12-ProcEolicos

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334
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
ste capítulo apresenta os mecanismos de trans-
porte realizados pela atividade eólica com suas 
feições erosivas e deposicionais, bem como os 
principais registros sedimentares produzidos por esta 
atividade e sua importância no contexto histórico da 
modelagem da superfície terrestre. 
A ação transportadora do vento é facilmente 
sentida pelo impacto de minúsculas partículas de 
areia ao se caminhar na praia ou no deserto (Figura 
12.1). Esse deslocamento denomina-se transporte 
eólico e o processo envolvido chama-se ação eólica. 
O fenômeno associa-se à dinâmica externa terrestre, 
e seu componente erosivo permite que parte da su-
perfície da Terra seja continuamente modelada por 
ele, especialmente nas regiões desérticas.
A forma e a quantidade de energia solar que 
incide sobre a superfície da Terra modificam a 
temperatura das massas de ar, provocando di-
ferenças que promovem seu deslocamento, 
ou seja, geram os ventos das massas. Esse pro-
cesso é um fenômeno importante com regis-
tros geológicos observados tanto no passado 
quanto no presente. A intensidade dos ventos é 
Processos eólicos e 
produtos sedimentares 
334
 Sumário
12.1 Mecanismos de transporte 
e sedimentação 
12.2 Produtos geológicos do vento
12.3 Características mineralógicas e físicas dos 
sedimentos eólicos
Joel Barbujiani Sígolo
Figura 12.1 – Paisagem desértica, Saara. Foto: acervo da Editora.
Ca
pí
tu
lo
 1
2
muito variável. Algumas vezes, em função de sua força e sua energia podem ocorrer furacões, tornados e ciclones 
de efeitos devastadores.
O deslocamento de partículas de areia muito fina e poeira pode alcançar milhares de quilômetros. Com a diminuição da 
energia de movimento das massas de ar, esses materiais transportados podem depositar-se em áreas continentais ou oceâni-
cas participando de outros processos da dinâmica externa da Terra. Nas áreas continentais, as partículas depositam-se sobre 
todas as superfícies, desde regiões montanhosas até regiões mais planas (planícies), onde a presença de água na superfície 
é sempre reduzida. A atividade do vento representa assim um conjunto de processos que incluem a erosão, o transporte e a 
sedimentação de partículas finas (areias preferencialmente) provindas dessa ação. Os materiais movimentados e, posterior-
mente, depositados neste processo são denominados sedimentos eólicos.
A formação do vento é fruto de diferenças de temperatura e, portan-
to, da densidade de massas de ar. As diferenças são geradas pela maior ou 
menor incidência de energia solar sobre a superfície do planeta, em função 
da latitude e da estação do ano em que se observa o fenômeno e pela di-
ferença do albedo. O termo albedo diz respeito à proporção entre a energia 
solar refletida e a energia solar incidente, revelando, assim, a capacidade de 
absorção da energia solar dos materiais terrestres (florestas, rios, lagos, de-
sertos, oceanos e geleiras continentais).
O aquecimento mais intenso das zonas equatoriais em relação às 
zonas polares origina lenta circulação geral das massas de ar. Cada he-
misfério da Terra apresenta três células de circulação (ver capítulo 4). As 
massas de ar no Equador tendem a subir e nas latitudes 60o N e S formam 
zonas de baixa pressão, essas mesmas massas de ar tendem a descer nas 
latitudes de 30o N e S e nos polos, gerando assim as zonas de alta pres-
são. Assim, as massas de ar fluem das zonas de alta pressão (de tendên-
cia descendente) para as de baixa pressão (de tendência ascendente). 
A força de Coriolis, resultante da rotação terrestre, induz movimentos ro-
tacionais voltados em geral para a direita (de oeste para leste) no hemis-
fério norte, e para a esquerda (de leste para oeste) no hemisfério sul. As 
células formadas nessas condições correspondem para cada hemisfério: 
aos ventos denominados alíseos das latitudes inter tropicais, aos ventos 
de oeste das latitudes médias e aos ventos de leste das regiões polares. 
Esse esquema relativamente simples complica-se na prática em virtude 
de interações das circulações dos ventos com os oceanos, elevações ter-
restres e turbulências atmosféricas temporárias.
Curiosidade
Um grande deserto, na época da Pangea, cobriu mais de um milhão de km2 na bacia do 
Paraná: o denominado Paleodeserto Botucatu. As rochas sedimentares arenosas, com 
estruturas dunares preservadas, e que testemunham esta fase da evolução de nosso 
território, forma hoje um dos maiores aquíferos do mundo, o aquífero Guarani (ver capí-
tulo 17), em consequência à infiltração da água das chuvas. Assim, a falta de água do 
passado, que permitiu a intensa ação eólica na erosão, no transporte e na sedimentação, 
representa, hoje, a riqueza em água subterrânea, que encontra, nos arenitos, um ótimo 
reservatório, devido não apenas à alta porosidade, mas também à barreira que os derra-
mes basálticos colocam, cobrindo os arenitos e aprisionando a água acumulada nestas 
camadas do pacote sedimentar da bacia. As estruturas sedimentares aí encontradas 
permitem a interpretação de sua origem eólica, e os fósseis indicam idade de cerca de 
200 milhões para o início da deposição daquelas areias.
335
336
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
Mecanismos de transporte 
e sedimentação 
12.1
O deslocamento das massas de ar representa o mecanismo de redistribuição da energia solar 
na atmosfera e responde pela maior ou menor capacidade de transporte eólico de partículas.
12.1.1 O movimento 
das massas de ar
As regiões do planeta mais sujei-
tas à atividade eólica são denomina-
das desertos absolutos – regiões na 
Terra onde a água no estado líquido é 
rara ou ausente. Exemplos de deserto 
onde a água não se encontra no esta-
do líquido são identificados no Con-
tinente Antártico e na Groenlândia, 
onde a água encontra-se predomi-
nantemente for mando espessas mas-
sas de gelo e neve. Assim, nessas áreas 
quase não existem grãos de areia e de 
poeira. Porém, áreas desérticas mais 
conhecidas compreendem imensas 
regiões com ocorrência de precipita-
ções pluviométrica anual muito baixa 
(ou mesmo inexistente). Em face da 
elevada temperatura média nesses 
locais ocorre também elevada evapo-
ração e intensa atuação de ventos. As 
áreas desérticas mais expressivas no 
planeta são Saara na África, Atacama 
no Chile, Gobi na Mongólia e China, 
Arábia, sudoeste dos Estados Unidos 
da América e a parte central da Aus-
trália (Figura 12.2). As regiões desér-
ticas localizam-se principalmente em 
baixas latitudes (entre 30º de latitude 
norte e 30º de latitude sul). De modo 
geral, os processos de erosão, trans-
porte e sedimentação de materiais 
nessas áreas são comandados pela 
ação dos ventos, a não ser nas áreas 
ou nos períodos, pouco frequentes, 
em que as partículas encontram-se 
umedecidas e, portanto, mais coesas.
Nos locais mencionados na fi-
gura 12.2 são identificadas imensas 
coberturas constituídas de areia e, 
em função dessa magnitude, são 
definidas como mares de areia. Uma 
parte importante dessas regiões 
encontra-se submetida à ação dos 
ventos, que desloca e redeposita 
grandes quantidades de areia nas 
direções dos ventos predominantes. 
Um exemplo curioso desse fenôme-
no ocorreu em 1901, quando fortes 
ventos do Saara transportaram mais 
de 4 milhões de toneladas de areia 
e poeira para o Norte, depositando 
60o 60
o
60o 60o
30o
30o
0o
Deserto do SW dos EUA
Deserto do Atacama
Deserto do Saara
Deserto de Gobi
Deserto da China
Deserto da Arábia
Deserto da Namíbia
Deserto da Austrália Central
Deserto da Patagônia
Figura 12.2 – Distribuição das principais áreas desérticas (em amarelo) na Terra.
337
Velocidade do vento (km/h) Diâmetro máximo movimentado (mm)
1,8 0,04
11 0,25
32 0,75
47 1,0
Furacão 10
Vento Velocidade km/h
Calmaria 1,5
Aragem leve 1,5 a 6,1
Brisa leve 6,1 a 11,1
Vento suave 11,1 a 17,2
Ventomoderado 17,2 a 24,1
Vento médio 24,1 a 31,6
Vento forte 31,6 a 38,5
Vento fortíssimo 38,5 a 46,4
Ventania forte 36,4 a 55,4
Ventania fortíssima 55,4 a 64,8
Furacão > 64,8 (alguns com mais de 150 km/h)
Tabela 12.1 – Diâmetro máximo de partículas movimentadas pelo vento, para partículas de 
quartzo (densidade = 2,65).
esse material sobre 1,5 milhão de 
quilômetros quadrados da Europa. 
Outro exemplo que pode ser men-
cionado é a precipitação de areia 
observada nos conveses de navios 
cujo trajeto passa próximo à região 
de Cabo Verde no oeste da África. 
Ali, os navios recebem verdadeiras 
“chuvas” de areia e poeira provenien-
tes do Saara, situado a mais de 1.500 
km de distância.
O fenômeno de transporte e sedi-
mentação ocorre cotidianamente nas 
áreas costeiras e não somente nos de-
sertos aqui denominados absolutos. 
Tal fenômeno é sempre comandado 
por ventos fortes decorrentes, em úl-
tima análise, das diferenças de albedo 
e de troca de calor entre o mar, o con-
tinente e a atmosfera. Analogamente 
ao que ocorre nas áreas desérticas 
mais conhecidas e famosas como o 
Saara, tal fenômeno gera dunas, e o 
litoral do Brasil, desde o Sul (Laguna, 
Lagoa dos Patos, Florianópolis, Ga-
ropaba etc.) até o Nordeste (Natal, 
Fortaleza, Salvador, Recife etc.) exibe 
diversos campos de dunas formados 
por esse processo.
Dos agentes modeladores da su-
perfície terrestre, o vento é o menos 
efetivo. Muitas das formas erosivas ob-
servadas em áreas desérticas são credi-
tadas erroneamente ao vento, quando, 
na realidade, sua origem está ligada à 
atividade da água corrente (ver capí-
tulo 11). Diferentemente da Terra, em 
Marte, observa-se hoje, feições da pai-
sagem ligadas à ação eólica.
Quanto maior a velocidade de 
deslocamento da massa de ar, maior 
será sua capacidade de transporte 
(Tabela 12.1). Por outro lado, ante-
paros naturais como florestas, e ele-
vações artificiais como edificações 
naturais ou artificiais podem reduzir 
a velocidade das massas de ar, dimi-
nuindo, portanto, sua capacidade 
de transporte. Por exemplo, a cadeia 
Andina com altitude média de 4.000 me- 
tros e quase 8.000 km de extensão é 
um anteparo natural importante, in-
terferindo no movimento das massas 
de ar frio provenientes da Antártica, 
podendo conduzi-las para o oceano 
Pacífico ou Atlântico ou para o inte-
rior da América do Sul.
A proximidade do vento da super-
fície terrestre também influi em sua 
velocidade. Sua proximidade com a 
superfície implica maior atrito e, assim, 
perda de energia de transporte. Ou-
tros obstáculos na trajetória do vento 
também representam um freio natural 
em seu deslocamento, tais como ve-
getação, construções, relevo aciden-
tado etc. Dessa forma, a velocidade 
do vento aumenta com a altitude, até 
Tabela 12.2 – Classificação Beaufort dos tipos de vento baseada na velocidade de deslo-
camento.
338
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
0
0
10
20
30
5 10 15
 
Ve
lo
ci
d
ad
e 
(k
m
/h
)
Distância do solo (m)
certo nível, a partir do qual não mais 
se modifica significativamente. A figu-
ra 12.3 exibe a variação da velocidade 
das massas de ar com a altitude e a ta-
bela 12.2, a classificação de ventos de 
acordo com sua velocidade.
Os fluidos deslocam-se segundo 
dois tipos principais de fluxo: turbu-
lento e laminar (Figura 12.4). Quanto 
mais distante da superfície terrestre 
ou de barreiras naturais ou artifi-
ciais, mais laminar é o movimento da 
massa de ar, e mais turbulento será 
quanto mais próximo da superfície 
ou de barreiras. A atividade de ero-
são e sedimentação de partículas 
pelo vento resulta quase sempre do 
fluxo turbulento.
12.1.2 Como as partículas 
se movimentam
Poeira
Partículas menores que 0,125 mm 
de diâmetro são consideradas poeira, 
compreendendo as frações de areia 
muito fina, silte e argila da escala gra-
nulométrica de Wentworth (ver capí-
tulo 9). São as menores frações traba-
lhadas pelos agentes de transporte em 
geral e representam o maior volume de 
material transportado e depositado pe-
los ventos (processos eólicos). Quando 
removidas de seu local de origem, tais 
partículas podem permanecer em sus-
pensão em função do fluxo turbulento 
e da velocidade da massa de ar por 
longos períodos e assim serem trans-
portadas por grandes distâncias. Nesse 
caso, diz-se que as partículas estão em 
suspensão eólica (Figura 12.5). Partícu-
las e obstáculos maiores apresentam 
resistência ao vento, gerando intensa 
turbulência em seu entorno e promo-
vendo a deposição das partículas pou-
co após o obstáculo.
Areia
As partículas maiores de poeira – 
areia fina a muito grossa (diâmetros 
entre 0,125 mm e 2 mm) – sofrem 
transporte mais limitado. Em uma 
mesma velocidade de vento, quanto 
maior a partícula, menor será seu des-
locamento. A colisão de partículas em 
deslocamento com grãos na superfície 
promove seu deslocamento muitas 
vezes por meio de pequenos saltos. 
O movimento da areia por esse proces-
so denomina-se saltação (Figura 12.6).
Partículas do tamanho de areia 
são particularmente importantes, pois 
constituem diferentes feições morfo-
lógicas, das quais as dunas são, sem 
dúvida, as mais importantes acumula-
ções de areia em zonas desérticas e em 
muitas áreas litorâneas. A ação eólica 
também condiciona a organização dos 
grãos de areia, produzindo estruturas 
sedimentares conhecidas como mar-
cas onduladas e estratificação cruzada. 
Feições como dunas e certos tipos de 
marcas onduladas e de estratificação 
cruzada, quando preservadas no re-
gistro geológico, representam evidên-
cias inegáveis da atividade eólica no 
Figura 12.4 – Deslocamento das massas de ar por fluxo turbulento (direita) e por fluxo 
laminar (esquerda).
Figura 12.3 – Variação da velocidade do vento em função da distância do solo.
339
12.2
Figura 12.7 – Deslocamento de partículas 
por saltação e por arrasto.
VENTO
Figura 12.6 – Impacto de grãos causando 
deslocamento de partículas de areia por 
saltação. 
VENTO
Produtos geológicos do vento
A ação éolica fica registrada tanto nas formas de relevo quanto nos depósitos sedimentares, 
respectivamente formados pela sua atividade destrutiva (erosão) ou construtiva (sedimentação).
12.2.1 Registros erosivos
Deflação e abrasão eólica definem 
os dois principais processos erosivos 
da atividade eólica. Na deflação, a re-
moção seletiva de areia e poeira, de 
forma seletiva, da superfície pode pro-
duzir depressões nos desertos chama-
das de bacias de deflação, podendo 
chegar a níveis mais baixos do que o 
nível do mar. Deflação também pode 
produzir os chamados pavimentos 
desérticos, caracterizados por exten-
sas superfícies exibindo cascalho ou o 
substrato rochoso, conhecidos como 
reg, expostos pela remoção dos sedi-
mentos finos (Figura 12.8). Se o nível 
topográfico no deserto é rebaixado 
passado, permitindo muitas vezes a re-
constituição do cenário paleoambien-
tal e paleogeográfico do local. 
Partículas maiores
Como indica a figura 12.6, a coli-
são de partículas em deslocamento, 
além de causar fragmentação e des-
gaste, pode induzir o movimento de 
partículas encontradas na superfície do 
solo. Partículas de diâmetro superior a 
0,5 mm (areia grossa, areia muito gros-
sa, grânulos e seixos) comumente se 
deslocam por este processo, chamado 
arrasto. O arrasto é pouco significati-
vo em termos de volume de material 
transportado e mais restrito do que o 
transporte de poeira e de areias meno-
res por saltação e suspensão em razão 
da densidade do partículas maiores e 
do atrito com o substrato (Figura 12.7). 
Figura 12.8 – Pavimento desértico (reg) no deserto do Saara, Região de Erfoud, Marrocos. 
Foto: J. B. Sígolo.
Movimento secundário
por impacto de grãos
Movimento
inicial de grãos
Vento
Etapa f inal
Figura 12.5 – Deslocamento de partículas de poeira por suspensão.
340
Capítulo12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
por esse mecanismo até atingir a zona 
subsaturada ou saturada em água, po-
dem formar-se os oásis (Figura 12.9). 
Os constantes impactos de di-
ferentes partículas em movimento 
(areia fina, média ou mesmo grossa) 
entre si e com materiais estacionados, 
geralmente maiores (seixos, blocos 
etc.), promovem intenso processo de 
desgaste e polimento de todos os ma-
teriais, denominado abrasão eólica. 
É importante ressaltar que o vento, 
isoladamente, não produz qualquer 
efeito abrasivo sobre materiais rocho-
sos. Apenas quando transporta areia e 
poeira é que esse processo se faz efeti-
vo. A abrasão produzida pelo vento as-
semelha-se ao processo de “jateamen-
to e polimento com areia”, utilizado na 
indústria para limpar, polir ou decorar 
diversos objetos. Em função dessa 
ação, as superfícies dos grãos tendem 
a adquirir brilho fosco, uma feição ero-
siva específica do vento, bem distinto 
do aspecto brilhante resultado do po-
limento de materiais em meio aquoso. 
De modo análogo, são formados por 
abrasão os ventifactos, os yardangs e 
as superfícies polidas.
Ventifactos são fragmentos de ro-
cha apresentando duas ou mais fa-
ces planas desenvolvidas pela ação 
da abrasão eólica. O vento carregado 
de partículas erode uma face do frag-
mento (Figura 12.10a), formando uma 
superfície plana e polida voltada para 
o vento (Figura 12.10b). A turbulência 
gerada do lado oposto da face polida 
remove parte da areia, tornando o frag-
mento instável (Figura 12.10b). Nesse 
processo, ele se inclina, expondo nova 
face à abrasão eólica (Figuras 12.10c e 
d). Os ventifactos são típicos de deser-
tos como Atacama, Taklimakan (China), 
Saara e Antártica (Figura 12.11).
A ação erosiva do vento produz ou-
tras formas de registro como os yardangs. 
Esses possuem forma semelhante a cas-
cos de barcos virados, formados pela 
ação abrasiva eólica sobre materiais rela-
tivamente frágeis como sedimentos e ro-
chas sedimentares pouco consolidados. 
Essa feição representa formas de abrasão 
importantes em diferentes áreas desérti-
cas como a bacia do Lut no sudoeste do 
Irã, Taklimakan na China e Atacama no 
Chile. Tais formas de abrasão eólica en-
contram-se restritas geralmente à porção 
mais árida dos desertos onde há pouca 
vegetação e o solo é quase inexistente.
No Brasil, embora os ventifactos se-
jam raros, outras formas erosivas são 
encontradas, muitas delas conjugadas 
à atividade pluvial. Quando assim ocor-
rem, podem produzir formas específicas 
no relevo, por exemplo, as feições ruini-
formes encontradas nos arenitos do sub-
grupo Itararé em Vila Velha, Paraná. Nesse 
ambiente, as chuvas tendem a erodir, 
preferencialmente, as porções argilosas 
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
VENTO
Figura 12.10 – Etapas de formação de um 
ventifacto.
Figura 12.9 – Oásis no campo de dunas de Merzouga, Marrocos, no deserto do Saara. Foto: R. T. Frank. LatinStock. 
a
b
c
d
dos arenitos, tornando o conjunto mui-
to mais friável e suscetível à abrasão pelo 
vento, gerando formas variadas que 
341
lembram cálices, tartarugas, garrafas etc. 
(Figura 12.12). 
Em outro exemplo, no Parque de 
Sete Cidades, Piauí, a composição da ro-
cha e as condições climáticas também 
são fatores importantes na singular mor-
fologia das rochas areníticas locais. Parti-
cularmente, essas rochas exibem maior 
resistência à ação erosiva por haver ci-
mentação mais resistente (sílica). Assim 
sendo, a ação erosiva pluvial e eólica é 
menos efetiva do que em Vila Velha.
12.2.2 Registros 
deposicionais
Transporte e posterior deposição 
de partículas pelo vento produzem re-
gistros geológicos peculiares, teste-
munhos desse tipo de atividade no 
passado. Os principais registros eólicos 
deposicionais são dunas, mares de areia 
e depósitos de loess.
Dunas
Das diversas formas de deposição 
de sedimentos eólicos atuais destacam-
-se as dunas. Associam-se a elas feições 
sedimentares como estratifi cação cru-
zada (Figura 12.13) e marcas onduladas 
que, no entanto, não são exclusivas de 
construções sedimentares eólicas. Exis-
tem duas principais classifi cações para 
dunas, uma considerando seu aspecto 
como parte do relevo (morfologia) e 
outra considerando a forma pela qual 
os grãos de areia se dispõem em seu 
interior (estrutura interna).
A classifi cação baseada na estru-
tura interna das dunas considera sua 
dinâmica de formação, sendo reconhe-
cidos dois tipos: as dunas estacionárias 
e as migratórias. 
Dunas estacionárias (ou estáticas)
Nesse caso, quando a duna está 
em formação, os grãos de areia (ge-
ralmente quartzo) vão-se agrupando 
de acordo com o sentido preferencial 
do vento, formando acumulações, 
geralmente assimétricas, podendo 
atingir algumas centenas de metros 
de altura e muitos quilômetros de 
comprimento. A parte da duna que 
recebe o vento (barlavento) possui 
inclinação baixa, de 5º a 15o normal-
Figura 12.11 – Ventifacto proveniente do 
Dry Valley, Antártica. Foto: C. Juliani.
Figura 12.12 – Arenitos da bacia do Paraná erodidos pela conjugação da ação eólica e 
pluvial em Vila Velha, Paraná. Foto: D. Moreira.
Figura 12.13 – Estratifi cação cruzada em dunas do litoral de Santa Catarina. Foto: P. C Gianinni.
342
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
mente, enquanto a outra face (sota-
vento), protegida do vento, é bem 
mais íngreme, com inclinação de 20º 
a 35o (Figura 12.14). Essa assimetria 
resulta da atuação da gravidade so-
bre a pilha crescente de areia solta. 
Quando os flancos da pilha excedem 
um determinado ângulo (entre 20o e 
35o, dependendo do grau de coesão 
entre as partículas) a força da gravi-
dade supera o ângulo de atrito entre 
os grãos e, em vez de se acumularem 
no flanco da duna, os grãos rolam de-
clive abaixo e o flanco tende a des-
moronar, até atingir um perfil estável. 
O ângulo máximo do flanco de uma 
pilha de material solto estável se cha-
ma ângulo de repouso. Uma vez que 
dificilmente o flanco barlavento supe-
ra esse ângulo, justamente por causa 
de seu constante retrabalhamento 
pelo vento, tal fenômeno é pratica-
mente restrito ao flanco sotavento, 
daí a razão de sua inclinação maior, 
próxima ao ângulo de repouso.
Nas dunas estacionárias, a areia 
depo sita-se em camadas que acom-
panham o perfil morfológico da duna. 
Desse modo, sucessivas camadas se 
depositam sobre o terreno com o so-
prar do vento carregado de partículas, 
partindo do barlavento em direção ao 
sotavento criando uma estrutura inter-
na estratificada. Embora o sotavento da 
duna sofra forte turbulência gerada pela 
passagem do vento, os grãos de areia 
permanecem agregados aos estratos 
em formação, o que tende a impedir o 
movimento da duna. Essas dunas ficam 
assim imóveis por diversos fatores, tais 
como aumento de umidade, que aglu-
tina os grãos pela tensão superficial da 
água, obstáculos internos (blocos de 
rocha, troncos etc.) ou desenvolvimen-
to de vegetação associada à duna.
Dunas migratórias
À semelhança das dunas estacio-
nárias, o transporte dos grãos nas du-
nas migratórias segue inicialmente o 
ângulo do barlavento, depositando-
-se, em seguida, no sotavento, onde 
há forte turbulência (Figura 12.15). 
Dessa forma, os grãos na base do bar-
lavento migram pelo perfil da duna 
até o sotavento. Isso gera uma estru-
tura interna de leitos com mergulho 
próximo da inclinação do sotavento. 
O deslocamento contínuo causa a 
migração de todo o corpo da duna. 
A migração de dunas ocasiona pro-
blemas de soterramento e de assorea-
mento nas zonas litorâneas do Brasil, 
exigindo dragagem contínua para 
minimizar o risco ao tráfego de na-
vios, como ocorre no porto de Natal, 
Rio Grande do Norte, e na Lagoa dos 
Patos, Rio Grande do Sul. Em Laguna, 
Santa Catarina, porexemplo, dunas 
migratórias, algumas com dezenas de 
metros de altura, invadiram e soterraram 
várias casas de veraneio (Figura 12.16). 
Em cidades como Fortaleza, Recife, Ma-
ceió e outras da costa do Nordeste, são 
comuns problemas similares, em decor-
rência dos ventos perpendiculares à li-
nha de costa. Ventos dominantes vindos 
de sudeste formam enormes campos de 
dunas migratórias que se deslocam ao 
longo da costa até encontrarem obs-
táculos como casas, fazendas, rodo-
vias, ferrovias, lagos etc. (Figura 12.17). 
O fenômeno pode também desviar o 
curso natural de rios próximos à costa. 
Diferentes técnicas são utilizadas na 
tentativa de imobilizar dunas migrató-
rias. A mais eficiente até o momento 
tem sido o plantio de vegetação psa-
mofítica (a qual se desenvolve bem no 
VENTO
BARLAVENTO
DESL
OCAM
ENTO
(5° -15°)
SOTAVENTO
(20°-30°)
VENTO
BARLAVENTO
(5°-15°)
SOTAVENTO
(20°-35°)
Figura 12.14 – Formação e estrutura interna de uma duna estacionária (os ângulos do barla-
vento e do sotavento foram exagerados).
Figura 12.15 – Formação e estrutura interna de uma duna migratória (os ângulos do barlavento 
e do sotavento foram exagerados).
343
solo arenoso) ou de certas gramíneas 
na base da duna, a barlavento. Assim, 
o deslocamento dos grãos é impedi-
do e a duna torna-se estacionária (Fi-
gura 12.18).
Outra classificação de dunas baseia-
-se em sua morfologia, incluindo gran-
de variedade de termos descritivos que 
refletem a diversidade de formas iden-
tificadas nos desertos e em regiões cos-
teiras, cada qual com estrutura interna 
e externa próprias e sujeitas a modifica-
ção pela ação dos ventos.
Três parâmetros principais determi-
nam a morfologia de uma duna: 
a) a velocidade e a variação do rumo 
do vento predominante; 
b) as características da superfície 
percorrida pelas areias transportadas 
pelo vento; 
c) a quantidade de areia disponível 
para a formação das dunas. 
As formas de dunas mais comuns 
são dunas transversais, barcanas, para-
bólicas, estrela e longitudinais.
Dunas transversais
A formação desse tipo de duna é 
condicionada por ventos frequentes e 
de direção constante, bem como pelo 
suprimento contínuo e abundante de 
areia para sua construção. As regiões li-
torâneas constituem ambiente propício 
para a formação das dunas transversais, 
com ventos cujas direções preferenciais 
somam-se à velocidade constante e à 
abundância de grãos de areia. A deno-
minação de transversal provém de sua 
orientação perpendicular ao sentido 
preferencial do vento. Em desertos, o 
conjunto dessas dunas costuma formar 
os chamados mares de areia, caracte-
rizados por colinas sinuosas, grosseira-
mente paralelas entre si, lembrando a 
morfologia revolta do oceano durante 
uma tempestade (ver figura 12.19). 
Figura 12.18 – Método de contenção de duna migratória com utilização de plantio de ve-
getação apropriada para conter a migração dos grãos (sentido preferencial do vento da 
esquerda para a direita). Restinga da Lagoa dos Patos (RS). Foto: R. Linsker.
Figura 12.17 – Lago entre dunas no campo de dunas de Natal (RN) (sentido preferencial do 
vento da esquerda para a direita). Foto: J. B. Sígolo.
Figura 12.16 – Invasão de casas por dunas migratórias na região de Laguna (SC). Foto: 
P. C. F. Giannini.
344
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
Figura 12.21 – Duna barcana no lado direito do campo de dunas associada a cadeias barcanoides (sentido preferencial do vento da direita 
para a esquerda), Ilha do Caju, delta do Parnaíba (MA). Foto: P. Zuppani.
Nas áreas costeiras, os campos de 
dunas podem apresentar pequenos 
lagos de água doce, como no norte 
do Espírito Santo, no sul do estado da 
Bahia e ao longo de toda a costa do 
Nordeste (Figuras 12.17 e 12.19). Du-
nas transversais são também encon-
tradas em ambientes fluviais como na 
ilha do Caju, no delta do rio Parnaíba, 
Maranhão (Figura 12.20).
Muitos campos de dunas transver-
sais também exibem marcas onduladas 
(Figura 12.20), produzidas pelo desloca-
mento dos grãos de areia principalmente 
por arrasto e saltação. Em função de sua 
assimetria, tal feição permite determinar 
o sentido do vento predominante que a 
formou (do barlavento para o sotavento).
Dunas barcanas
Desenvolvem-se em ambientes de 
ventos moderados e fornecimento 
de areia limitado. Como resultado, esse 
tipo de duna assume forma de meia-lua 
ou lua crescente com suas extremidades 
voltadas no mesmo sentido do vento 
(Figura 12.21). Essa variedade não forma 
campos contínuos e estes tendem a ser 
pequenos, não superando 50 m de altu-
ra e 350 m de largura. No Brasil, as dunas 
barcanas são relativamente raras. No 
litoral, porém, onde a vegetação limi-
ta o fornecimento de areia, formam-se 
cadeias de dunas similares às barcanas, 
recebendo o nome de cadeias barca-
noides. Estas diferem das barcanas por 
Figura 12.19 – Pequeno lago represado por duna transversal exibindo marcas onduladas 
(sentido preferencial do vento da direita para a esquerda). Campo de dunas dos Lençóis 
Maranhenses (MA). Foto: I. D. Wahnfried.
ocorrerem unidas, tais como os exem-
plos no litoral de Laguna, Santa Catarina, 
ilustrados na figura 12.22.
Dunas parabólicas
Embora semelhantes às dunas barca-
nas, as parabólicas diferem pela curvatu-
ra em suas extremidades, mais fechada, 
assemelhando-se à letra U, com extremi-
dades voltadas no sentido contrário do 
vento (Figura 12.23). São encontradas 
em regiões de ventos fortes e constan-
tes com suprimento de areia superior 
ao das áreas de barcanas. São pouco 
comuns na América do Sul, limitando-se 
Figura 12.20 – Campo de dunas transver-
sais (direção preferencial do vento da di-
reita para a esquerda). Ilha do Caju, delta 
do rio Parnaíba (MA). Foto: R. Linsker. 
345
Figura 12.23 – Dunas parabólicas, forma-
das pela destruição de uma duna trans-
versal (direção preferencial do vento da 
esquerda para a direita).
Figura 12.24 – Dunas estrela, formadas por transporte de grãos de areia com ventos em 
duas direções preferenciais demonstrada pela linha retilínea na parte frontal da foto. Campo 
de Dunas Lês sables d’or, Merzouga, Marrocos. Foto: J. B. Sígolo.
VENTO
às zonas litorâneas. Nesses ambientes, 
a vegetação costeira é importante no 
controle e na evolução da construção 
desse tipo de duna, por ser o parâmetro 
limitador no fornecimento de areia. 
Dunas estrela
São típicas dos desertos da Ará-
bia Saudita e de parte dos desertos do 
Norte da África. Sua formação está di-
retamente relacionada à existência de 
areia abundante e ventos de intensida-
de e velocidade constantes, mas com 
frequentes mudanças de direção (pelo 
menos três direções). O resultado é uma 
duna cujas cristas lembram os raios de 
uma estrela (Figura 12.24).
Dunas longitudinais
Também são conhecidas como 
dunas do tipo seif, do árabe, descritas 
originalmente no deserto da Arábia. 
Formam-se em regiões com abundan-
te suprimento de areia e ventos fortes 
e de sentido constante no ambiente 
desértico ou em campos de dunas li-
torâneas (Figura 12.25). Podem atingir 
dezenas de quilômetros de compri-
mento e mais de 200 metros de altu-
ra. Em muitos casos, esse tipo de duna 
produz feições morfológicas similares a 
“cordões de areia”. Contudo, em menor 
Figura 12.22 – Cadeias barcanoides em Laguna (SC). Foto: P. C. F. Gianinni.
Figura 12.25 – Dunas longitudinais na Ilha do Caju, delta do Parnaíba (MA). Observar o forte 
lineamento dado pelo sentido preferencial de vento mais forte. Foto: R. Linsker.
346
Capítulo 12 - Processos eólicos e produtos sedimentares
Embora o nome seja sugestivo, o termo desertificação não retrata de forma específica os eventos dinâmicos dos desertos da superfície 
da Terra. Sabe-se que a formação dos desertos atuais envolveu múltiplos fatores geológicos e climáticos, que atuaram conjuntamente 
durante longos períodos. Nesse processo, continentesmigraram para regiões de clima seco, comuns em zonas de baixa latitude e de 
alta pressão atmosférica. Tal deslocamento continental expôs rochas e outros materiais superficiais a condições especiais de clima, 
dominadas pelos processos eólicos. Durante sua evolução, uma área desértica expande-se ou retrai-se em função principalmente das 
flutuações climáticas cíclicas. De modo geral, as áreas desérticas naturais (sem influência direta da atividade humana) fazem divisa 
com regiões de maior umidade e, como consequên cia, de maior desenvolvimento da vegetação, o que inibe a expansão do deserto. 
Atualmente, quase sempre às margens das áreas desérticas, desenvolve-se atividade humana, a qual pode acelerar a expansão da área 
desértica, ou seja, a desertificação. Em regiões não desérticas, especialmente nos ecossistemas mais delicados e frágeis, a atividade hu-
mana pode aumentar a aridez local e levar, eventualmente, à desertificação regional. Foi o que aconteceu no centro-oeste dos Estados 
Unidos, na década de 1930, como resultado de práticas agrícolas agressivas que deixaram o solo exposto à dessecação, quando milhões 
de toneladas de solos férteis foram erodidos pelo vento e redistribuídos em grandes tempestades de poeira e areia. No Brasil, o 
desmatamento desordenado, as queimadas constantes das florestas e as práticas agropecuárias inadequadas nas zonas de fronteiras 
Quadro 12.1 – Desertificação
Figura 12.26 – Duna fóssil da Formação Pedra Pintada (Grupo Guaritas) do Supergrupo 
Camaquã (idade eocambriana). Perfil na estrada Santana da Boa Vista - Caçapava do Sul 
(RS). Foto: R. Machado.
escala, cordões semelhantes podem 
ser formados pela atividade fluvial.
Mares de areia
O termo é empregado em áreas 
desérticas significando grandes áreas 
cobertas de areia, a exemplo da Ará-
bia Saudita, com cerca de 1.000.000 
km2 da superfície atualmente cober-
ta por areia. Gigantescas áreas desse 
tipo também ocorrem na Austrália e 
na Ásia. Essas extensas coberturas de 
areia no Norte da África são conheci-
das como ergs. 
Por outro lado essas areias pos-
suem uma distância muito variável no 
tempo e no espaço (Quadro 12.1 )
Dunas fósseis
Feições características da ação 
eólica podem ser reconhecidas e 
em rochas sedimentares de dife-
rentes idades, permitindo a recons-
tituição de ambientes eólicos do 
passado. A identificação, em rochas 
sedimentares antigas, de estruturas 
internas e externas típicas das du-
nas atuais, como estratificações cru-
zadas e marcas onduladas, permite 
reconhecer de uma duna fóssil. Pela 
análise da orientação das faces em 
dunas fósseis, é possível identificar 
o sentido preferencial do vento na 
época de sua formação e reconhe-
cer as faces barlavento e sotaven- 
to pretéritas.
Registros eólicos são reconhe-
cíveis em muitas regiões do Brasil. 
Espessas camadas de arenitos, am-
plamente expostas em cortes das 
rodovias, são testemunhos de am-
bientes desérticos diversos durante 
boa parte da Era Mesozoica (Figu-
ra 12.26). Registros semelhantes e 
pertencentes ao mesmo ambiente 
desértico que dominou a bacia do 
Paraná são observados em várias for-
mações geológicas de vários estados 
brasileiros (São Paulo, Santa Catarina, 
Rio Grande do Sul, Paraná, Minas Ge-
rais, Mato Grosso do Sul e Mato Gros-
so), estendendo-se para Uruguai, Pa-
raguai e Argentina.
347
As características típicas que podem ser destacadas para os sedimentos de origem 
eólica são facilmente observadas 
com uma lupa de mão. Os impactos 
constantes entre os grãos no meio 
físico da atmosfera acabam por pro-
duzir superfície polida no grão, cujo 
brilho é fosco, com forma arredon-
dada e alta esfericidade. O aspecto 
fosco das partículas decorre da di-
fusão da luz causada pelas minús-
culas marcas de impacto deixadas 
nas superfícies dos grãos e difere do 
aspecto brilhante produzido pelo 
desgaste durante o transporte em 
ambiente aquoso. No caso da água, 
que é mais densa que o ar, ocorre de 
certo modo um amortecimento da 
ação de atrito produzida pelo cho-
que entre os grãos minerais.
Os mesmos impactos que provo-
cam o polimento fosco das super-
fícies também quebram os grãos e 
suas arestas, diminuindo e arredon-
dando as partículas durante o pro-
cesso. No caso do quartzo, mineral 
dominante nos sedimentos eólicos, 
o processo aproxima os grãos da for-
ma esférica, já que este mineral não 
possui clivagem (ver capítulo 5) e, 
portanto, não apresenta planos pre-
ferenciais de quebra. 
Além disso, depósitos de origem 
eólica exibem elevada seleção granulo-
métrica como outra característica pecu-
liar. Pequenas variações na velocidade 
do vento aumentam ou diminuem sua 
capacidade de transporte, restringindo 
seu tamanho de forma mais eficiente 
que o meio aquático, no qual a maior 
viscosidade atenua as consequências 
das variações de velocidade e de atrito 
entre as partículas transportadas.
Loess
Loess (termo originado do alemão) 
refere-se a um dos mais importantes 
exemplos de sedimentação eólica no 
registro geológico. Consiste de se-
dimentos muito finos (silte e argila), 
homogêneos e friáveis, comumente 
amarelados. Apresenta diversos mine-
rais em sua constituição (quartzo, fel-
dspato, anfibólio, mica, argila e alguns 
carbonatos), além de fragmentos de 
rocha pouco alterada. Parte importan-
te de seus constituintes é originada 
por ação erosiva glacial (ver capítulo 
13), produzindo sedimentos muito 
finos, posteriormente transportados 
pelo vento e depositados sobre exten-
sas regiões.
Depósitos de loess foram descri-
tos pela primeira vez no nordeste da 
12.3
Os sedimentos produzidos pelo vento são geralmente monominerálicos constituídos por 
quartzo em virtude da abundância desse mineral nas rochas da crosta continental e de sua 
grande resistência à alteração intempérica. Contudo, outros minerais podem ocorrer em 
depósitos eólicos, como o loess.
China. Nessa região, os depósitos 
atingem mais de 150 metros de es-
pessura, embora em média apresen-
tem espessuras em torno de 30 m. 
Ocorrências desses depósitos muito 
expressivas foram descritas também 
na Mongólia central, na Europa e 
Estados Unidos.
Leitura recomendada
CARON, J. M.; GAUTHIER, A.; SCHAAF, A.; ULYSSE, 
J.; WOZNIAK, J. Comprendre et enseigner la 
planète Terre. Paris: Ophrys, 1989. 271 p.
CORDANI, U. G.; SÍGOLO, J. B. Composição, estru-
tura interna e geologia de Marte. In: MAS-
SAMBANI, O.; MANTOVANI, M. (Eds.). Marte 
Novas Descobertas. São Paulo: Diagrama & 
Texto: Instituto Astronômico e Geofísico da 
Universidade de São Paulo 1997. p. 121-38.
HAMBLIN, K. The Earth’s dynamic systems. A Text­
book in Physical Geology. Nova York: Mac-
Millan Publishing Company, 1989. 576 p.
PRESS, F.; SIEVER, R. Understanding the Earth. Nova 
York: W.H. Freeman & Co., 1996. 656 p.
ROCHA, A. A.; LINSKER, R. Brasil aventura: dez via­
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Virgem Editora, 1994. 127 p.
ROCHA, A. A.; LINSKER, R. Brasil aventura 2. São 
Paulo: Terra Virgem Editora, 1995. 185 p.
ROCHA, A. A.; LINSKER, R. Brasil aventura 3: ilhas. 
São Paulo: Terra Virgem Editora, 1996. 175 p.
SKINNER, B. J.; PORTER, S. C. The dynamic Earth: an 
introduction to physical geology. Nova York: 
J. Wiley & Sons, 1995. 567 p. 
Características mineralógicas 
e físicas dos sedimentos eólicos
agrícolas, como em certas regiões da Amazônia, expõem o solo e seus constituintes, como a matéria orgânica, à rápida degradação físi-
ca e química, reduzindo as condições de plantio e criando situações de estresse no ecossistema existente. Esse fenômeno também 
tem recebido o nome de desertificação porque desequilibra o delicado balanço entre nutrientes, umidade e solos existentes nessas 
regiões, provocando modificações ecológicas irreparáveis, como a passagem de um clima semiúmido para árido.