Sedimentos e Rochas sedimentares

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SEDIMENTOS E ROCHAS SEDIMENTARES 
 
Organização: Prof. Vicente Caputo 
 
 
INTEMPERISMO E ROCHAS SEDIMENTARES 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
O ciclo sedimentar se inicia a partir da ruptura ou desagregação das rochas de uma área 
fonte ou província geológica pré-existente, a qual fornece fragmentos que são eventualmente, 
transportados e depositados em locais mais baixos topograficamente, constituindo os 
sedimentos. 
Por definição, o intemperismo encerra o conjunto de processos operantes na superfície 
terrestre que ocasionam a desagregação e/ou decomposição da superfície das rochas. É em 
essência uma adaptação dos minerais das rochas às condições superficiais, bastante diferentes, 
daquelas em que elas se formaram. 
 
 
As propriedades físicas ou mecânicas das rochas sedimentares dependem grandemente da 
sua composição química, textura, estrutura, bem como de sua matriz e cimento. 
As rochas suportam bem a grandes esforços compressionais, porém a pequenos tencionais. 
Este conceito não é tão simples quanto parece. Por exemplo, duas rochas, com a mesma 
resistência compressional, podem se comportar de modo completamente diferente quanto à 
abrasão ou à tensão. 
Os arenitos são menos resistentes do que os quartzitos, apesar de ambas rochas terem alto 
teor de sílica. Naqueles as ligações entre os grãos de quartzo são frágeis, o que não ocorre nos 
2 
quartzitos, devido ao metamorfismo que rearranjou e interligou mais fortemente seus grãos. Um 
arenito fino é mais resistente do que um grosseiro. 
 
2. FATORES CONDICIONANTES DO INTEMPERISMO 
 
Pelo já visto acima, o intemperismo tem maior ou menor atuação sobre as rochas da crosta, 
a depender do tipo ou composição da rocha, da topografia, do clima, e do tempo geológico. 
A composição química da rocha fornece suas características de resistência à abrasão, 
tensão e compressão. A topografia fornece a gravidade, podendo, inclusive, modificar 
localmente o clima de uma área. 
O clima, por sua vez, é o resultado das variações de temperatura, umidade, do regime dos 
ventos, da evaporação, da insolação, etc., fatores esses relacionados com as atividades 
biológicas. Tais fatores dependem também da latitude. 
Finalmente, o tempo geológico é parâmetro mais importante que a natureza dispõe para a 
realização de seu constante modelamento da crosta terrestre. 
 
3. PROCESSOS ATUANTES NO INTEMPERISMO 
 
Diversos são os fenômenos que agem em íntima correlação para a efetivação do 
intemperismo. Eles podem ser de natureza física, química ou biológica, separados ou 
conjuntamente, a depender das condições climáticas e da própria rocha em si. 
A ação do intemperismo, através de seus processos, é a de transformar a rocha em solo. 
 
3.1. INTEMPERISMO FÍSICO 
 
A desagregação ocorre na superfície da rocha, enquanto em profundidade a rocha mantém-
se isolada dos agentes de intemperismo. 
O intemperismo físico é a desintegração das rochas da crosta terrestre pela atuação de 
processos inteiramente mecânicos. É o processo predominante em regiões áridas, de precipitação 
anual muito baixa, tais como desertos e zonas glaciais. Nestas regiões de condições climáticas 
extremas a desagregação das rochas é controlada por variações bruscas de temperatura, 
insolação, alívio de pressão, crescimento de cristais, congelamento, etc. 
 
a) Variações de temperatura - Os mais diversos materiais submetidos a variações de 
temperatura experimentam variações de diferentes intensidades, conforme seu coeficiente de 
dilatação térmica. Como a maioria das rochas são constituídas por minerais com diferentes 
coeficientes de dilatação (variando de mineral ou em um mesmo mineral, de acordo com a 
direção dos seus eixos cristalográficos) em conseqüência da insolação diurna e resfriamento 
noturno, são sujeitos a esforços intermitentes durante longo tempo. A fadiga dos minerais torna-
os desagregáveis, reduzindo-os a pequenos fragmentos. A variação de temperatura produzida 
pela insolação durante o dia e resfriamento durante a noite pode ser muito grande. Acresce ainda 
que a superfície da Terra iluminada pelo Sol aquece 1,5 a 2,5 vezes mais que a atmosfera. Na 
zona da caatinga na Bahia foram observados os seguintes dados (Leinz e Amaral). 
 
NATUREZA As 17 horas As 5 horas 
3 
Temperatura da Atmosfera 36 oC 22 oC 
Temperatura do Norito 
(rocha preta) 
63 oC 26 oC 
Temperatura do gnaisse 
(rocha clara) 
55 oC 23 oC 
 
b) Congelamento da água - O esforço causado pelo crescimento de cristais de gelo ao 
longo de fendas e entre os grãos das rochas, pode também ser responsável pela desagregação 
destas. Em climas polares e altas montanhas este processo ocorre em função do congelamento da 
água nas fraturas das rochas, a qual exerce uma força expansiva, devido o aumento de cerca de 9 
% em volume, esta força expansiva é da ordem de 2.600 kg/cm2 e se repete sazonalmente. 
A tabela abaixo mostra a desintegração de três tipos comuns de rochas, submetidas a 
congelamento e descongelamento sucessivos 
 
ROCHA POROSIDADE (%) No DE VEZES 
CONGELADA/DES 
CONGELADA 
GRAMAS DETRITOS/M3 DE 
ROCHA LIBERADOS 
ARENITO 25 3 2,7 
ARENITO 5 43 0,3 
CALCÁRIO 30 1 0,9 
MÁRMORE 0,2 100 0,05 
 
c) Cristalização de sais. Nas áreas desérticas ou semi-áridas as chuvas são esparsas e a 
água infiltrada no solo dissolve material em baixo e sobe à superfície por evaporação e 
capilaridade. Pode se dar a cristalização de sais onde as águas com sais dissolvidos (carbonatos, 
sulfatos, cloretos e nitratos) ascendem à superfície e, eventualmente, chegam a depositá-los em 
camadas superficiais. 
 
d) Alívio de pressão - Ocorre quando as rochas, que se encontravam comprimidas a 
grandes profundidades, chegam próximo à superfície trazidas pela erosão das rochas 
superpostas. Esse alívio de carga ocasiona a expansão das rochas e, frequentemente, provoca 
fraturas próximo a superfície, nas rochas que formam o relevo do terreno. Na construção de 
túneis se observa bem este fenômeno, onde as rochas das paredes dos túneis estilhaçam 
liberando lascas com grande ruído, pois as rochas em torno do túnel ficam sem sustentação. Os 
poços profundos durante a perfuração tendem a desabar e fechar, por isso usa-se lama com alta 
densidade para contrabalançar a tendência a desabamento e oclusão de poços. 
 
3.2. INTEMPERISMO QUÍMICO 
 
O intemperismo químico (decomposição química) é caracterizado pela reação química 
entre os minerais constituintes das rochas com gases atmosféricos e soluções aquosas diversas, 
na tentativa destes minerais se adaptarem à condições físico-químicas do ambiente em que se 
encontram. O produto final destes processos é uma conseqüência do ataque químico aos 
minerais da rocha fonte. Este processo é bastante acelerado nos casos em que as rochas foram 
preparadas, previamente, pelo intemperismo físico, reduzindo-a a pequenos fragmentos, ou seja, 
4 
aumentando a área superficial de contato, por volume de material, para um ataque mais efetivo 
pelos agentes químicos. 
Pode-se concluir que o principal agente de intemperismo químico é a água. A água 
meteórica (água da chuva) pura reage muito pouco com a maioria dos minerais formadores de 
rochas, exceto os minerais solúveis dos evaporitos (sais). Porém as águas tem frequentemente 
seu pH diminuído (aumento de acidez) devido à dissolução de CO2 da atmosfera, formando 
ácido carbônico, e, também pela presença de ácidos húmicos, resultante de processos biológicos 
das plantas. Estes ácidos aumentam conseqüentemente a efetividade da água como agente de 
decomposição das rochas. As águas subterrâneas possuem em média 0,1-0,5g/litro de material 
dissolvido. 
A efetividade do intemperismo químico é influenciada principalmente, pelo tipo de 
material (rocha fonte), clima, topografia, cobertura vegetal e tempo de exposição das rochas aos 
processos de intemperismo. 
Considerando a natureza da rocha fonte, a depender da maior ou menor estabilidadedos 
minerais às condições físico-químicas do ambiente, maior ou menor será a intensidade de 
atuação dos processos de intemperismo químico. 
Olivina, augita, hornblenda, ortoclásio (albita), microclina, muscovita, sílex e quartzo 
(zircão, turmalina). O quartzo é o mais resistente, mas mesmo o quartzo em clima tropical úmido 
sofre dissolução lenta.. 
Pelo visto acima, a listagem representa a série de estabilidade química de minerais segundo 
GOLDICH. A olivina é o menos estável, o quartzo, o zircão e a turmalina são os mais estáveis. 
Esta relação entre as séries de cristalização magmática de BOWEN e a série de estabilidade do 
GOLDICH, indica que, os minerais das rochas ígneas cristalizados nos estágios finais do 
resfriamento do magma, são mais estáveis nas condições superficiais do que os minerais 
formados em um estágio precoce de cristalização. 
O clima úmido fornece o ambiente mais propício aos processos relacionados com o 
intemperismo químico, especialmente condições de umidade e calor. Ele também favorece o 
desenvolvimento abundante da vegetação e, conseqüentemente, o aumento da quantidade de 
ácidos húmicos de origem orgânica. 
Como já foi dito, o intemperismo químico é o processo de decomposição da rocha através 
de reações químicas; estas reações podem ser: oxidação, redução, hidrólise, hidratação, 
decomposição por acido carbônico e dissolução. 
A oxidação é um dos primeiros fenômenos de decomposição subárea. É em essência uma 
reação com o oxigênio para formação de óxidos, ou com o oxigênio e a água para formação de 
hidróxidos. Os elementos mais suscetíveis à oxidação são: carbono, nitrogênio, fósforo, ferro e 
manganês. Assim, por exemplo, o ferro bivalente (Fe+2) passa para a forma trivalente (Fe+3) 
provocando modificações na estrutura dos minerais ricos em ferro. O aparecimento nas rochas 
de cores amareladas e avermelhadas é característico das reações de oxidação do ferro. 
A redução é uma reação de retirada do oxigênio de uma substância pela atuação de 
redutores, tais como gás sulfídrico (H2S), carbono (C) e hidrogênio (H2), produtos comuns em 
ambientes de putrefação. 
A hidratação é o fenômeno da incorporação da água à estrutura cristalina e hidrólise é a 
reação dos minerais com a água. A hidrólise dos feldspatos é uma das reações mais importantes 
no intemperismo químico, já que os feldspatos são os minerais mais abundantes nas rochas 
primárias (62 % do total dos minerais na rocha, segundo Wedepohl, 1969). Por exemplo: 
5 
2KAlSi3O8 + 9H2O + 2H
+  Al2Si2O5(OH)4 + 4H2Si4 + 2K
+ 
(Ortoclásio) (Caulinita) 
feldspato argila 
Parte do CO2 da atmosfera dissolvido na água se combina com esta formando ácido 
carbônico (H2O + CO2 = H2CO3), que apesar de ser um ácido bastante fraco é, provavelmente, 
o agente mais importante deste tipo de intemperismo. 
Os ácidos presentes na água, tem papel importante no processo de dissolução. Assim por 
exemplo, a dissolução de um calcário (CaCO3) em água pura é muito lenta, mas se esta água 
possuir alguma acidez, a presença do íon H+ facilita a dissolução do calcário. 
 
3.3. INTEMPERISMO BIOLÓGICO 
 
São os processos de decomposição e desagregação de rochas relacionadas à atividade de 
organismos vivos. Geralmente atua aumentando a efetividade dos processos químicos e físicos. 
Exemplos: atuação de raízes e escavação de animais tipo minhocas; a segregação de gás 
carbônico, nitratos e ácidos orgânicos como produtos finais do metabolismo de organismos, etc. 
Os fatores que controlam a atuação destes processos estão também relacionados aos que 
determinam o desenvolvimento de organismos vivos (clima, nutrientes, iluminação, etc.). 
 
4. ESTÁGIOS DA EVOLUÇÃO INTEMPÉRICA DE UMA ROCHA 
 
Para exemplificarmos melhor a evolução do intemperismo na superfície da crosta terrestre 
tomemos, por exemplo, uma rocha granítica, composta principalmente de quartzo, feldspatos e 
mica. 
O primeiro estágio de alteração é caracterizado pelo ataque químico aos feldspatos e 
micas. Inicialmente eles perdem seus brilhos característicos e, tornam-se baços. A textura da 
superfície da rocha ainda permanece a mesma, inalterada. 
6 
 
No segundo estágio, os minerais da superfície das rochas são totalmente decompostos mas 
percebe-se, ainda, a textura original da rocha. No último estágio a rocha encontra-se totalmente 
decomposta, não mais se percebendo sua textura original no solo (= regolito = manto do 
intemperismo). Nas áreas onde não ocorrem freqüentes deslizamentos, a passagem de um 
estágio a outro é transicional, gradual. 
7 
 
As micas e os feldspatos se decompõem em argilas, enquanto que os quartzos, que são os 
minerais mais resistentes ao ataque químico e à abrasão, formam a fração mais grosseira, 
insolúvel que são os grãos de areia. 
É também característico nos processos de intemperismo, em climas tropicais, a formação 
de hidróxidos de alumínio e ferro. Este processo é denominado de laterização. Caracteriza-se 
por uma intensa lixiviação, devido a alta pluviosidade, permanecendo no final no subsolo apenas 
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um resíduo dos produtos de menor solubilidade, como o ferro e o alumínio na forma de 
hidróxidos. Ao produto final da laterização dá-se o nome de laterita, e, no caso de ocorrer o 
predomínio de alumínio o produto recebe o nome de bauxita. A bauxita é o minério de alumínio 
utilizado para a obtenção do metal alumínio. 
 
FORMAÇÃO DO SOLO 
 
As rochas raramente são encontradas aflorando na superfície, quase sempre são 
encontradas cobertas por um manto de espessura variável de material solto, incoerente. 
SOLO é o produto final do intemperismo das rochas, caso as condições físicas, químicas e 
biológicas permitam o desenvolvimento de vida vegetal, também denominado### regolito ou 
manto de intemperismo. Em climas frios e secos os solos são pouco espessos e em climas 
quentes e úmidos o intemperismo alcança considerável profundidade. 
 Fatores que atuam na formação do solo: 
1. Clima: diferentes rochas podem produzir o mesmo solo, dependendo do clima. A mesma 
rocha original pode produzir solos diferentes, em climas diferentes. 
2. Tipo de Rocha: ricas em solúveis, pobres, etc. 
3. Vegetação: cobertura, proteção contra a erosão, fornecimento de ácidos húmicos, facilita a 
infiltração de água. 
4. Relevo: inclinado, dificulta a penetração de água e facilita a solifluxão e destruição do solo. 
5. Tempo: é necessário muito tempo (milhares de anos) para evolução do solo. 
 
Classificação Climática dos Solos 
 
 Solos Pedalféricos Latossolos ou laterita (trópicos) 
 (Regiões úmidas) Podzol (Zona Temperada) 
 precipitação >### 635 mm/ano Tundra (Z. Ártica) 
 
 Solos Pedocálicos Tchernoziem (Terra Preta) = 300-630 mm/ano, Zona fria 
 (Regiões Áridas) Castanho-Marrom= 250-350 mm/ano, quente 
precipitação### < 635 mm/ano Desérticos e Salinos = ###250 mm/ano, quente 
 
Perfil do Solo 
 
O solo apresenta horizontes ou níveis com espessuras variáveis, podendo estar ausentes, 
designados pelas letras de A a D. 
A - sujeito à ação direta da atmosfera, geralmente fofo, intensamente alterado e contendo a vida 
bacteriana. Contém húmus (minerais e matéria vegetal e bacteriana) na parte superior. Intensa 
lixiviação dos compostos solúveis. 
B - argilas, carbonatos e hidróxidos lixiviados (dissolvidos) do horizonte A. 
C - rocha parcialmente decomposta com blocos de rocha inalterada pouco alterada. 
D - rocha inalterada. 
A figura abaixo mostra a evolução dos solos em climas diferentes. 
 
9 
 
 
 
Conclui-se que a atuação dos processos meteóricos causam a desagregação e a 
decomposição da superfície das rochas; fornecem uma fração grosseira (grãos) que vai 
constituir os conglomerados e arenitos, uma fração fina (silte e argila) e também uma fração 
emsolução (íons). Estes produtos do intemperismo posteriormente podem ser transportados 
pelas águas pluviais, fluviais, ventos, gravidade, etc., e finalmente depositar, quando o agente 
transportador perde ou diminui sua energia 
Ao somatório do intemperismo mais o transporte chamamos de erosão. Erosão é o 
conjunto de processos mecânicos e ou químicos de remoção dos materiais desagregados da 
10 
superfície das rochas pelo intemperismo. A erosão se manifesta principalmente pela atuação da 
gravidade. A gravidade é responsável diretamente pelo escorregamento das partículas nas 
encostas ou, indiretamente, movendo a água ou gelo que vão remover e transportar os 
fragmentos de rochas. 
Agentes erosivos e transportadores são: Mar, água, gelo e vento e substâncias dissolvidas 
quimicamente precipitadas nos oceanos, lagos, rios. 
 
SEDIMENTOLOGIA 
 
Sedimentologia é o estudo dos processos e mecanismos de sedimentação. É o estudo da 
sedimentação. 
Sedimentos incluem material sólido fisicamente depositado pela gravidade, vento e gelo 
O transporte e a deposição são basicamente controlados pelas leis da hidrodinâmica. 
Fluidos são materiais que não oferecem resistência ao cisalhamento. Os fluidos que nos 
interessam são a água e o ar. Os fluidos entretanto resistem ao fluxo. Essa resistência é a 
viscosidade. Os fluidos também têm densidade e se movem em função da gravidade. 
A viscosidade e a densidade dependem da composição química e temperatura. 
Existem dois tipos de fluxo: o laminar, mais raro, e o turbulento, mais comum 
 
Variáveis importantes no transporte são o tamanho do grão, velocidade da corrente e 
profundidade da água. 
O número de Reynolds que relaciona esses parâmetros é dado pela fórmula: 
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Re é um número adimensional que distingue o fluxo laminar do turbulento 
 
< 500  Fluxo Laminar Re é a razão entre a força impulsora e a retardadora do 
500 - 2000 - Transição fluido 
> 2000 - turbulento 
 
Regime de fluxo. O fluxo em canais aluviais pode ser classificado em regime de fluxo 
Superior e Inferior com uma transição entre ambos. 
O número de Froude é aplicável quando o fluxo tem uma superfície livre, como, por 
exemplo, um rio. 
 
Fr
V
Pg
= V = Velocidade 
 P = Profundidade 
 g = Aceleração da gravidade 
 
REGIME DE FLUXO INFERIOR: Neste regime, a resistência ao fluxo é grande e o 
transporte de sedimento pequeno. As ondulações da superfície d'água estão fora de fase com fase 
com a ondulação do leito (superfície do fundo). As formas de leito são: microondulações, 
megaondulações ou uma combinação de ambas. O número de Froude Fr é menor do que a 
unidade. 
REGIME DE TRANSIÇÃO: A configuração das formas de leito é errática entre 
megaondulações e camadas planas. O Fr é cerca de 1. 
 
REGIME DE FLUXO SUPERIOR: A resistência ao fluxo é pequena e o transporte de 
sedimentos é grande. Formam-se camadas planas e antidunas. As ondulações da superfície da 
água estão em fase com as ondulações do leito. O Fr é maior do que 1. 
O movimento dos fluidos produz formas de leito que estão em fase com as ondulações da 
superfície da água. Em função das formas de leito pode-se interpretar o ambiente de deposição. 
Uma seqüência ideal seria 
 MACROONDULAÇÕES 
REGIME DE FLUXO INFERIOR MICROONDULAÇÕES 
 CAMADAS PLANAS (SEM MOVIMENTO) 
 
REGIME DE FLUXO SUPERIOR ANTIDUNAS 
 CAMADAS PLANAS (MUITO MOVIMENTO) 
 
 = Viscosidade do fluido 
 V = Velocidade do fluido 
 S = Diâmetro da seção 
 d = Densidade do fluido 
 
 
 
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5. TRANSPORTE. É a capacidade do agente manter os materiais em movimento. Para 
analisarmos a remoção e transporte dos produtos do intemperismo, devemos considerar a 
existência de três frações liberadas pelo intemperismo da rocha fonte: 
 
 Arrasto (tração/deslizamento) 
Transporte físico ou mecânico Saltação 
 Suspensão 
 
Transporte químico Solução verdadeira 
 Gel - Soluções coloidais 
O material mobilizado em solução ou 
suspensão, pressupõe a água como agente 
de intemperismo e transporte. Embora os 
processos gravitacionais aquosos também 
predominem no transporte da fração 
grosseira, esta também tem como meio de 
transporte, a energia dos ventos ou ação de 
geleiras. 
Fig. Rios são o principal agente de 
transporte de sedimentos nos continentes. 
Relacionamento do tamanho do grão da 
carga do rio com a velocidade na secção 
do canal meandrante. O sedimento mais 
grosseiro é associado com a zona de 
velocidade mais alta na parte externa da 
curva adjacente ao barranco, mas 
também no centro do canal entre os dois 
meandros. Os sedimentos mais finos são 
associados com a velocidade mais baixa 
no lado interno da curva do meandro, 
oposto ao barranco. No lado interno 
formam-se depósitos de praia de rio, 
chamadas barras em pontal (point bar 
deposits). 
 
A energia, ou competência, e o poder 
de seleção do meio transportador são características importantes na condução dos sedimentos. 
De um modo geral a seleção (separação por tamanho) observada nos sedimentos, se inicia 
quando o agente transportador perde competência para suportar em suspensão um determinado 
tamanho de grão, sendo forçado a deixá-los cair (deposita-o) no fundo do rio, do mar, etc. 
 
 
 
 
13 
 
 
14 
 
Este processo de seleção granulométrica é função de vários fatores, entre eles: 
do tipo de agente transportador (água, vento, gelo); 
das variações climáticas da área (para um mesmo tipo de agente a intensidade de sua 
atuação varia se for época de chuvas ou de seca); 
do tipo da área (em uma mesma área podem ocorrer vários tipos de agentes de 
transporte); e, 
da localização da área (os agentes têm locais preferenciais de maior e menor energia. Ver 
a figura a acima do rio). 
Uma feição característica das rochas sedimentares é a estratificação, conseqüência dos 
processos envolvidos na sua formação. Estratificação é a disposição em estratos ou camadas. A 
estratificação pode ser plano paralela (horizontal) ou cruzada. A configuração destes estratos ou 
camadas, que podem variar muito em espessura, é conseqüência da: 
Variação da competência do agente transportador (o que acarreta diferenças 
granulométricas); 
Provisão ou quantidade do material sedimentar intemperizado a ser transportado; 
Capacidade de solubilidade do meio ou agente transportador. 
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Nas regiões elevadas topograficamente, embora a concentração de água seja menor, as 
encostas são íngremes com material permanentemente sendo decomposto pelo intemperismo e, 
portanto, sendo removido rapidamente. Com um gradiente elevado e com bastante material 
disponível, torna-se possível o transporte de fragmentos mais grosseiros. A medida que a 
encosta vai se suavizando, há uma queda de energia do agente transportador (gravidade ou água 
de um rio), e ele não é mais capaz de transportar as partículas maiores ou mais densas. Assim 
próximo da origem (ou fonte) do rio material a ser transportado temos os seixos e cascalhos (1), 
em seguida as areias (2), depois o silte (3) e finalmente as argilas (4). 
 
 
DIAGRAMA DE HJULSTRÖM. Este diagrama relaciona o diâmetro da partícula e 
velocidade para mostrar campos da erosão, transporte e deposição. Observa-se que siltito e 
argila resistem mais ao movimento do que areia, devido a forças coesivas do material. 
 Fig. Conforme a velocidade da 
corrente e do tamanho dos grãos pode 
ocorrer erosão, transporte ou deposição. Por 
exemplo, quando a corrente está 
depositando determinado tamanho de grão, 
ela pode estar transportando grãos menores. 
No caso de uma bacia hidrográfica os 
sedimentos que atingem os oceanos são 
predominantemente os de granulometria média 
e fina. As argilas, por exemplo, podem ser 
carregadas em suspensão a grandes distâncias 
oceano adentro,vindo a se depositar em 
grandes profundidades (na plataforma e talude 
e menos na planície abissal). 
 
 
 As características vistas acima são pontos a serem considerados no transporte mecânico de 
sedimentos. Entretanto, há também a considerar as substâncias removidas em solução, isto é, 
que estão sujeitas ao transporte químico. 
A água meteórica ou água de precipitação, se infiltra (fenômeno da percolação) no regolito 
e em algumas rochas sedimentares porosas. Desta forma os interstícios do regolito ou da rocha 
estão saturados de água, desde o substrato impermeável até a superfície piezométrica, ou nível 
freático da área; distingue-se assim: 
Zona de saturação: abaixo da superfície piezométrica. 
 
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Zona de aeração: acima da superfície piezométrica. 
 
A água de subsuperfície retira íons e moléculas das substâncias sólidas e gasosas pelo 
processo de dissolução e, ao percolar chão adentro, carrega consigo as substâncias dissolvidas 
(dissolução + carreamento = lixiviação). Como há substâncias mais e menos solúveis, o 
fenômeno de lixiviação também é seletivo, deixando o material residual enriquecido em 
substâncias insolúveis. 
Na laterização há uma concentração maior de hidróxidos de alumínio e de ferro e remoção 
dos mais solúveis. Laterita é um material muito rico em ferro residual que capeia chapadas em 
locais de alta pluviosidade. 
A mobilidade relativa dos óxidos dos principais elementos químicos das rochas decresce a 
partir do cálcio e sódio para magnésio, potássio e alumínio. Por isso as rochas submetidas a 
processos de intemperismo químico tendem a perder principalmente esses elementos o mostram 
um relativo enriquecimento nas proporções de óxidos de ferro, alumínio e silício. 
Quando o material solubilizado atinge um sítio deposicional (bacia), podo ocorrer por 
evaporação, um aumento de sua concentração a um nível de saturação e então acontecerá uma 
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precipitação química, dando origem aos sedimentos químicos, principalmente do tipo 
evaporítico. A precipitação também obedece uma ordem de solubilização. 
 
Carbonatos - sulfatos  cloretos 
 (menor) Solubilidade (maior) 
 
Alguns produtos em solução podem ser retirados através da atividade biológica, como é o 
caso dos carbonatos que são extraídos pelos organismos da água para construir esqueletos, 
carapaças, conchas, testas de foraminíferos etc. Com a morte do organismo esse material se 
acumula, formando rochas de origem bioquímica. 
Pelo exposto, podem ocorrer na crosta três grupos distintos de sedimentos: terrígenos, 
químicos e um terceiro constituído dos sedimentos bioquímicos, ou seja, aqueles (gerados pela 
atividade biológica (deposição de carapaças e conchas de animais, por exemplo, construídas a 
partir de substâncias dissolvidas na água). 
 
Resumindo: 
O intemperismo atua em todas as rochas expostas à atmosfera, produzindo um material 
desagregado e decomposto (solo, regolito ou manto de intemperismo) que eventualmente é 
erodido e transportado (sedimentos mobilizados). 
Os sedimentos transportados são depositados tão logo o agente de transporte perca sua 
energia. Posteriormente, estes sedimentos depositados, sofrem processos de compactação e 
cimentação (denominados processos diagenéticos), vindo a constituir uma rocha sedimentar. 
Movimentos crustais podem elevar essas rochas acima do nível de erosão reiniciando o ciclo. 
Temos assim uma cadeia de transformação: 
 
 DIAGÊNESE 
 
A diagênese é um conjunto de processos ou transformações químicas, físicas e biológicas 
que ocorrem em um material sedimentar após a sua deposição, em condições de baixa pressão e 
temperatura. 
 Os sedimentos recém formados são moles e incoerentes como a areia de uma praia ou a 
argila de um manguezal. Com o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto, 
especialmente em zonas em que a crosta está sofrendo um afundamento lento (subsidência), 
novas camadas de sedimentos vão se acumulando sobre as mais antigas e assim vão se criando 
espessas formações de sedimentos que podem atingir centenas e até milhares de metros de 
espessura. 
Sob o efeito do peso das novas camadas, a água é expulsa dos poros e interstícios dos 
sedimentos, sendo que os mais antigos vão endurecendo, sofrem a litificação, até 
transformarem-se em rochas sedimentares duras. 
Este fenômeno de litificação ou diagênese se processa de várias maneiras. Os sedimentos 
argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou seja, as partículas de argila que no 
início da sedimentação se dispõem segundo uma estrutura cheia de poros preenchidos com água, 
sob a ação do peso das camadas superiores são compactadas; umas contra as outras, de modo a 
formarem uma rocha dura como o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente 
pela introdução de substâncias cimentantes como carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc. 
18 
Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos de cristalização 
que dão origem a rochas muito duras. O campo da diagênese é mostrado na figura abaixo. 
 
 
 CONSOLIDAÇÃO DOS SEDIMENTOS 
 
Como foi visto, após a sedimentação os sedimentos passam a sofrer processos de 
litificação ou diagênese. Os mais importantes são os seguintes: 
 
1. Compactação. Redução volumétrica, causada principalmente pelo peso das camadas 
superpostas, é relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líquidos, aumento do 
contato entre as partículas, esmagamento da matriz e aumento da densidade da rocha. É o 
fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos. O contato entre os grão passa de tangencial 
para côncavo-convexo e finalmente suturado. 
 
2. Cimentação. Deposição de precipitados minerais nos interstícios do sedimento 
produzindo a colagern das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos 
sedimentos grosseiros e arenosos. Cimento de carbonato de cálcio e sílica são os mais comuns. 
 
3. Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de crescimento 
dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de cristais 
maiores. É um fenômeno mais comum nos sedimentos químicos. 
 
4. Autigênese. Alteração de um mineral para formar outro mineral, que pode ou não atuar 
como um cimento. Crescimento secundário (= intercrescimento) de quartzo sobre grãos de 
19 
quartzo é um exemplo. Mineral autigênico é formado de minerais e íons existentes nos 
sedimentos acumulados. Feldspato autigênico pode se formar em arenitos. 
 
 
 
5. Dissolução diferencial. Dissolução de minerais menos estáveis em uma assembléia de 
minerais deixando uma cavidade. Essas cavidades podem ser preenchidas por outros minerais ou 
grãos. Por exemplo, uma concha carbonática de um molusco é dissolvida e a sua cavidade é 
preenchida por argila, deixando um molde de um fóssil. 
 
6. Substituição ou metassomatismo. Cristalização de um novo mineral no corpo de um 
mineral ou agregado de minerais pré-existentes. As texturas e estruturas originais geralmente 
podem ficar bem preservadas. A calcita é substituída pela dolomita ou sílica. 
 
7. Inversão. Substituição de um mineral por seu polimorfo (um mineral tendo a mesma 
composição química mas diferente forma cristalina), comumente acompanhada por 
recristalização. A aragonita das conchas de moluscos transforma-se em calcita. 
 
8. Bioturbação. Animais escavadores e que se alimentam de matéria orgânica destroem 
parcial ou totalmente a estratificação e oxidam a matéria orgânica usada como alimento. 
 
Processos Biológicos 
 Reações químicas (bioquímicas) que ocorrem dentro da matéria orgânica depositada junto 
com outros tipos de sedimentos. 
20 
 
1) Hulheização (Carbonificação). Formação do carvão = transformação da matéria 
orgânica vegetal (celulose), pela eliminação da H2O, H e O e a concentração de carbono. 
Evolução da matéria vegetal em ambientes redutoresapropriados. 
Madeira  Turfa ### linhito ### hulha ### antracito (série do carvão) 
 
2) Hidrocarbonetos. Formação do petróleo e gás natural. Transformação da matéria 
orgânica planctônica dos mares e lagos, acumulada em ambiente redutor no fundo, junto com 
sedimentos terrígenos finos. 
Diactomáceas = sapropel (ação de bactérias anaeróbicas primeiro e ação da pressão e 
temperatura depois)= gera petróleo. 
 
 
 
ROCHAS SEDIMENTARES 
 
Rochas sedimentares são extremamente variadas, diferindo amplamente em textura, cor e 
composição. Quase todas são feitas de material que foi movido do lugar de origem para o novo 
sítio de deposição. A distância deslocada pode alcançar poucos centímetros ou milhares de 
quilômetros. Uma característica dessas rochas é que a maioria apresenta estratificação, daí o 
nome de rochas estratificadas. Lama ou areia inconsolidadas são referidas como sedimentos, 
enquanto os materiais consolidados são chamados de rochas sedimentares. Rochas formadas de 
grãos ou partículas são chamadas de rochas clásticas. Outras rochas sedimentares são de origem 
química ou orgânica. Muitas dessas rochas podem conter fósseis que são restos de organismos. 
 
CLASSIFICAÇÃO DOS SEDIMENTOS 
 
Quanto ao tamanho das partículas 
Os sedimentos são classificados também em função de sua granulometria ou tamanho 
dos grãos. Para isto existem várias classificações e uma das mais usadas, por ser bastante 
representativa é a de Wentworth-Udden. É uma escala granulométrica com razão 2 entre as 
classes sucessivas. 
 
21 
Diâmetro (mm) Nome Rocha Carbonato 
>256 Matacão Conglomerado Calcirudito 
256  128 Bloco Grosso " " 
128  64 Bloco " " 
64  32 Seixo Muito Grosso " " 
32  16 Seixo Grosso " " 
16  8 Seixo Médio " " 
8  4 Seixo Fino " " 
4  2 grânulo " " 
2  1 Areia Muito Grossa Arenito Calcarenito 
1  1/2 Areia Grossa " " 
1/1  1/4 Areia Média " " 
1/4  1/8 Areia Fina " " 
1/8  1/16 Areia Muito Fina " " 
1/16  1/32 Silte Grosso Siltito Calcisiltito 
1/32  1/64 Silte Médio " " 
1/64  1/128 Silte Fino " " 
1/128  1/256 Silte Muito Fino " " 
1/256  1/512 Argila Grossa Argilito, Folhelho Calcilutito 
1/512  1/1024 Argila Média " " 
1/1024  1/2048 Argila Fina " ' 
A separação de grãos em classes permite construir curvas granulométricas acumulativas e 
histogramas dos sedimentos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
22 
 
 
MORFOLOGIA DAS PARTÍCULAS SEDIMENTARES - TEXTURA 
 
O estudo das partículas envolve: 
a) Forma dos grãos - A forma dos grãos é geralmente expressa em termos geométricos. 
As formas mais comuns são: prismáticas, esféricas, tabulares, lamelares e elipsoidais. 
 
b) Arredondamento - O arredondamento significa a agudeza dos ângulos e arestas de um 
fragmento ou partícula clástica. O arredondamento é geralmente expresso como angular, 
subangular, subarredondado e arredondado. 
 
c) Esfericidade - A esfericidado significa a relação entre a forma de um grão e a esfera 
circunscrita a esse grão. 
 
d) Textura - A textura refere-se às características das partículas sedimentares e as relações 
que guardam entre si. Considera o tamanho, a forma e o arranjo dos elementos que compõem 
uma rocha sedimentar. Essas propriedades são geométricas, enquanto que, a granulometria e o 
arredondamento são propriedades descritivas da textura. 
 
e) Estrutura - Ao contrário da textura, a estrutura trata das feições mais amplas das 
rochas sedimentares e é melhor observada em afloramentos, no campo. Estratificação cruzada é 
um exemplo de estrutura sedimentar. 
 
f) Fábrica - É a orientação ou falta de orientação dos constituintes de uma rocha 
sedimentar. Ex.: os folhelhos possuem fábrica heterogênea, pois são formados de partículas 
alinhadas, enquanto que os arenitos maciços possuem fábrica homogênea, pois são uniformes. 
 
g) Empacotamento - É a maneira pela qual os grãos se "arranjam" ou se empacotam 
dentro de uma rocha. Se tomarmos, por exemplo várias esferas iguais e tentarmos arranjá-las de 
23 
várias maneiras possíveis, chegaremos a conclusão que o empacotamento cúbico será o mais 
aberto e o empacotamento romboédrico será o mais fechado. 
 
h) Seleção - Um parâmetro interessante é o grau de seleção ou uniformidade de uma rocha 
clástica. É dado pela predominância de uma ou mais classes granulométricas. Um sedimento 
bem selecionado apresenta predominância de uma classe granulométrica e sedimento mal 
selecionado mostra composto por duas ou mais classes granulométricas. Um sedimento que é 
composto por seixos, areia grossa e areia fina é muito mal selecionado. Seleção pode ser 
definida de várias maneiras. Pode ser feita uma medida de tamanho de grãos com peneiras. 
Depois, realizam-se cálculos estatísticos usando o conceito de Desvio Padrão. A figura mostra 
os valores limites para cada classe. Seleção e o resultado de um processo dinâmico pelo qual 
partículas sedimentares, tendo algumas características particulares (tamanho, forma ou 
densidade) são naturalmente separadas das demais pelo agente transportador. O resultado da 
seleção está no grau de similaridade das partículas de um sedimento. 
 
 
24 
 
 
TEXTURA SUPERFICIAL DAS PARTÍCULAS 
 
1. Desgastada por abrasão (fragmentada) 
2. Lobada (com cantos arredondados) 
3. Corroída (houve perda por corrosão ou ataque químico) 
4. Lisa (sem marcas pronunciadas) 
5. Facetada (com planos de cristal) 
6. Fosca (ação de impacto pelo vento) 
 
ORIENTAÇÃO DA PARTÍCULA 
1. Orientação do grão 
2. Orientação da matriz 
 
ESTRUTURAS SEDIMENTARES 
 
Conceito: São configurações ou feições observadas na rocha sedimentar produzidas por 
processos físicos, químicos ou biológicos durante ou após o processo deposicional no ambiente 
sedimentar. 
 
 Meio de deposição (viscosidade) 
Processos físicos Energia das correntes e ondas 
 Profundidade da água 
 
Processos Concreções calcárias 
Químicos Concreções silicosas 
 
 
Processos Atividade de organismos 
biológicos Preservação de fósseis 
 
O estudo das estruturas sedimentares permite deduzir as condições hidrodinâmicas e físico-
químicas (ambiente) da sedimentação e também da diagênese. 
 
ESTRUTURAS 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS ESTRUTURAS EM RELAÇÃO A DIAGÊNESE 
 
PRIMÁRIAS Processos formadores logo durante a sedimentação 
(SINGENÉTICAS) Ex. Estratificação cruzada, marcas onduladas 
 
SECUNDÁRIAS Processos formadores após a sedimentação 
(EPIGENÉTICAS) EX. Concreção. 
 
25 
CAMADA é a menor unidade visível e discernível de um pacote de sedimentos depositado 
num determinado período de tempo e sob as mesmas condições deposicionais. 
CAMADA Leito ou estrato > 1cm 
 Lâmina <1cm 
a) Estratificação 
Forma-se devido: 
Mudança na granulometria do material depositado 
Mudança na composição do material deformado 
Mudança na morfometria dos grãos 
 
TIPOS 
Horizontal (Paralela), Cruzada, Ondulada e Gradacional 
Acamamento fino  Sedimentação lenta (Baixa energia do ambiente) 
Acamamento espesso  Sedimentação rápida (Alta energia do ambiente) 
 
Tipos de Estratificação cruzada 
Tabular ou planar, acanalada e espinha de peixe(herringbone), conforme figura abaixo 
 
26 
b) 
Marcas ondulares. Simétrica e Assimétrica. Se formam pela ação da água corrente ou 
oscilação de ondas. 
 
27 
 
c) Gretas de contração 
Lamas argilosas e calcárias desenvolvem fendas de contração quando se ressecam, sob a 
ação do calor do sol, formando uma rede de placas poligonais. Camadas de areia depositadas 
acima, penetram entre as fraturas e formam moldes desse sistema poligonal. Essas feições 
encontradas nos sedimentos indicam que houve exposição subaérea durante a sedimentação e 
indica também se as camadas estão na sua ordem natural de exposição ou invertidas. Caso as 
camadas estivessem invertidas a areia em um nível inferior preencheriam as fendas de baixo 
para cima. 
28 
 
d) Corte e preenchimento (umafeição erodida preenchida). São denominadas feições 
acanaladas, indicam o topo e a base das camadas e as vezes a presença de discordâncias. 
 
 
 
29 
 
 
e) Deformação convoluta ocorre no 
estágio plástico quando o sedimento mostra 
alguma coesão e o meio ambiente apresenta 
alguma instabilidade. As camadas se 
deformam e as camadas superiores 
mostram novamente estratificação plano-
paralela. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
f) Brecha Intraformacional. 
Fragmentos angulosos da parte inferior da 
própria unidade. A sedimentação retoma às 
condições normais anteriores a perturbação 
do ambiente de sedimentação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
g) Bioturbação. São feições provocadas 
pela atividade de organismos. Os organismos 
destroem total ou parcialmente as feições de 
sedimentação, como a estratificação. As 
perturbações podem ser no interior da camada 
ou em sua superfície. 
 
 
 
 
 
 
 
 
30 
 
 
 
h) Concreções. Concreções são massas 
geralmente nodulares ou esféricas(desde 
centímetro a metro de diâmetro) de 
substâncias químicas e mineral diferente 
agregadas nos poros de um sedimento 
clástico, frequentemente em torno de um 
núcleo. As concreções comumente 
apresentam estrutura concêntrica 
(crescimento por deposição de películas 
sucessivas) e os nódulos têm forma mais 
irregular. É um processo de formação 
diagenético de concentração química em 
determinados pontos ou níveis. Existem 
concreções de sílex, calcário, ferrosiderita 
etc. 
 
A: Concreção silicosa (calcedônia) 
esférica em calcário oolítico. Notar a 
continuidade da estratificação do calcário 
dentro da estratificação. A natureza oolítica 
dentro do calcário também continua dentro da 
concreção como mostraram os resultados de 
exame microscópio. 
B: Concreções calcárias botroidais seguindo aproximadamente as estratificações do arenito 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
31 
 
 
 
 
 
 
 
32 
 
PROPRIEDADE DOS AGREGADOS SEDIMENTARES 
 
POROSIDADE 
 
Ao contrário das rochas ígneas nas quais a porosidade é mínima, as rochas sedimentares 
clásticas, possuem porosidade geralmente moderada a alta. Entende-se por porosidade a 
percentagem de espaços vazios de uma rocha quando comparada com seu volume total. 
33 
É uma propriedade muito importante das rochas sedimentares e é o caminho natural por 
onde se movimentam os fluidos contidos nas rochas. Fluidos como água subterrânea, gás e 
petróleo podem transitar e ser armazenados nos poros das rochas sedimentares. 
A porosidade nas rochas sedimentares é uma função da forma das partículas, do 
empacotamento e da seleção. 
 
 
 
 
 
O empacotamento cúbico ideal, proporciona uma porosidade matemática de cerca de 
47,64% e o empacotamento romboédrico ideal, proporciona uma porosidade de ordem de 
25,95%. 
A porosidade absoluta ou total é a percentagem de espaços vazios contidos na rocha. 
Porosidade efetiva é a percentagem de espaços vazios interconectados, contidos na rocha. 
 
 = 
V
V
V V
V
V
V V
v
T
T S
T
V
V S
 


 VS = Volume dos Sólidos 
 
A porosidade pode ser medida por vários métodos. Macroscopicamente ou com uma lupa 
binocular através de estimativa visual ou por comparação e microscopicamente também através 
de estimativa visual ou por comparação. Medidas mais precisas são realizadas através de 
análises petrofísicas em aparelhos chamados porosímetros. Através de perfis elétricos tais como 
perfil sônico, perfil neutrônico e de densidade obtém-se valores de porosidade bastante preciso. 
 
Classificação da porosidade 
 
a) quanto a sua efetividade 
0 - 5% Insignificante 
5 - 10% pobre 
10 - 15% Regular 
15 - 20% Boa 
20 - 25% Muito Boa 
>25% Excelente 
 
 b) quanto ao tipo 
 
34 
Classificação dos diferentes tipos de porosidade encontrada em sedimentos 
Tempo de formação Tipo Origem 
Primária ou Deposicional Intergranular ou interpartícula Sedimentação 
 Intragranular ou intrapartícula 
 Intercristalina Cimentação 
Secundária ou Fenestral (janela) 
pós-deposicional Vugular Dissolução 
 Móldica 
 Fratura Tectônica, Compactação 
 Desidratação, diagênese 
c) quanto ao tamanho do poro 
 
megaporo > 4mm 
mesoporo 4 a 1/16mm 
microporo < 1/16 
 
d) quanto a origem 
 
pré-deposicional 
sin-deposicional 
pós-deposicional 
 
Fatores que influenciam a porosidade. 
 
a) Seleção das partículas (muito importante). 
 
Quanto melhor a seleção das partículas maior será a porosidade. Exemplo. Arenitos provenientes de 
dunas eólicas. 
 
b) Tamanho das partículas 
 
Quanto menor a granulometria, maior a porosidade. 
 
c) Forma das partículas 
 
Quanto maior o arredondamento, menor a porosidade. 
 
d) Empacotamento (arranjo) das partículas 
 
Arranjo cúbico (47,6%) e arranjo ortorrômbico (26%). 
 
e) Compactação 
35 
 
A compactação reduz a porosidade, pois realiza-se a compactação em detrimento da porosidade. 
 
 
f) Cimentação 
 
A cimentação acarreta a redução da porosidade. 
 
g) Dissolução 
 
A dissolução pode ocorrer nos minerais do material depositado ou no cimento autígênico 
formado posteriormente à deposição. Minerais que substituíram minerais pré-existentes também 
são passíveis de dissolução. A dissolução aumenta a porosidade que passa a ser chamada de 
secundária. 
 
J) Permeabilidade 
 
É a propriedade de um meio poroso permitir a passagem de fluidos através dele sem se deformar 
estruturalmente ou ocasionar deslocamento relativo das suas partes. E' normalmente, expressa 
em Darcys (D) ou milidarcys (md). 
Uma rocha tem permeabilidade de 1 Darcy quando transmite um fluído de 1 cp (centipoise) de 
viscosidade através de uma seção de 1 cm2 à vazão de 1 cm3 por segundo sob um gradiente 
de pressão de uma atmosfera por cm2. 
 
 K
Q L
P

. .

 
 
K = 1 Darcy quando: 
Q = 1 cm3/seg 
= 1 Cp (Centipoisy) 
 
A = 1 cm2 
L = 1 cm 
P = 1 Atm 
 
36 
 
A permeabilidade é determinada com aparelhos denominados PERMEABILÍMETROS. 
Faz-se passar pela amostra da rocha (plug) um fluxo de ar cuja vazão Q é medida e a 
viscosidade () conhecida. Os manômetros fornecem a diferencial de pressão (P). A área (A) e 
o comprimento (L) são conhecidos. 
Ao contrário da porosidade, a permeabilidade é grandemente influenciada pelo tamanho 
das partículas. Os sedimentos grosseiros possuem permeabilidades mais altas que os sedimentos 
mais finos. 
A permeabilidade é uma função do também da forma das partículas, da seleção, da fábrica 
e do empacotamento. 
A permeabilidade decresce a medida que a seleção do sedimento diminui (aumento da 
heterogeneidade do tamanho dos grãos). Assim, areias finas, porém bem selecionadas, podem ter 
permeabilidade igual ou maior do que areias mais grosseiras, porem mal selecionadas. 
Na produção do petróleo, é a porosidade efetiva que ira determinar o cálculo do volume 
das reservas, mas, é a permeabilidade que irá determinar quanto desse óleo será extraído, isto é, 
recuperado. 
Paralelamente aos planos de estratificação há uma maior permeabilidade devido à presença 
de minerais lamelares que inibem o fluxo perpendicular à estratificação. 
As variações internas de permeabilidade dependem do sistema deposicional, estágio 
diagenético (cimento, minerais de argila, dissolução etc). O estudo desses elementos são 
fundamentais na definição das barreiras de permeabilidade e de permeabilidade direcional. Uma 
rocha não porosa é impermeável e uma rocha altamente porosa não é necessariamente 
permeável, se a rocha não tiver os poros interconectados. Exemplo: as argilas são porosas, mas 
bastante impermeáveis. 
 
 Escala de Permeabilidade 
1 mD Baixa 
1 - 10 mD Regular 
10 - I00 mD Boa 
100 - 1000 mD Muito Boa 
1000 ou 1 Darcy Excelente 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES 
As rochas sedimentarespodem ser classificadas quanto a natureza, tamanho dos grãos e 
constituição. 
4. 1. QUANTO A NATUREZA 
Os sedimentos ou rochas sedimentares consistem fundamentalmente de três componentes, 
que podem aparecer, misturados ou não, em várias proporções. 
 Terrígenos - São os componentes de uma rocha derivados pela erosão em áreas fora da 
bacia de deposição e transportadas para dentro da bacia como material terrígeno ou detrítico. 
EX.: quartzo, feldspato, argila e outros minerais. 
Aloquímicos - Componentes resultantes da atividade vital. São os componentes que se 
originaram dentro da bacia de deposição mas que sofreram pouco ou nenhum transporte dentro 
37 
dessa mesma bacia, Ex.: fragmentos de conchas. As conchas foram quebradas e pouco movidas 
da sua posição original. 
Ortoquímicos - São os componentes químicos formados ou quimicamente precipitados 
dentro da bacia sem evidências de transporte. Ex.: Os cimentos de sílica e calcita dos arenitos. 
 
 Terrígenos, Detríticos ou clásticos Exógenos 
Componentes 
 Aloquímicos Endógenos 
 Ortoquímicos Endógenos 
 
ROCHAS SEDIMENTARES TERRÍGENAS (CLÁSTICAS ou DETRÍTICAS) 
 
As rochas sedimentares mais abundantes da crosta são aquelas que se formam pela erosão, 
transporte, deposição e diagênese das rochas pré-existentes. São elas denominadas de terrígenas, 
detríticas ou clásticas. 
Segundo Pettijohn, 1955, os arenitos representam aproximadamente 32% das rochas 
sedimentares crustais, os folhelhos 46% e os carbonatos apenas 22%. 
A desagregação das rochas pela erosão produz fragmentos de tamanhos diversos, que vão 
desde os matacões e cascalhos até a fração mais fina que é a lama. A fração que resiste aos 
processos de alteração e que forma a parte mais grosseira de uma rocha sedimentar é 
denominada de resistato. A fração que é quimicamente alterada na área fonte, e que é 
transportada em suspensão (lama), é o hidrolisato. Por decantação, material vem a preencher o 
espaço vazio entre os grãos mais grosseiros. 
Posterior à deposição ocorrem fenômenos denominados diagenéticos, os quais, entre outros 
efeitos, proporcionam a precipitação (a partir da água aprisionada entre grãos), de minerais que 
poderão servir de liga ou cimento, de modo a promoverem uma maior união dos grãos, 
formando uma rocha propriamente dita. 
 
6.1. CONSTITUINTES DAS ROCHAS TERRÍGENAS (CONGLOMERADOS E 
ARENITOS) 
 
6.1.1. As rochas terrígenas grosseiras possuem três partes, para efeito descritivo devemos 
distinguir: arcabouço, matriz e cimento. 
 
Arcabouço - é a parte constituída pelas frações mais grosseiras e que constitui a estrutura 
ou "esqueleto" da rocha, dando-lhe sustentação. No caso dos conglomerados, o arcabouço é 
constituído pela fração maior do que os grânulos, ou seja, todo material maior que 2 mm. No 
caso dos arenitos, o arcabouço é constituído pela fração tamanho areia, isto é, todo material 
compreendido entre 2,0 - 0,062 mm. 
O espaço existente entre as partículas ou grãos do arcabouço é denominado de espaço 
intersticial ou poro. As rochas de granulometria fina não têm arcabouço. 
 
38 
Matriz - É a fração fina dos sedimentos detríticos transportada por suspensão. É o 
elemento responsável pela consistência da rocha. Geralmente a matriz é constituída por um ou 
mais minerais de argila. 
 
Cimento - O cimento é a fração precipitada quimicamente nos poros das rochas clásticas e 
é o responsável pela rigidez da rocha. Geralmente o cimento é constituído por sílica, sulfatos de 
cálcio, carbonato de cálcio e magnésio ou óxidos e hidróxidos de ferro. Pode ser escasso, 
abundante ou mesmo estar ausente. Quando existente tende a obliterar os espaços vazios pré-
existentes, tornando a rocha mais fechada ou menos porosa. 
 
A figura acima representa esquematicamente as diferentes alternativas que podem ocorrer 
em um sedimento desse tipo. Percebe-se três diferentes tipos de material nos poros de uma rocha 
terrígena : espaço vazio pode ser preservado ou ocupado pelos fluidos (água, óleo e gás); pode 
ser preenchido por matriz que é um sedimento mais fino que o material do arcabouço (matriz 
argilosa, lamosa ou síltica); ou pode ser reduzido ou obliterado por minerais quimicamente 
precipitados da água (cimento). 
Existem diversos processos capazes de colocar uma matriz fina no espaço intersticial do 
arcabouço. 
a) A infiltração mecânica de argila através de sedimentos grosseiros, particularmente ativa 
em climas áridos/semi-áridos, onde o lençol freático esta anormalmente rebaixado 
b) Escorregamentos em encostas e/ou taludes, produzindo uma massa plástica de grãos 
e/ou partículas maiores imersas em lama (debris flow = fluxo de detritos); 
39 
c) O gelo pode carregar e misturar sedimentos de diferentes granulometrias, produzindo 
principalmente depósitos grosseiros com matriz síltica; 
d) Em sedimentos contendo fragmentos dúcteis, como fragmentos de argila, de folhelho, de 
rochas metamórficas xistosas etc. (a compactação mecânica do sedimento pode esmagar esses 
componentes moles, injetando a massa produzida entre os grãos mais rígidos, formando o que se 
chama de pseudo-matriz; 
e) Os organismos escavadores e as raízes podem misturar lama com areia, provocando 
destruição da estratificação. Este processo denomina-se bioturbação e os sedimentos ficam 
bioturbados e misturados. 
 
COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES 
 
MINERAIS TERRÍGENOS MINERAIS QUÍMICOS/AUTÍGENOS 
QUARTZO 35 - 50 % CALCITA 70 - 80 % 
MINERAIS ARGILOSOS 25 - 35 % DOLOMITA 70 - 80 % 
FRAGMENTOS DE ROCHA 5 - 15 % SULFATOS E SAIS 2 - 7 % 
FELDSPATOS 5 - 10 % MISCELÂNEOS (AUTÍGENOS) 2 - 7 % 
SÍLEX 1 - 4 % 
MICAS 0,1 - 0,4 % 
CARBONATOS 0S 0,2 - 1 % 
MINERAIS ACESSÓRIOS 0,1 -1 % 
 
 
ROCHAS SEDIMENTARES CLÁSTICAS 
 
Conglomerados (Psefitos). São depósitos constituídos de fragmentos de rochas de 
natureza diversa. Os componentes dos conglomerados recebem a denominação de clastos, têm 
tamanho superior a 2 mm de diâmetro. Os clastos comumente encontram-se imersos em uma 
matriz de composição mais fina. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, 
podendo indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos sofrem arredondamento, em 
geral estão associados a uma matriz arenosa e o depósito constitui um ortoconglornerado. 
Os ortoconglornerados são transportados por tração e, por isso, são geralmente depósitos 
bem maturos, como aqueles de natureza fluvial. 
Quando a matriz é fina (pelítica), os clastos são geralmente pouco numerosos e pouco 
arredondados. Neste caso, o depósito é um paraconglomerado ou diamictitos. Estes são 
provenientes de transporte por suspensão em correntes de alta densidade, como as correntes de 
turbidez ou leques aluvionares ou através do gelo nas geleiras. 
 
Arenitos (Psamitos). São os sedimentos mais abundantes. Podem ser definidos como toda 
rocha cujos constituintes tenham tamanho entre 2 e 0,062 mm de diâmetro (segundo a escala de 
Wentworth). 
O quartzo é o componente predominante, por ser mais duro, resistente e estável 
quimicamente. Quando outros componentes entram na composição dos arenitos em quantidades 
apreciáveis, estes passam a denominar-se grauvacas, ou ainda, arenitos sujos. Estes sedimentos, 
em sua composição, além de grãos de quartzo, contêm feldspato, fragmentos líticos (= 
40 
fragmentos de rochas) e argilas. Esta constituição é devida ao transporte por suspensão sob 
vigência de climas secos, Os arenitos limpos são constituídos, predominantemente, por grãos de 
quartzo, que sofreram um transporte bastante efetivo, suficiente para eliminar os demais 
constituintes de natureza instável e produzir alto grau de arredondamento nos grãos de quartzo. 
Estes arenitos denominam-se ortoarenitos e encontram-se frequentemente em ambientes eólicos 
(dunas), marinhas (praias) e canais fluviais. 
 
Pelitos (Lutitos). Como pelitos são englobados todos os sedimentos cujos tamanhos dos 
grãossão inferiores a 0,062 mm de diâmetro (escala de Wentworth). 
Sob esta denominação, englobam-se os siltitos, em que os tamanhos dos grãos variam entre 
0,062 e 0,004 mm de diâmetro e os argilitos, cujas partículas têm diâmetro menor que 0,004 
mm. Os siltitos têm composição muito heterogênea, com a predominância de quartzo sobre finos 
resíduos de rocha, argilas e outros minerais de natureza variável. Os argilitos podem conter alta 
porcentagem de argilas de natureza diversa, provenientes, em geral, da alteração de feldspatos, 
piroxênios e anfibólios, conferindo grande plasticidade à rocha. 
Quando os pelitos possuem muita mica, esta se dispõe segundo lâminas plano-paralelas 
entre os grãos finos, o que confere à rocha grande fissilidade, ou seja, a propriedade de esfoliar-
se segundo planos paralelos. Neste caso, o sedimento é denominado folhelho. Os pelitos 
encontram-se comumente em ambientes de baixa energia, subaquáticos de águas calmas, tais 
como, partes profundas de lagos, zonas abissais marinhas, pântanos etc. 
 
ROCHAS ENDÓGENAS 
 
São rochas formadas no interior da própria bacia de deposição devido a ação de material 
química e biogenicamente precipitado, a partir de águas superficiais. 
Os constituintes aloquímicos constituem o arcabouço das rochas carbonáticas. Os tipos 
mais importantes de aloquímicos são: 
Oólitos - Partículas esféricas ou ovais de estrutura concêntrica principalmente de carbonato 
de cálcio. Forma-se em águas ricas em carbonato de cálcio, movimentas do tipo vai e vem, como 
nas ondas do mar. 
Oncólitos - Partículas formadas por acresção concêntrica geradas por algas azuis que 
formam crostas descontínuas em águas agitadas e calmas. 
Bioclastos - Esqueletos e pedaços de esqueletos de organismos de carapaça calcária. 
Pellets - Pequenos corpos ovalados (< 0,15 mm) sem estrutura interna e origem fecal 
Pelóides - Corpos de > 0,15 mm arredondados ou ovalados resultantes de fragmentos de 
conchas. 
Intraclastos - Componente de um calcário como fragmento erodido dentro da bacia de 
deposição e redepositado dentro da bacia e na mesma formação. 
Micrita - Equivale a matriz e é formado por calcita microcristalina. 
Espato - Cimento precipitado quimicamente. 
 
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS CARBONÁTICAS 
O calcário é a rocha carbonática mais abundante. Conforme a granulometria recebe um 
nome específico. 
NOME TAMANHO 
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CALCIRUDITO > 2mm 
CALCARENITO 2 - 0,062 mm 
CALCISILTITO 0,062 - 0,0039 mm 
CALCILUTITO < 0,0039 mm 
Os nomes granulométricos das rochas carbonáticas são adaptados dos nomes 
granulométricos das rochas terrígenas, mas não possuem o mesmo significado ambiental. A 
PETROBRÁS usa uma classificação que combina um nome granulométrico (tabela acima) com 
a razão espato/micrita. Exemplo uma rocha com 30 % de bioclastos, 40 % de oncolitos e 30 % 
de espato recebe o nome de calcário espático oncolítico bioclástico. 
 
Dolomitas são rochas constituídas por dolomita [CaMg (CaCO3)]. Em geral, resultam da 
substituição da calcita pela dolomita ou precipitação direta da água do mar devido a evaporação. 
Quando os calcários se transformam em dolomita, ocorre aumento da porosidade, porque os 
cristais de dolomita são mais densos e menores que os cristais de calcita. 
Evaporitos são rochas resultantes da precipitação da água do mar, devido a evaporação. 
Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc., donde o nome evaporitos. 
São exemplos o sal em Cotiguiba em Sergipe e o sal de Nova Olinda, na Bacia do Amazonas. 
 
EVAPORITOS MAIS COMUNS 
 CALCITA 
 CARBONATOS DOLOMITA 
 ARAGONITA 
Evaporitos MAGNESITA 
 
 SULFATOS ANIDRITA 
 GIPSITA 
 
 CLORETOS HALITA 
 SILVITA 
 CARNALITA 
 
Sedimentos ferríferos - formados pela deposição de hidratos férricos coloidais. Em meios 
oxidantes formam-se acumulações hematíticas (óxido de ferro), ou limoníticas (hidróxido de 
Ferro). Em meios redutores formam-se acumulações de pirita (sulfeto de ferro) ou siderita 
(carbonato de ferro). Em geral ocorrem misturados com outras frações clásticas ou químicas, 
formando sedimentos mistos. Possivelmente, a mistura de sílica (SiO2) e óxido de ferro seja a 
origem dos jaspelitos-ferríferos de Urucum (Mato Grosso) e também, após metamorfismos, dos 
itabiritos de Minas Gerais e Carajás. 
 
Sedimentos silicosos - são depósitos de sílica (SiO2) criptocristalina fibrosa (calcedônia) e 
quartzo microcristalino sob a forma de sílex. Têm um aspecto maciço ceroso e ocorrem sob a 
forma de camadas ou nódulos dentro de camadas de calcário ou outros sedimentos. 
A formação das rochas silicosas pode ser devido a precipitação de soluções verdadeiras ou 
coloidais, secreção organogênica ou reações químicas entre calcita em geral e as soluções de pH 
ácido. 
42 
Rochas silicosas inorgânicas: 
 
Sílex - Agregado micro e criptocristalino de sílica. 
Jaspe - Sílex vermelho pigmentado de óxido de ferro 
Flint - Variedade de um agregado de calcedônia e opala escura de devido a presença de 
matéria orgânica. 
Novaculita - Variedade branca devido a inclusões fluidas microscópicas 
Porcelanito - Possui aspecto porcelânico devido inclusões carbonáticas ou argilosas. 
 
Rochas silicosas orgânicas: 
 
Radiolaritos - São rochas de coloração vermelha, verde ou negra compostas de radiolários. 
Diatomitos - São rochas brancas, leves constituídas de carapaças de algas diatomáceas. 
 
Rochas sedimentares orgânicas - são sedimentos formados pela acumulação bioquímica de 
carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e transformação da própria 
matéria orgânica. 
Entre os primeiros, também chamados sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não 
combustíveis, merecem destaque os calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc. 
ou originados pela intervenção de certas algas, assim como os sedimentos formados pela 
acumulação de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceas (diatomitos). 
Os segundos são denominados caustobiolitos, ou seja, biolitos combustíveis, e se formam 
pela acumulação de maior ou menor quantidade de matéria orgânica, juntamente com uma certa 
porção dos sedimentos argilosos ou calcários. 
O tipo de material acumulado pode ser predominantemente formado por matéria carbonosa 
e ácidos húmicos, provenientes do tecido lenhoso e vascular dos vegetais terrestres, Esses 
sedimentos se formam em ambientes continentais, pântanos, planícies costeiras, alagadiços etc., 
onde se desenvolve uma vegetação palustre que, ao morrer, acumula-se no próprio local, 
originando um ambiente redutor com maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado 
chama-se turfa. Com a evolução diagenética, a turfa passa a outras formas cada vez mais ricas 
em carbono chamadas linhito, hulha e antracito. 
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída por seres 
aquáticos microscópicos como algas, plânctons e bactérias, e a deposição ocorre em lagos, 
lagunas costeiras ou mares rasos e semifechados como o Mar Negro, por exemplo, os 
sedimentos que se formam são ditos sapropélicos e de sua diagênese e evolução se formam os 
folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos que podem dar origem a petróleo. 
 
HIDROCARBONETOS 
 
Na diagênese da matéria orgânica, a atividade bacteriana é o principal agente de 
transformação e o principal produto é a liberação de gás metano de origem biogênica ou 
bioquímica. A matéria orgânica insolúvel, denominada querogênio, ainda está na zona imatura, 
isto é, ainda não se transformou em petróleo. 
Aumentando-se a profundidade de soterramento, a imaturidade chega ao final e o 
querogênio, a partir da temperatura de 60 oC começa a liberar pequenas quantidades de 
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hidrocarbonetos, quando então o querogênio entra na catagênese. Durante a catagênese o 
querogênio libera grandes quantidades de hidrocarbonetos (HCs) líquidos (principalmente) e 
gasososcomo metano, etano e propano (gás úmido), resultantes da sua degradação térmica. 
Nesta zona, denominada zona matura, a uma temperatura de cerca de 100 oC, a quantidade de 
HC atinge um máximo e a partir daí começa a decrescer até praticamente zero, quando os 
hidrocarbonetos líquidos se transformam em hidrocarbonetos gasosos. O intervalo de 
temperatura de geração de óleo recebe o nome de janela de geração. Inicia-se o terceiro estágio, 
nomeado metanogênese, a partir de cerca de 180 oC, quando o gás úmido (etano, propano e 
butano) anteriormente formado é craqueado e gradativamente transformado em metano (gás 
seco) A metanogênese indica a zona senil. 
Os hidrocarbonetos tendem a subir devido sua densidade ser inferior à da água, através de 
camadas porosas e falhas e fraturas das rochas. Caso encontrem um barreira formada por rochas 
impermeáveis eles podem ser retidos e acumulados. Essas acumulações ocorrem em feições 
especiais das rochas. São alguns tipos de estruturas formadas nas rochas que aprisionam o 
petróleo. As dobras anticlinais e falhas associadas a camadas impermeáveis são as estruturas 
mais importantes para aprisionar o petróleo. 
 
44 
 
 
 
 
 
 
EXPLORAÇÃO ECONÔMICA DAS ROCHAS SEDIMENTARES 
ÁGUA 
AREIA, PEDRAS, ARGILAS (Materiais de construção e ornamentação) 
PETRÓLEO e GÁS 
URÂNIO 
EVAPORITOS 
SULFETOS 
OURO 
DIAMANTE 
ESTANHO 
TERRAS RARAS (Columbita e Tantalita) 
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FERRO 
ALUMÍNIO 
CALCÁRIOS e DOLOMITOS 
CAULIM