolor, se colorido, a opção mais comum 
será que se trata de material argiloso, deverá então se determinar, por meio da textura se se 
trata de matriz ou de cimento. Se incolor, o material deverá ser diferenciado com base em sua 
birrefringência, com alta (altíssima) birrefringência para os carbonatos e baixa para a sílica. 
 
 
7 – Maturidade composicional 
Arenitos imaturos composicionalmente, apresentam muitos grãos alteráveis: 
fragmentos de rochas instáveis, feldspatos, etc. 
Uma rochas sedimentar com maior volume de grãos de quartzo ou de fragmentos de 
rochas silicosas (cherts, quartzitos) e com alguns feldspatos, é considerada como 
matura. 
Não 
Fibrosa, 
radiada 
Muito alta 
Baixa 
Sim 
Preto, 
marrom, 
vermelh
o 
Verde 
Incolor Textura? 
Birrefringência? 
Ferruginoso 
 
Argiloso 
 
Silicoso 
 
Carbonático 
 
Hematítico 
Limonítico 
(±±±± hematita) 
Chamosítico 
Crescim. 
secundário 
ChertCor? 
Amarelo, 
laranja 
Colorido Cor? 
Textura? 
Quartzo 
normal 
Fibrosa, 
organizada 
Caótica, “suja”, 
desorganizada 
Cimento 
argiloso 
Matriz 
argilosa 
Opaco? 
INÍCIO 
 23 
Quando quase a totalidade dos clastos são quartzosos, temos um sedimento 
supermaturo. 
É comum usar a relação entre quartzo+chert / feldspatos (eventualmente junto com 
fragmentos de rochas graníticas) / fragmentos de rochas como índice para 
determinar a maturidade composicional da rocha sedimentar. 
Uma rocha terrígena que apresente mais de 90% de seus clastos do arcabouço 
compostos por grãos estáveis é supermatura, entre 70 e 90% matura, entre 70 e 
40% submatura e abaixo de 40%, imatura. 
 
 
8 – Classificação de rochas sedimentares siliciclásticas terrígenas 
A classificação correta de rochas sedimentares terrígenas, especialmente de arenitos, 
depende da contagem e estimativa percentual sistemática de seus componentes. A 
maioria das classificações pode ser expressa na forma de diagramas triangulares (ver 
exemplos na figura 2.8. 
Uma classificação muito utilizada que leva em conta a maturidade composicional do 
arenito é a que relaciona as proporções entre grãos de quartzo, de feldspato e de 
fragmentos de rochas – os fragmentos líticos (Q/F/L). Maiores detalhamentos dessa 
proposta levam em conta os tipos específicos desses componentes, tais como os 
diferentes tipos de quartzo, se os feldspatos são potássicos ou plagioclásios e se os 
fragmentos líticos são ígneos, metamórficos ou sedimentares. 
A classificação mais usada é a de Pettijohn et al, 1987, que leva em conta a textura 
da rocha (seu conteúdo em matriz) para separar três grandes grupos: 
Com 0 a 15% de matriz, temos os arenitos; 
Entre 15 e 75% de matriz, as vaques (wackes); 
Acima de 75% de matriz temos rochas lamíticas. 
Dentro das categorias de arenitos e vaques, a composição dos clastos do arcabouço, 
se quartzo, feldspatos ou líticos, ocorrem subdivisões entre (figura 2.9). 
 
Essa classificação deve ser feita em dois passos: 
Primeiramente estima-se a % de matriz presente, entre zero e 15% de matriz, a 
rocha é um arenito (arenite), entre 15 e 75% de matriz, a rocha é uma vaque 
(wacke), acima de 75% de matriz a rocha deve ser classificada como um pelito 
(pelite, mudrock, mudstone), podendo ser um argilito, um siltito, um siltito argiloso, 
um argilito síltico, folhelho, etc. 
 
No segundo passo, é levada em conta a proporção entre os diferentes componentes 
do arcabouço: quartzo, feldspato e fragmentos de rochas (ou líticos). 
Para os arenitos temos arenitos quartzosos (ou quartzoarenitos) para rochas 
com menos de 5% de fragmentos líticos e de feldspato, ou com menos de 7,5% da 
soma desses dois componentes. Os arenitos líticos (ou litarenitos), arenitos 
arcoseanos (feldspáticos), subarcóseos e sublitarenitos; 
Para as vaques – Quartzovaque, grauvaca lítica e grauvaca feldspática. 
Os arenitos arcoseanos podem ainda ser subdivididos em arcóseos ou arcóseos 
líticos. 
 
 24 
 
 
 
 
9 - Composição dos arenitos – proveniência e ambiente tectônico 
É possível encontrar uma relação entre a composição detrítica dos arenitos e o 
cenário tectônico de sua área fonte. Os diagramas mais simples, relacionando 
Feldspato, quartzo e líticos pode apresentar distinções entre arenitos derivados dos 
principais cenários tectônicos (margem passiva, faixa transcorrente, arco magmático 
continental, bacia de retro-arco e conjunto ante-arco / arco de ilha. Uma distinção 
mais cuidadosa dos subtipos dos componentes permite um refinamento maior e com 
menos sobreposição de campos: 
 
Dickinson (1985) analisa separadamente as percentagens de: 
Qt – Quartzo total (Qm+Qp) 
Qm – Quartzo monocristalino 
Qp – Quartzo policristalino 
F – Feldspato total 
Fp – Plagioclásios 
Fk – Feldspatos potássicos 
L – Líticos 
Lv – Líticos vulcânicos 
Ls – Líticos sedimentares 
Lt – Líticos totais (inclui Qp) 
Figura 2.9- Classificação 
de arenitos de acordo com 
Pettjohn et al., 1987 
 25 
 
Esses dados são analisados em quatro diagramas triangulares (na figura 2.9 
mostramos apenas os dois principais e outros dois de autores diferentes): 
 
Qt-F-L – que dá ênfase à maturidade composicional da rocha; 
Qm-F-Lt – definindo a litologia da fonte da rocha; 
QpLvLs – considerando apenas os fragmentos líticos da rocha; e 
QmFpFk – usando apenas grãos minerais individuais 
 
As províncias tectônicas que podem ser determinadas por meio dessa análise são 
apresentadas na tabela 2.4) 
 
Figura 2.8 - Principais classificações de arenitos (continuação)
 26 
Figura 2.8 - Principais classificações de arenitos (parte 1)
.. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 27 
Figura 2.9 Diagramas triangulares
para a classificação das condições 
tectônicas, litológicas e climáticas de
áreas fontes, tomando-se por base
a mineralogia dos grãos de rochas
sedimentares siliciclásticas arenosas
 28 
 
 
 
Proveniência Cenário tectônico Composição do arenito 
Cráton estável Interior continental ou 
margem passiva 
Areias quartzosas com razões Qm/Qp e 
Fk/Fp elevadas 
Embasamento 
soerguido 
Borda de rift ou ruptura 
transformante 
Areias quartzo-feldspáticas pobres em 
líticos totais (Lt) com razões Qm/F e Fk/Fp 
semelhantes às do embasamento 
Arco magmático Arco de ilha ou arco 
continental 
Areias vulcanoclásticas feldspatolíticas com 
razões Fp/Fk e Lv/Ls elevadas, gradando 
para arenitos quartzo-feldspáticos derivados 
de batólitos 
Orógeno reciclado Complexo de subducção ou 
cinturão de dobramento-
cavalgamento 
Areias quartzo-líticas com baixo F e Lv, com 
razões Qm/Qp e Qp/Ls variáveis 
Tabela 2.4 – Principais terrenos de fontes, seus cenários tectônicos e composição das 
areias derivadas segundo Dickinson, 1985 (diagramas QFL / QmFLt / QmPK / QpLvLs). 
 
 
 
 
 
 
 
PARTE III – ROCHAS CARBONATADAS (alo e orto-químicas) 
 
 
1 – Mineralogia 
Os calcários precipitados em bacias sedimentares normais são principalmente 
carbonatos de cálcio e pertencem a duas espécies: Aragonita (ortorrômbica) e calcita 
(triclínica). A calcita pode apresentar duas variedades: de alto magnésio (ou 
magnesiana) e de baixo magnésio. 
Apenas a calcita de baixo magnésio é estável, sendo que as outras duas espécies se 
convertem nela com o tempo, em condições de superfície ou a baixas profundidades de 
soterramento. Os calcários podem ainda se converter em dolomita: CaMg(CO3)2. 
A aragonita pode ser diferenciada das demais espécies de carbonatos por meio de 
observação microscópica, distinguindo-se por sua clivagem retilínea em contraste com a 
clivagem rômbica dos outros carbonatos e pelas suas cores de birrefringência altas, 
enquanto as demais apresentam cores muito altas. 
Calcita, calcita magnesiana, dolomita e siderita-ankerita (Fe2CO3 e FeMgCO3), tem as 
mesmas propriedades óticas, pode-se fazer uso de soluções corantes (alizarina 
vermelha-S e ferrocianeto de potássio) para a diferenciação entre elas (ver tabela 3.1) 
 
 Esses corantes podem ser aplicados diretamente sobre a lâmina do carbonato (sem a 
lamínula de vidro, é claro), de modo que mesmo nesses casos a diferenciação entre os 
vários tipos de carbonatos pode ser feita. 
 
O fato de que os minerais constituintes dos calcários se modificam com facilidade, 
implica em um elevado potencial de destruição das características deposicionais dos 
fragmentos e cimentos constituintes dessas rochas, algo para que devemos estar 
atentos ao interpretarmos o significado das feições observadas. 
 
 29 
 
Mineral 
Efeito de 
ataque com 
ácido 
Alizarina 
vermelho-S 
Ferrocianeto 
de potássio 
Resultado 
combinado 
Calcita não ferrosa 
Redução 
acentuada do 
relevo 
 
Rosa a 
marrom 
avermelhado 
 
Nenhum 
Rosa a marrom 
avermelhado 
Calcita ferrosa 
Reduçãoacentuada do 
relevo 
Rosa a 
marrom 
avermelhado 
Azul pálido a 
profundo 
(depende do 
conteúdo de Fe) 
 
Malva a azul 
Dolomita não ferrosa Nenhum Nenhum Nenhum Incolor 
Dolomita ferrosa Nenhum Nenhum 
Azul muito 
pálido 
 
Azul muito 
pálido (turquesa 
ou esverdeado 
em lâminas) 
Siderita Nenhum Nenhum Azul muito forte 
 
Azul muito forte 
 
Tabela 3.1 – Efeitos de tratamento com ácido diluído e corantes sobre a superfície de diferentes 
espécies de carbonatos. 
 
 
 
2 – Constituintes 
Os carbonatos são formados, de maneira semelhante das rochas terrígenas, por três 
componentes: 
Grãos do arcabouço 
Matriz 
Cimento 
 
O arcabouço pode ser formado por grãos carbonáticos ou não carbonáticos, neste caso, 
siliciclásticos na maior parte das vezes. Vamos tratar apenas dos grãos carbonáticos 
neste capítulo. 
 
Os grãos carbonáticos do arcabouço podem ser de duas origens: 
- Grãos não esqueletais; 
- Grãos esqueletais ou bioclastos; 
Os primeiros são fragmentos de origem inorgânica, e os segundos foram parte de 
organismos, principalmente carapaças. 
Os grãos de outras composições de uma rocha carbonática podem ser fragmentos de 
rochas, grãos de minerais erodidos do continente ou fragmentos de explosões vulcânicas 
(piroclastos). 
 
A matriz é formada por fragmentos muito finos, com dimensões inferiores a 62 micra 
(0,0062 mm), correspondendo aos siltes e argilas das rochas terrígenas. Os grãos 
carbonáticos dessas dimensões são chamados de micritos, ou carbonatos 
microcristalinos. 
 30 
O micrito origina-se de vários processos: pela desagregação mecânica de outros 
fragmentos carbonáticos, pela ação de organismos que destroem partes dos fragmentos 
carbonáticos (algas endolíticas), pela deposição química/bioquímica direta, pela 
desagregação de algas calcárias, ou pela erosão de planícies de maré carbonáticas. 
 
A presença de cimento é muito comum em rochas carbonáticas, o mais comum é o 
formado por calcita espática, ou esparito, comumente recristalizada a partir da matriz 
micrítica. Cristais de calcita espática podem também substituir componentes do 
arcabouço. Da mesma maneira que nas rochas siliciclásticas, outros materiais podem 
formar o cimento de rochas carbonáticas. 
 
 
3 - Constituintes do Arcabouço 
 
É importante levar em conta que, embora geralmente designemos os carbonatos como 
“rochas de origem química”, na verdade boa parte dos componentes de rochas 
carbonáticas são clásticos. O arcabouço dessas rochas são formados por fragmentos, 
mesmo quando são por precipitados quimicamente (ou por processos bioquímicos) eles 
sofreram erosão e transporte e tem comportamento e configurações de partículas 
individuais. Os fragmentos de composição carbonática são denominados aloquímicos 
(ver tabela 1.2 e figura 1.1) eles são precipitados por processos químicos ou bioquímicos 
mas se depositam na forma de fragmentos. Os grãos do arcabouço das rochas 
carbonáticas podem ainda ser derivados do continente, de modo que, em alguns casos, 
componentes terrígenos (cristais e líticos) podem ser os únicos componentes do 
arcabouço dessas rochas. Cinzas vulcânicas (shards vítreas, pomes) são outro 
componente que pode estar presente em rochas carbonáticas. 
Reconhecemos os fragmentos de uma rocha carbonatada ao observarmos sua forma 
definida e delimitada, em contraste com a massa de fundo (matriz e/ou cimento) que 
simplesmente preenche os espaços entre esses grãos. É sempre bom ter em mente que 
as alterações diagenéticas pelas quais o sedimento carbonático passa, logo depois de 
sua deposição, ou mais tardiamente, podem ressaltar ou mascarar a individualidade dos 
grãos, ou mesmo criar falsos grãos. 
As formas dos clastos do arcabouço podem variar bastante, em função principalmente 
da origem orgânica de boa parte deles, e, embora tenham a tendência de apresentar 
formas circulares ou elípticas, os grãos inorgânicos também podem assumir formas 
menos regulares, seja por circundarem ou substituírem formas orgânicas, seja por 
serem fragmentos retrabalhados de rochas carbonáticas semi-consolidadas. 
 
Grãos carbonáticos não-esqueletais : 
São aqueles que não fizeram parte do corpo de organismos, mas se formaram por 
deposição química direta ou auxiliada por atividade biológica ou por processos 
mecânicos de deposição, consolidação e erosão de lamas carbonáticas. 
Esses grãos tem composições mineralógicas que dependem das condições globais dos 
oceanos: Épocas de oceanos altos, com atmosfera rica em CO2 e mais quente, as 
chamadas “condições estufa”, favoreciam a deposição de calcita, já os mares mais rasos, 
com atmosfera mais pobre em CO2 e menores temperaturas globais, as “condições 
refrigerador”, como as atuais, produzem preferencialmente aragonita. 
Esses padrões cíclicos de “mares calcíticos” e “mares aragoníticos” se sucederam na 
história da Terra, como mostra a figura 3.2. 
 
 
 31 
Figura 3.2 – Mineralogia dos precipitados carbonáticos marinhos durante o fanerozóico. 
Observe que a elevação do nível do mar, com climas quentes, corresponde a períodos de 
precipitação de calcita (de alto magnésio) enquanto a aragonita (junto com calcita) 
precipita-se durante os períodos frios, com nível do mar relativamente baixo (a elevação 
da curva neste diagrama corresponde a redução do nível do mar). 
 
 
Os grãos não esqueletais são de quatro tipos: (i) grãos acrescionados (coated grains), 
(ii) pelóides, (iii) agregados e (iv) intraclastos. 
 
Reconhecimento e gênese dos grãos não-esqueletais: 
 
i) Grãos acrescionados: 
 
- Oóides e pisóides: Grãos esféricos a sub-esféricos com um núcleo de composição e 
natureza variáveis (geralmente grãos de quartzo ou de calcita), recoberto por uma ou 
mais lamelas concêntricas de carbonato, mais ou menos regulares. São denominadas 
oóides os grãos com diâmetros inferiores a 2 mm, e pisóides os maiores. Núcleos 
cobertos por uma única lamela são chamados de oóides (ou pisóides) superficiais. (ver 
figura 3.3). 
 
 
 
Figura 3.3 – Principais tipos de microestruturas vistas em oóides antigos e modernos. 
 
A maioria dos oóides modernos varia de 0,2 a 0,5 mm (200-500 µm) de diâmetro, sendo 
praticamente todos compostos por aragonita. No passado, os oóides eram de calcita de 
 32 
alto-magnésio, embora se registrem oóides bi-minerais (aragonita e calcita magnesiana) 
em algumas ocorrências atuais e sub-atuais. 
A microestrutura dos oóides aragoníticos modernos é caracterizada por lamelas com 
orientação tangencial de cristais aciculares (agulhas), com 2 µm de diâmetro. Lamelas 
com aragonita microcristalina e de cristais de aragonita com orientação aleatória 
também podem estar presentes. 
Os oóides sub-recentes são de calcita magnesiana, e costumam apresentar um fabric 
radial. 
Os oóides mais antigos são compostos por calcita de baixo magnésio, mas sua 
composição original não pode ser determinada, uma vez que a calcita pode estar 
substituindo calcita magnesiana ou aragonita, nesses casos, é comum que os oóides 
apresentem uma preservação pobre de suas estruturas internas. Os oóides 
originalmente calcíticos apresentam uma textura radial de cristais fibrosos em forma 
de cunha, com os polarizadores cruzados uma cruz de extinção pode ser vista. O córtex 
(as lamelas) de grandes oóides calcíticos podem apresentar uma parte central radial e 
uma parte externa radial-concêntrica. 
 
Com relação aos oóides e pisóides é importante notar: 
1 – a natureza do núcleo (se são cristais siliciclásticos, cristais de calcita, micrito, grãos 
esqueletais); 
2 – o diâmetro; 
3 – a estrutura interna (acicular radiada, acicular tangencial, maciça-micritizada, 
recristalizada-esparítica). 
 
 
Origem dos oóides: 
Não se sabe exatamente como são precipitados os oóides e pisóides, evidências 
sugerem uma importante contribuição de atividade biológica em sua formação, embora 
acredite-seque processos inorgânicos possam, sob certas condições, produzir 
precipitação de carbonatos diretamente sobre núcleos de cristalização. 
Além do controle da composição química do mar, para a geração ou de oóides calcíticos 
ou de oóides aragoníticos/magnesianos, algumas outras condições podem determinar a 
maneira de formação e ocorrência desses grãos. 
Os oóides formam-se tipicamente em águas agitadas: ondas, ondas de tempestade e 
correntes de maré agitam o fundo de mares rasos, acumulando os oóides na forma de 
estruturas típicas de ambientes de alta energia (dunas, marcas de onda, etc...). A 
profundidade desses ambiente é tipicamente inferior a 5 metros, podendo atingir até 15 
metros. 
Em ambientes calmos também pode ocorrer a formação de oólitos. Lagunas (lagoas 
costeiras) e em planícies de maré. Nesses ambientes os oóides se precipitam em 
piscinas ou sob crostas cimentadas. Esses oóides geralmente apresentam forte estrutura 
radial, o que faz com que se quebrem com certa facilidade, alguns são assimétricos. 
Estruturas semelhantes a oóides se formam também em solos calcários, sendo 
compostos por calcita fina e com pobre desenvolvimento de laminações concêntricas, 
podendo ser assimétricos, geralmente associando-se com crostas laminadas. 
 
- Oncóides: Ao contrário dos oóides e pisóides, apresentam um córtex calcário 
irregular, com lâminas incompletas e parcialmente sobrepostas, sendo o núcleo nem 
sempre presente. Apresentam tipicamente uma forma irregular, podendo exibir formas 
biogênicas, com menos de 2 mm podem ser chamados de micro-oncóides. Quando é 
possível identificar a estrutura biológica no oncóide ele pode receber nomes relacionados 
com os organismos que o constituem, por exemplo, se formados por algas vermelhas 
recebem o nome de rodólitos. 
 33 
Geralmente se forma por incrustação de briozoários, corais, foraminíferos e algas. 
Apresentam fabrics variados: micrítico, espongiostromado (micrítico-esponjoso), ou 
porostromada (mini-tubos de micrito, comum em algas azuis). 
 
 
ii) Pelóides: 
São grãos circulares, elípticos ou angulares, formados por carbonato microcristalino, 
sem estruturas internas. Podem atingir vários milímetros de diâmetro mas, em geral, 
ficam entre 0,1 e 0,5mm. 
Acredita-se que maioria dos pelóides é de origem fecal, nesse caso podem ser 
denominados pelets. Gastrópodes, crustáceos e poliquetos produzem grande quantidade 
de pelets. Podem ser identificados pela regularidade de sua forma e por serem ricos em 
matéria orgânica. Outros autores defendem que se formam pela ação de 
microorganismos sobre outros fragmentos. 
São mais comuns em ambientes abrigados, como lagunas e planícies de maré. 
Os pelets são muito comuns e muitos calcários micríticos, mesmo quando se apresentam 
como maciços, eram na verdade formados por pelets, que se destruíram e se agregaram 
no processo de diagênese. 
Grãos amorfos são pelóides de forma irregular formados pela micritização microbial de 
fragmentos esqueletais. A presença de restos esqueletais em pelóides (comum em 
algumas rochas) pode ser o resultado desse processo. 
 
iii) Agregados: 
São várias partículas de carbonato cimentadas juntas por cimento microcristalino ou por 
matéria orgânica. Em algumas configurações são conhecidos como grapestones (cachos 
de uvas), formando-se em ambientes relativamente protegidos, como em áreas de infra-
maré, geralmente sob uma esteira microbial superficial. Desse modo, a forma de 
partículas agregadas é muito variada e irregular, variando de 0,5 a 3,0 mm. 
 
iv) Intraclastos: 
São fragmentos retrabalhados de calcários consolidados ou parcialmente consolidados. 
Muito comuns são as placas ou lascas de composição micrítica liberadas pelo 
ressecamento de planícies de maré. Ressedimentação em áreas inclinadas também é 
uma fonte comum de intraclastos. 
O reconhecimento desses intraclastos depende essencialmente da forma, que, 
geralmente é angulosa, formando brechas. 
 
 
 
Grãos carbonáticos esqueletais : 
Refletem a distribuição, no tempo e no espaço, dos organismos invertebrados que 
secretam carbonatos (ver figura 3.4). Portanto, a identificação dos organismos que 
produziram os fragmentos desse tipo presentes nas rochas carbonáticas é um indicador 
ambiental de grande significado, visto que condições de profundidade, temperatura, 
salinidade, substrato e turbulência, controlam a distribuição e o desenvolvimento desses 
organismos. 
 
A mineralogia dos esqueletos carbonáticos também variou durante o fanerozóico, da 
mesma maneira que os precipitados inorgânicos, possivelmente refletindo as mudanças 
induzidas pela tectônica na química da água do mar. 
O reconhecimento das espécies que formam os grãos esqueletais é portanto 
fundamental para o estudo de rochas carbonáticas, embora nem sempre seja uma tarefa 
fácil. 
 34 
 
Figura 3.4 – Diversidade, abundância e composição aproximada dos principais grupos de 
organismos calcários marinhos. 
 
 
Os principais taxons que contribuem com fragmentos esqueletais são: 
Moluscos, com bivalves, gastrópodes e cefalópodes; foraminíferos; braquiópodes, 
especialmente os articulados; cnidários, em especial o formadores de corais; 
equinodermos, incluindo equinóides e crinóides; briozoários; poríferos (esponjas e 
estromatoporóides); artrópodes, com ostracodes e trilobitas; e algas solitárias 
(calcisferas) ou coloniais. 
A identificação da origem dos grãos esqueletais depende da observação de alguns 
aspectos chaves: 
1) forma e tamanho, sempre lembrando que no microscópio observamos cortes; 
2) microestrutura interna, que pode estar modificada ou destruída pela diagênese; 
3) mineralogia, embora, na prática, todos os fragmentos de um calcário sejam calcita, 
ou dolomitizados, na origem, quando se depositaram, poderiam ter sido de 
aragonita, ou a calcita poderia ter sido de baixo ou alto magnésio, dependendo do 
tipo de organismo envolvido em sua produção. 
 
Moluscos 
Bivalves, gastrópodes e cefalópodes ocorrem em calcários a partir do início do 
Paleozóico. 
Os bivalves compreendem espécies que ocorrem em uma grande variedade de 
ambientes, sejam de água doce, sejam marinhos ou salobros, com estilos de vida 
 35 
também variados: infaunal (dentro dos sedimentos), epifaunal (presos ao substrato), 
vágil (rastejando), nectônico (com nado livre) e planctônicos (flutuantes), algumas 
espécies formam recifes. 
As conchas são em sua maioria compostas por aragonita, algumas são mistas, com 
camadas de aragonita e de calcita, as valvas das ostras são formadas por calcita. São 
formadas por várias camadas com microestruturas internas específicas. Um tipo comum 
compreende uma camada interna nacarada, com várias camadas de tabletes de 
aragonita e uma camada externa prismática de aragonita ou calcita. Quando 
originalmente de aragonita, a estrutura interna das concha dos bivalves é pouco 
preservada, ou totalmente perdida. A aragonita pode ser dissolvida e deixar um molde 
que é preenchido por calcita (cimento), sendo essa a forma mais comum de 
preservação, observamos que a maioria das conchas de bivalves é formada por esparito 
grosso e em drusa. Um alternativa é a substituição lenta da aragonita pela calcita, de 
modo que alguns restos das estruturas internas pode ser preservados. Os bivalves 
calcíticos normalmente preservam sua estrutura interna, sendo o tipo mais comum o 
foliáceo (camadas finas paralelas) e o prismático. 
Em lâminas, os fragmentos de bivalves ocorrem como grãos alongados, retangulares a 
curvados, tipicamente desarticulados. 
 
Os gastrópodes são muito comuns em ambientes de águas rasas, ocorrendo em 
grandes números, embora com poucas espécies, em ambientes hipersalinos e salobros. 
A maioria dos gastrópodes compreende espécies bentônicas vágeis. A maioria dos 
gastrópodes tem conchas de aragonita com estruturas internas semelhantes às dos 
bivalves, sendo raramente

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