11-ProcFluviais

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Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
F3 DECIFRANDO A TERRA - CAP 11 Nacional KleberCliente Coord. ProjetoRevisorDiagramador
Processos fluviais e 
lacustres e seus registros
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 Sumário
11.1 Bacias de drenagem
11.2 Rios
11.3 Leques aluviais e deltaicos
11.4 Depósitos aluviais no registro geológico 
11.5 Lagos
Entre as consequências mais importantes do ciclo hidrológi-co estão os rios e lagos, e o homem sempre se beneficiou dessas águas superficiais para sua preservação e sua manu-
tenção. Rios e lagos são por definição os sistemas que comportam 
a água doce na superfície do planeta. São fundamentais para o 
escoamento das águas das chuvas, o transporte dos sedimentos 
do continente para o mar, para o transporte de nutrientes e or-
ganismos essenciais para a biosfera, e como habitat para muitas 
espécies de animais e plantas. Para o ser humano tem importância 
vital, seja como fontes de água potável e para irrigação, como vias 
de transporte (Figura 11.1), e como supridores de recursos alimen-
tares, pois a existência de terras férteis nas planícies de inundação 
situadas às margens dos rios permite o cultivo em larga escala des-
de os primórdios da civilização. Não foi sem razão que o historia-
dor Heródoto afirmou que o Egito é uma dádiva do Nilo, em alusão 
ao célebre rio, berço de uma das mais importantes civilizações da 
história. São também fontes de energia para usinas hidrelétricas e 
elementos importantes para recarga do lençol freático (ver capítu-
los 17 e 18). Por outro lado, as inundações associadas aos rios constituem um dos principais acidentes geológi-
cos, acarretando perdas de vidas e grandes prejuízos aos habitantes de suas várzeas.
Rios, no sentido geral, são cursos naturais de água doce, com canais definidos e fluxo permanente ou intermi-
tente para um oceano, lago ou outro rio. Dada a sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são os 
principais agentes de transformação da paisagem dos continentes, modificando continuamente o relevo, forman-
do cachoeiras, corredeiras e membros na planície, até chegarem em sua foz, onde dão origem aos deltas. 
Claudio Riccomini, Renato Paes de Almeida, 
Paulo César Fonseca Giannini, Fernando Mancini
Figura 11.1 – Vista aérea do Porto de Manaus. 
Foto: S. Jorge/Abril Imagem/Conteúdo Expresso.
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F3 DECIFRANDO A TERRA - CAP 11 Nacional KleberCliente Coord. ProjetoRevisorDiagramador
Mas, quais são os processos geológicos associados aos rios? Esses processos são denominados processos fluviais e, num 
sentido mais amplo, enquadram-se no conjunto de processos aluviais. Os processos aluviais compreendem a erosão, o trans-
porte e a sedimentação em rios, leques aluviais e leques deltaicos. Os leques aluviais são assim designados em virtude de sua 
forma de meia-lua em planta. São formados a partir de pontos em que drenagens confinadas em regiões montanhosas cortam 
escarpas íngremes, convertem-se em canais distributários (que se bifurcam em vez de confluírem) ou fluxos não canalizados, 
e atingem a planície da bacia onde dispersam radialmente a carga de sedimentos transportada. Nos casos em que os leques 
aluviais avançam diretamente para o interior de um corpo de água (lago ou mar) eles são denominados leques deltaicos.
Sistemas aluviais transportam material trazido de áreas elevadas, na forma de partículas derivadas da erosão e de íons resul-
tantes da dissolução de minerais. O transporte das partículas ocorre tanto individualmente, na forma de carga sedimentar sus-
pensa (partículas mais finas) e de fundo (fragmentos maiores) em canais fluviais, quanto coletivamente, por fluxos de detritos co-
esivos, típicos dos leques aluviais. Apesar de haver 
importante transporte de íons em sistemas aluviais, 
seus depósitos apresentam natureza clástica, sendo 
os íons carreados até o oceano ou lago no qual o 
sistema aluvial desagua. Em sistemas aluviais, sedi-
mentos químicos podem ocorrer localmente, como 
crostas e concreções de calcita (calcretes) desenvol-
vidas em paleossolos e como evaporitos em lagos 
temporários (playas) situados ao pé dos leques.
Lagos são massas d’água situadas em depres-
sões do terreno e sem conexão com o mar. As di-
mensões dos lagos são variáveis, existindo pouco 
mais de 250 com área superior a 500 km2. Atual-
mente, os lagos ocupam apenas 2% da superfície 
terrestre e comportam cerca de 0,02% das águas 
superficiais. Esses números não refletem, entre-
tanto, a importância ecológica e econômica dos 
lagos. Além disso, pelo fato de serem depressões 
nas quais é favorecida a acumulação de expressivas 
pilhas de sedimentos, os lagos guardam também os 
mais completos registros das mudanças climáticas 
ocorridas no planeta, representados nas rochas e 
seus fósseis
Neste capítulo, trataremos dos aspectos essen-
ciais dos rios, dos processos aluviais e dos sistemas 
lacustres. Inicialmente, serão abordadas as bacias 
de drenagem. Em seguida, apresentaremos as principais formas de clas-
sificação de rios e leques aluviais e passaremos, então, ao estudo dos 
depósitos aluviais no registro geológico. Analisaremos também as inun-
dações que constituem o principal acidente geológico relacionado aos 
rios, com sérias implicações para a atividade humana em muitas regiões 
do mundo. Por fim, serão discutidos aspectos da classificação de lagos e 
características de depósitos lacustres.
Curiosidade
No início de 2008 técnicos do Instituto Nacional de Pes-
quisas Espaciais (Inpe) concluíram que o rio Amazonas, 
além de ser o mais caudaloso do mundo, é também o 
maior em comprimento. Das suas nascentes, no Peru, 
até sua foz, nas vizinhanças da ilha do Marajó, o Amazo-
nas percorre mais de 6.992 km, superando em 140 km o 
Nilo, cujo comprimento é de 6.852 km.
Figura 11.1 – Vista aérea do Porto de Manaus. 
Foto: S. Jorge/Abril Imagem/Conteúdo Expresso.
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Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Bacias de drenagem
ma bacia de drenagem é sepa-
rada das bacias de drenagem 
vizinhas por divisores de águas, 
ou seja, elevações topográficas, como as 
serras da Canastra e da Mantiqueira, no 
Sudeste do Brasil. As bacias de drenagem 
podem atingir grandes extensões territo-
riais, como é o caso dos rios Amazonas 
(na parte norte da América do Sul), com 
cerca de 5.780.000 km2 (Figura 11.2), Con-
go (na região central da África), com pou-
co mais de 4.000.000 km2 e Mississipi (na 
região centro-leste dos Estados Unidos), 
com cerca de 3.220.000 km2. 
Ao longo do trajeto de um rio há tre-
chos nos quais prevalecem processos de 
erosão do substrato e outros de predo-
mínio da deposição de sedimentos pre-
viamente erodidos. Se um rio hipotético 
percorresse todo seu trajeto sem erodir 
seu leito nem depositar sedimentos, 
o leito desse rio seria coincidente com 
seu perfil de equilíbrio. Se, em um de-
terminado trecho, o leito de um rio en-
contra-se acima do perfil de equilíbrio, 
como no caso de uma cachoeira, o rio 
irá erodir o substrato até alcançar seu 
perfil. Se o leito fluvial real estiver abaixo 
do perfil de equilíbrio, o rio irá deposi-
tar sedimentos até que seu leito atinja o 
perfil de equilíbrio. O perfil de equilíbrio 
é ajustado ao nível do corpo de água 
no qual o rio deságua, que pode ser o 
oceano (Figura 11.3), um lago ou uma 
drenagem de maior porte. Esse nível é de-
nominado nível de base (ver capítulo 7). 
Modificações no nível de base, como 
elevações ou quedas do nível dos ocea-
nos, causam deslocamento do perfil de 
equilíbrio dos rios, fazendo com que 
o rio passe a depositar ou erodir com 
maior velocidade ou em maiores tre-
chos. Ao longo dos rios podem existir 
também rupturas de declive, causadas 
por falhas ou rochas mais resistentes, e 
são locais onde se desenvolvem corre-
deiras e cachoeiras. Esses locais atuarão 
como níveis de base locais (Figura 11.4), 
até que a erosão consiga removê-los.O rebaixamento do nível de base de um 
rio provoca o aprofundamento de seu 
leito, com a consequente erosão de sedi-
mentos anteriormente depositados. As 
formas deposicionais tabulares deixadas 
no antigo nível do rio, elevadas em re-
lação ao novo nível, são designadas de 
terraços fluviais. Elas podem ser eventu-
almente submersas durante as cheias. 
11.1
Os cursos d’água são os principais componentes das bacias de drenagem. A bacia de drenagem 
de um determinado rio inclui todos os afluentes que deságuam na drenagem principal e 
eventuais lagos associados a esse sistema. 
Soerguimento de grandes áreas por 
atividade tectônica também resulta em 
elevação do leito dos rios em relação a 
seu perfil de equilíbrio, aumentando a 
erosão. Da mesma forma, rebaixamen-
to (subsidência) de grandes áreas cau-
sa deposição acelerada. Essas grandes 
áreas que sofrem ou sofreram subsidên-
cia são ou fazem parte das bacias sedi-
mentares. Apesar de longos trechos da 
grande maioria das bacias de drenagem 
estarem em áreas elevadas, apenas os 
depósitos fluviais das bacias sedimen-
tares são preservados e encontrados no 
registro geológico.
O perfil de equilíbrio também pode 
sofrer ajustes horizontais. Os rios podem 
estender seus cursos à jusante (no sen-
tido para onde correm) pelo avanço da 
500 km
Bogotá
Rio 
Juru
á
Ri
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M
ad
eir
a
Rio
Solimões Manaus
Ri
o 
Xi
ng
u
Rio Negro
Caracas
divisor
divisor
divisor
divisor
R
io
O
r in
o c o
 
Caiena
Oceano Atlântico
Oceano Pacífico
Belém
ORIN
OCO
AMAZONAS
Rio Amaz
onas
Figura 11.2 – Bacias de drenagem dos rios Amazonas e Orinoco.
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linha de costa rumo ao mar ou a um 
lago, com a deposição de sedimentos 
por eles trazidos, formando deltas. A am-
pliação do curso dos rios a montante (no 
sentido de onde eles vêm) ocorre por 
meio do processo conhecido como ero-
são remontante, que acontece pelo fato 
de que nas cabeceiras das drenagens 
estão situadas as porções de maior de-
clividade e, portando, de maior energia 
e maior capacidade de erosão. A erosão 
remontante, em certos casos, pode rom-
per a barreira do divisor de águas, pro-
movendo a ligação entre cursos fluviais 
de duas diferentes bacias de drenagem. 
Este fenômeno, denominado captura de 
drenagem, também pode ser causado 
por atividade tectônica (Figura 11.5).
Excepcionalmente, rios de grande 
porte podem não chegar ao oceano 
ou a um lago, terminando em amplas 
bacias em regiões áridas do interior dos 
continentes. Esse tipo de sistema é ca-
racterizado por drenagens distributárias 
que compõem leques aluviais de gran-
des dimensões (megaleques), onde, em 
função da infiltração das águas no subs-
trato, das altas taxas de evapotranspira-
ção e da baixa pluviosidade, toda a água 
é perdida antes de chegar a um corpo 
de água maior. Um notável exemplo é o 
rio Okavango, em Botswana, cujas águas 
são evaporadas ao atingir o deserto do 
Kalahari, na África.
Figura 11.5 – O desvio das cabeceiras do 
rio Tietê para a bacia de drenagem do rio 
Paraíba do Sul é um dos mais notáveis 
exemplos conhecidos de captura de dre-
nagem. Previamente ao soerguimento do 
alto estrutural de Arujá, ocorrido no Terciá-
rio, as cabeceiras de drenagem do rio Tietê 
estendiam-se mais de 100 km para leste das 
atuais. O alto é delimitado por falha (traço 
em preto; A - bloco alto; B - bloco baixo). 
As setas indicam o sentido de fluxo dos rios. 
O círculo indica o provável local de ligação 
pretérita entre as drenagens. Com a captura 
desenvolveu-se o “cotovelo” de Guararema, 
onde o rio Paraíba do Sul sofre inflexão de 
180º em seu curso. 30 km
Rio Tietê
São Paulo
Taubaté
Caraguatatuba
SantosSantos
Alto estrutural
de Arujá
"Cotovelo" de
Guararema
A
B
Rio
 Pa
raí
ba
 do
 Su
l
Figura 11.3 – O rio Amazonas transporta um monumental volume de sedimentos para o mar. Na 
sua foz tem-se uma extensa pluma de sedimentos finos em suspensão (porção avermelhada 
na parte superior da foto) e o desenvolvimento de um expressivo cone submarino, sem qual-
quer tipo de construção emersa. Fonte: Google Earth.
Figura 11.4 – As cataratas do Iguaçu, desenvolvidas em basaltos cretáceos da bacia do Paraná, 
constituem um nível de base local para o rio Iguaçu, afluente do Paraná. Foto: C. Riccomini.
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Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Rios
Naturalmente, existem padrões in-
termediários entre esses casos, os quais 
recebem denominações específicas. 
Mudanças de padrão podem ocorrer 
ao longo de um mesmo rio ou bacia 
de drenagem.
11.2.2 Comportamento 
das drenagens em relação 
ao substrato
A natureza e o arranjo espacial das 
rochas do substrato das bacias de dre-
nagem exercem também papel funda-
mental quanto ao sentido de fluxo das 
águas em seus cursos.
Os rios instalados em terrenos cons-
tituídos por rochas sedimentares po-
dem ser classificados em: 
rios consequentes – fluem segundo a 
declividade do terreno, em concordân-
cia com a inclinação das camadas;
rios subsequentes – têm seu curso 
controlado por descontinuidades do 
substrato, como falhas, juntas e presen-
ça de rochas menos resistentes;
rios obsequentes – apresentam fluxo 
no sentido oposto à inclinação das ca-
11.2
11.2.1 Padrões 
de drenagem
As drenagens, observadas em uma 
carta topográfica, fotografia aérea ou 
imagem de satélite, apresentam padrões 
bastante característicos em função do 
tipo de rocha e das estruturas geológicas 
presentes em seu substrato (Figura 11.6).
Existem diferentes arranjos de dre-
nagem que permitem uma classifica-
ção com base em sua geometria:
padrão dendrítico – é o mais comum, 
no qual o arranjo da drenagem asse-
melha-se à distribuição dos galhos de 
uma árvore e ocorre quando a rocha do 
substrato é homogênea, formada ape-
nas por granito, por exemplo, ou ainda 
no caso de rochas sedimentares com 
estratos horizontais;
padrão paralelo – desenvolvido em re-
giões com declividade acentuada, onde 
as estruturas do substrato orientam-se 
segundo a inclinação do terreno;
padrão radial – desenvolvido nos ca-
sos em que a drenagem se distribui em 
todas as direções com origem em um 
ponto central, como os de um cone 
vulcânico ou uma feição dômica;
padrão em treliça – quando a drena-
gem exibe em planta um arranjo retan-
gular, mas os tributários são paralelos 
entre si, típico de regiões com substrato 
rochoso onde se alternam rochas mais 
ou menos resistentes em faixas parale-
las com planos de fraqueza ortogonais, 
como no caso de regiões dobradas de 
relevo do tipo Apalachiano; um exem-
plo deste último padrão ocorre ao lon-
go da faixa Paraguai, no Mato Grosso. 
Os rios e as drenagens podem ser classificados de diferentes formas. Do geral para o particular, 
as classificações mais comuns têm como base o padrão de drenagem, o comportamento das 
drenagens em relação ao substrato e a forma dos canais.
Dendrítico Paralelo
Radial Treliça
Figura 11.6 – Os principais padrões de drenagem. Fonte: Bloom, A. L.Geomorphology: a syste-
matic analysis of Late Cenozoic landforms. Englewood Cliffs, NJ: Prentice-Hall, 1991. p. 532.
311
madas e normalmente são de pequena 
extensão, descem escarpas e desem-
bocam em rios subsequentes; 
rios insequentes – não apresentam 
controle geológico reconhecível e nor-
malmente estão relacionados à presen-
ça de rochas homogêneas ou de cama-
das sedimentares horizontais. 
O rio Tietê, no seu trecho sobre os 
terrenos sedimentares da bacia do Para-
ná, é do tipo consequente. As drenagens 
que descem as serras de Botucatu, São 
Pedro e São Carlos, no interior paulista, 
são do tipo obsequente. Algumas des-
sas drenagens deságuam em rios subse-
quentes, como é o caso do Passa Cinco 
na região de Itirapina e Ipeúna (estado 
de São Paulo), controlado por uma zona 
de falha de direção noroeste-sudeste. 
Alguns rios meandrantes, como o Ribeira 
de Iguape (estado de São Paulo) em seu 
baixo curso,apresentam caráter predo-
minantemente insequente.
Os rios que drenam terrenos com-
postos por rochas cristalinas podem 
ser classificados em antecedentes e 
superimpostos. Os rios antecedentes 
têm seu curso controlado por estru-
turas do embasamento e são típicos 
de regiões com tectonismo ativo. Por 
outro lado, em regiões onde cama-
das sub-horizontais de sedimentos 
ou rochas sedimentares recobrem um 
substrato com rochas deformadas (do-
bradas e/ou falhadas), rios superim-
postos podem se desenvolver. Esses 
rios têm seus cursos estabelecidos na 
cobertura sedimentar, sem influência 
das estruturas do embasamento. Com 
o avanço do entalhamento do canal, o 
rio atinge as rochas do substrato, mas 
continua a escavar seu leito sem ser 
condicionado pelas estruturas. O rio 
Ribeira de Iguape, na divisa entre os 
estados de São Paulo e Paraná, apre-
senta caráter superimposto em rela-
ção às rochas dobradas que atravessa, 
de idade pré-cambriana.
11.2.3 Morfologia 
dos canais fluviais
Existem diferentes propostas de classi-
ficação dos rios. Do ponto de vista geoló-
gico, a morfologia dos canais é o principal 
atributo considerado na classificação dos 
rios, por permitir a interpretação de pro-
cessos e estilos de sedimentação tanto 
em depósitos atuais quanto antigos. Essa 
classificação é dirigida principalmente 
a rios que correm sobre os próprios de-
pósitos, como aqueles de bacias sedi-
mentares. Rios com vales estreitos, que 
entalham seu substrato rochoso e fre-
quentemente são encachoeirados não 
se enquadram nessas classificações. 
A morfologia dos canais fluviais é 
controlada por uma série de fatores 
próprios da bacia de drenagem (ou 
fatores autocíclicos) e fatores que afe-
tam não apenas a bacia de drenagem, 
mas toda a região onde ela está inse-
rida (ou fatores alocíclicos). Entre os 
fatores autocíclicos, incluem-se o vo-
lume e a velocidade de fluxo da água, 
a carga de sedimentos transportada, 
a largura, a profundidade e a declivi-
dade do canal, a rugosidade do leito 
e a cobertura vegetal nas margens e 
ilhas. Os fatores autocíclicos, por sua 
vez, são condicionados pelos fatores 
alocíclicos, como variáveis climáticas 
(pluviosidade, temperatura) e geoló-
gicas (tectônica ativa, nível do mar).
Avaliar a contribuição relativa de 
cada fator na definição da morfologia 
de um canal não é tarefa fácil, consi-
derando-se que as relações entre os 
diferentes fatores podem ser muito 
complexas. Se fixarmos, por exemplo, 
o papel da vegetação no aporte sedi-
mentar, veremos que, em áreas com 
densa cobertura vegetal, o intemperis-
mo químico tende a ser favorecido e, 
em consequência, deverá predominar 
o aporte de sedimentos de granulação 
fina. Diferentemente, em áreas com pouca 
cobertura vegetal prevalecerá o intempe-
rismo físico e a desagregação mecânica 
das rochas, favorecendo o aporte de se-
dimentos de granulação grossa. 
O mesmo exercício pode ser feito 
fixando-se outros parâmetros, como 
a influência da tectônica ou do clima 
no aporte sedimentar. A tectônica age 
diretamente no relevo, predominan-
do aporte de sedimentos de granula-
ção fina em áreas mais aplainadas, e 
grossa em áreas mais movimentadas. 
A maior ou menor extensão da cober-
tura vegetal, por sua vez, depende di-
retamente das condições climáticas. 
Em casos extremos a cobertura vege-
tal é mais densa em regiões úmidas e 
praticamente ausente em regiões ári-
das, favorecendo, respectivamente, o 
aporte de sedimentos de granulação 
fina e grossa.
Nos itens a seguir serão abordadas 
as diferentes variáveis que permitem 
definir a forma dos canais bem como 
os diferentes regimes de transporte da 
carga de sedimentos, que possibilitam 
a classificar os rios que fluem sobre os 
próprios depósitos. 
Variáveis morfométricas 
de canais fluviais
A maioria dos estudos sobre rios em-
prega uma classificação fundamentada 
em quatro padrões básicos de canais, 
designados de retilíneo, meandrante, 
entrelaçado e anastomosado, ou, res-
pectivamente, de straight, meandering, 
braided e anastomosed nos trabalhos em 
língua inglesa (ver figura 11.7). Os quatro 
padrões podem ser caracterizados em 
312
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
função de parâmetros morfométricos 
dos canais, como sinuosidade, grau de 
entrelaçamento e relação entre largura 
e profundidade. Para determinado seg-
mento de canal, a sinuosidade é defini-
da como a relação entre o comprimento 
do talvegue (linha que une os pontos 
mais baixos do canal fluvial) e o compri-
mento de seu vale. O valor de 1,5 divide 
arbitrariamente os rios de sinuosidade 
alta (maior que 1,5) dos de baixa sinuo-
sidade (menor que 1,5) (Tabela 11.1). 
O grau de entrelaçamento mede o nú-
mero de barras ou ilhas no canal, por 
comprimento de onda desse canal, me-
dido ao longo do talvegue, o que permi-
te definir sua multiplicidade. A relação 
largura–profundidade oferece também 
uma boa discriminação entre os diferen-
tes tipos de canais fluviais (Tabela 11.2).
Voltemos aos diferentes fatores que 
controlam a morfologia dos canais flu-
viais e suas inter-relações. Se numa dada 
região a vegetação for abundante, as raí-
zes da plantas oferecerão resistência à 
erosão, causando a estabilização das mar-
gens dos canais. Essa condição favorecerá 
o desenvolvimento de rios meandrantes 
e anastomosados. No cenário oposto, 
com baixa cobertura vegetal, predomina-
rão rios entrelaçados. É por esse motivo 
que, antes do surgimento de vegetação 
continental, no período Siluriano, predo-
minavam rios entrelaçados.
Como a abundância de vegetação 
está ligada a climas úmidos, rios mean-
drantes e anastomosados estão prefe-
rencialmente ligados a esta condição 
climática. Os rios anastomosados, em 
particular, dependem fortemente da 
ação da vegetação na fixação das 
margens. No estado do Amazonas, os 
rios Negro, na região do Arquipélago 
de Anavilhanas (Figura 11.8), e Juruá, 
a sudoeste de Carauari (Figura 11.9), 
são exemplos, respectivamente, de 
rios anastomosados e meandrantes 
em clima úmido. Rios entrelaçados, 
por sua vez, são mais comuns em 
regiões áridas, como no deserto de 
Nazca, Peru (Figura 11.10), proglaciais 
ou periglaciais.
Retilíneo
Anastomosado
Meandrante Entrelaçado
Figura 11.7 – Os quatro tipos fundamentais de canais fluviais. Fonte: adaptado de Miall, A. D. A 
review of the braided-rivers depositional environment. Earth Sciences Review ; 1977, 13:1-62.
Tabela 11.1 – Relação entre sinuosidade e grau de entrelaçamento para os principais tipos de 
canais fluviais. Fonte: modificado de Rust, B. R. A classification of alluvial channel systems, in: 
Miall, A. D., ed., Fluvial Sedimentology. Calgary, Canadian Society of Petroleum Geologists, 
Memoir 5, 1978. p.187-193.
Tabela 11.2 – Relação entre largura e profundidade para os principais tipos de canais fluviais. Fonte: modificado de Rust, B. R. A classification of 
alluvial channel systems, in: Miall, A. D., (ed.), Fluvial Sedimentology. Calgary, Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir 5, 1978, p.187-193.
Sinuosidade
Grau de entrelaçamento Baixa (< 1,5) Alta (> 1,5)
< 1 
(canal único) Retilíneo Meandrante
> 1
(canais múltiplos) Entrelaçado Anastomosado
Tipo Morfologia Razão largura/ profundidade
Retilíneo Canais simples com barras longitudinais < 40
Entrelaçado Dois ou mais canais com barras e pequenas ilhas normalmente > 40; comumente > 300
Meandrante Canais simples < 40
Anastomosado Dois ou mais canais com ilhas largas e estáveis normalmente < 10
313
Os rios retilíneos estão praticamen-
te restritos a pequenos segmentos de 
drenagens e distributários deltaicos 
(Figura 11.11). Experimentos em labo-
ratórios indicaram que a mudança de 
padrão do canal pode ocorrer de for-
ma abrupta, com limites nitidamente 
demarcados e controlados por fatores 
como a sinuosidade e a declividade(Figura 11.12), ou ainda pela carga de 
sedimentos transportada pelos rios.
Regime de transporte da carga 
predominante
Os quatro padrões fundamentais de 
rios podem ser desmembrados em tipos 
intermediários com base no regime de 
transporte da carga sedimentar predo-
minante – em suspensão (partículas mais 
finas), mista ou de fundo (partículas gros-
sas, transportadas por arrasto, rolamento 
ou saltação) (Figura 11.13).
Muitos fatores controlam a variação 
na descarga e o tipo de carga fluvial 
dos rios. Regiões próximas a geleiras 
são caracterizadas por grande variação 
anual nas vazões dos rios, ao passo que 
em regiões semiáridas a áridas o es-
coamento fluvial pode ocorrer apenas 
10 km
Rio M
ississipi
Go
lfo
 do
 M
éxi
co
Figura 11.11 – O atual delta do Mississipi é 
composto por distributários retilíneos que 
configuram um arranjo em “pé-de-pássa-
ro”. Fonte: modificado de Bhattacharya, 
J. P. & Walker, R. G. Alluvial deposits, 
in: Walker, R.G. & James, N.P. (eds.), 
Facies models: response to sea level 
change. St. John’s: Geological Associa-
tion of Canada, 1994. p.157-177.
Figura 11.9 – O rio Juruá, a sudoeste de Carauari, Amazonas, é um exemplo de rio mean-
drante em região plana e de clima tropical úmido. Embora seja uma das únicas vias de 
acesso da região, os percursos são extremamente demorados por causa da alta sinuosi-
dade do canal, Fonte: Google Earth. 
Figura 11.10 – Planície fluvial entrelaçada limitada por montanhas no deserto de Nazca, Peru. 
Fonte: Google Earth.
Figura 11.8 – O baixo curso do rio Negro, na região do Arquipélago de Anavilhanas, apre-
senta padrão anastomosado, com ilhas e margens fixadas pela densa vegetação de clima 
tropical úmido. Fonte: Google Earth.
314
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
em intervalos de meses ou até mesmo 
anos (chuvas torrenciais esporádicas). Em 
ambos os casos a vegetação é esparsa, 
favorecendo o escoamento superficial, 
com o consequente transporte de frag-
mentos de granulação grossa formados 
por processos de desagregação mecânica 
(intemperismo físico). Em climas úmidos, 
com cobertura vegetal mais abundante 
e lençol freático mais constante e próxi-
mo à superfície, os clastos mais grossos 
são retidos próximos às cabeceiras dos 
rios, predominando o transporte de par-
tículas de granulação fina. Entretanto, 
mesmo em condições úmidas, onde pode 
ocorrer a remoção da cobertura vegetal 
– particularmente por ação antrópica – 
o fornecimento de carga de granulação 
grossa será favorecido.
Em condições climáticas áridas, o len-
çol freático é mais profundo, mas pode ser 
elevado rumo à superfície por ocasião de 
chuvas torrenciais. A alta permeabilidade 
dos sedimentos arenosos e conglomeráti-
cos, predominantes em desertos áridos, fa-
vorece a infiltração e percolação das águas 
superficiais, inibindo o escoamento superfi-
cial. Com isso, os rios nessas regiões tendem 
a perder rapidamente a energia de transpor-
te. Como consequência, haverá predomínio 
da deposição de sedimentos clásticos nas 
porções próximas às cabeceiras (proximais) 
e formação de crostas duras, especialmente 
calcretes, em porções distais ou marginais.
Figura 11.13 – O rio Japurá (bacia do Amazonas) exibe padrão transicional entre anastomosado, 
com grandes ilhas cobertas por vegetação, meandrante de alta sinuosidade com canais aban-
donados, e trechos retilíneos provavelmente controlados por estruturas do embasamento. Fonte: 
imagem do radar orbital SIR-A, obtida em 1981, reproduzida de Short Sr., N. M. & Blair Jr., R. W. 
Geomorphology from space. Houston: National Aeronautics and Space Administration, 1986, 273 
plates - NASA/Divulgação.
Assim, embora seja óbvia a distinção 
entre um canal retilíneo e um tipicamente 
meandrante, nem sempre os termos ex-
tremos estão representados na natureza. 
Os padrões descritos são comuns, mas 
existem muitas gradações entre eles. Ao 
longo de um mesmo rio, pode-se obser-
var a passagem gradativa de característi-
cas próprias de um determinado padrão 
para outro (Figuras 11.13 e 11.14), com 
variações em função da descarga do rio 
nas épocas de cheia e de estiagem. Com 
a mudança do aporte ao longo do tem-
po geológico, em função de variações na 
cobertura vegetal, condições climáticas 
e tectônicas, diferentes padrões de rios 
poderão ser superpostos.
Meandrante
Re
ti
lín
eo
Entrelaçado
1,0
1,1
1,2
1,3
0 0,4 0,8 1,2 1,6 2,0
Si
n
uo
si
d
ad
e
Declividade (%)
Figura 11.12 – Variação na morfologia de canais fluviais em função dos parâmetros sinuo-
sidade e declividade. Fonte: Schumm, S. A. & Khan, H. R. Experimental studies of channel 
patterns. Geological Society of America Bulletin, 1972; 83:1755-70.
Carga de fundo
1 2 3 4 5
Carga em suspensão
11 12 13 14
Carga mista
6 7 8 9 10
Figura 11.14 – Variações nos padrões de 
canais fluviais em função do tipo de car-
ga. Fonte: Schumm, S. A. Evolution and 
response of the fluvial system: sedimen-
tological implications, in: Ethridge, F. G. & 
Flores, R. (eds.). Recent and ancient non-
marine depositional environments: models 
for exploration. Tulsa, Society of Economic 
Paleontologists and Mineralogists, Special 
Publication, 1991; v. 31, p. 19-29.
Ilha Macuapanim
Rio Japurá
15 km
315
Leques aluviais e deltaicos
Leques aluviais são sistemas alu-viais nos quais geralmente se pode reconhecer um canal prin-
11.3
Leques aluviais desenvolvem-se em locais de grande declividade e abundante suprimento de 
detritos, requerendo descargas muito fortes para seu início. Já os leques deltaicos são exemplos 
particulares dos sistemas aluviais.
do megaleques como o do rio Kosi, 
na Índia, e o do rio Taquari, no Panta-
nal Mato-grossense. No leque do rio 
Kosi (Figura 11.16), a sedimentação 
ocorre em canais fluviais entrelaça-
dos, principalmente nas porções pro-
ximais. O leque do rio Taquari (Figura 
11.17), com cerca de 250 km de diâ-
metro, é provavelmente o mais ex-
tenso do mundo. Ele é composto por 
uma sucessão de lobos deposicionais 
arenosos construídos por rios mean-
drantes de baixa sinuosidade, tendo 
como nível de base o rio Paraguai.
Os leques deltaicos são casos par-
ticulares de leques aluviais que pro-
gradam diretamente para o interior 
de um corpo de água – lago ou mar. 
Não devem ser confundidos com os 
verdadeiros deltas, que são protube-
râncias na linha de costa formadas 
nos locais onde os rios adentram os 
oceanos (ver figura 11.11), mares inte-
riores ou lagos. Os deltas são consti-
tuídos por sedimentos transportados 
pelos rios que os alimentam. A de-
signação provém da semelhança das 
feições com a letra grega delta (∆), 
maiúscula, reconhecida por Heródo-
to, em 4 a.C., nos depósitos da desem-
bocadura do rio Nilo.
cipal e numerosos distributários. Essa 
morfologia aparente na superfície 
dos leques aluviais por vezes refle-
te apenas o escoamento superficial 
dos períodos em que o leque está 
pouco ativo. Em leques aluviais de 
climas áridos, o transporte principal 
de sedimentos ocorre durante as ra-
ras chuvas torrenciais e dá-se sob a 
forma de enchentes em lençol (não 
confinadas a canais) e fluxos gravi-
tacionais, permitindo a dispersão de 
sedimentos sobre a superfície do 
leque a partir de seu ponto de saída 
(ápice). Em leques aluviais de climas 
úmidos, o transporte de sedimentos 
ocorre nos canais distributários, mas 
poucos canais são ativos ao mesmo 
tempo. Uma característica comum 
aos leques, independentemente das 
condições climáticas, é a existência 
de um degrau de relevo (comumente 
de origem tectônica) no local onde o 
rio deixa de ser confinado e passa a 
construir o leque.
Além dos processos de transporte 
sedimentar, outras características dis-
tinguem os leques aluviais de climas 
áridos dos leques de climas úmidos. 
Os de climas áridos, comuns em re-
giões desérticas (Figura 11.15), geral-
mente estão associados a escarpasde falhas e têm raios normalmente 
menores do que uma dezena de qui-
lômetros. Leques de climas úmidos 
podem ter raios superiores a uma 
centena de quilômetros, constituin-
Figura 11.15 – Leques aluviais em região desértica, Death Valley, EUA. Fonte: Google Earth.
316
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
CORUMBÁ
COXIM
RIO
VERDE
Rio
 Ta
qu
ar
i
Rio
 Taquari
Rio Negro
Rio Aquidau
na
Rio Miranda
Rio
 Pa
ra
gu
ai
Rio
 Pa
rag
ua
i
Rio
 Cu
iab
á
Rio Piquiri R
io I
tic
ara
Morrinho
Rio São Lou
renç
o
100
120
140
160
180
Quaternário 
indiferenciado
Paleozoico
Lobo atual
Estações 
fluviométricas
Curva de nível
Paleocanais
Pré-Cambriano
Escarpa
Planície 
meandrante
Lobos antigos
20 km
CORUMBÁ
COXIM
RIO
VERDE
Rio
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Rio
 Taquari
Rio Negro
Rio Aquidau
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Rio Miranda
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Morrinho
Rio São Lou
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120
140
160
180
Quaternário 
indiferenciado
Paleozoico
Lobo atual
Estações 
fluviométricas
Curva de nível
Paleocanais
Pré-Cambriano
Escarpa
Planície 
meandrante
Lobos antigos
20 km
Figura 11.17 – O megaleque do rio Taquari, no Pantanal Mato-grossense, provavelmente o mais extenso do mundo, apresenta vários lobos depo-
sicionais arenosos construídos por rios meandrantes de baixa sinuosidade, tendo como nível de base o rio Paraguai. Fonte: Assine 2003, Tese de 
Livre-Docência, Universidade Estadual Paulista.
40 km
40 km
Nepal
Índia R i
o K
os
i
R io G a n g e s
H i m a l a i a s
K o s i
19
49
19
33
19
26
18
40
-1
87
3
18
07
-1
83
9
18
73
-1
89
2
17
70
1736
Pré-1736
19
22
-1
92
1
18
93
-1
92
1
19
38
-1
94
0
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 1
97
7)
Rio 
Ganges
a b
Figura 11.16 – a) O leque do rio Kosi tem seu ponto de origem (ápice) nos Himalaias, na região fronteiriça entre a Índia e o Nepal. Os sedimentos 
gradam de cascalhos (até blocos e matacões), nas porções proximais, a lamas nas porções distais. b) Este rio apresentou acentuada migração 
dos canais distributários para oeste nas últimas centenas de anos. Fontes: a) Imagem Landsat obtida em fevereiro de 1977, reproduzida de 
Short Sr., N. M. & Blair Jr., R.W. Geomorphology from space. Houston: National Aeronautics and Space Administration, 1986. 273 plates - NASA/
Divulgação; b) modificado de Holmes, A. Principles of Physical Geology. Nova York: The Ronald Press, 1965. p. 1288.
317
Depósitos aluviais no registro geológico 
O estudo dos depósitos aluviais, fundamentado em modelos estabelecidos a partir da ob-
servação de depósitos recentes, permite 
a caracterização dos processos hidrodi-
nâmicos e a compreensão da evolução 
sedimentar dos depósitos antigos. Os 
depósitos aluviais apresentam grande 
importância econômica como hos-
pedeiros de recursos minerais (como 
urânio e depósitos de placer com dia-
11.4.1 Como se analisam 
fácies em depósitos aluviais?
A análise de fácies é efetuada com o 
levantamento e a descrição de seções, 
visando caracterizar um corpo rochoso 
a partir da combinação particular de lito-
11.4
Os depósitos aluviais são um importante componente da história geológica e ocorrem em contextos 
geotectônicos distintos e em vários períodos. Em função disso, podem constituir indicadores sen-
síveis dos controles exercidos pelo tectonismo e pelas variações do nível do mar na sedimentação.
mantes, cassiterita e ouro - ver capítulo 
19), energéticos (carvão, petróleo e gás 
- ver capítulo 18) e hídricos (água subter-
rânea - ver capítulo 17).
Para a análise e interpretação dos 
depósitos aluviais e seus processos gera-
dores, os geólogos valem-se do conceito 
de fácies, entendido como o conjunto 
de características descritivas de um cor-
po sedimentar que permitem interpretá-
-lo como o produto de um determinado 
tipo de processo deposicional. O método 
da análise de fácies baseia-se na com-
paração de perfis verticais e seções em 
afloramentos com modelos, sucessões 
e associações de fácies (Quadro 11.1). 
Os modelos são elaborados para repre-
sentar, em sua essência, a combinação 
de feições de depósitos sedimentares 
recentes e antigos e permitir a caracteri-
zação dos diferentes sistemas deposicio-
nais envolvidos. 
logias e estruturas físicas e biológicas que 
permitam discriminá-lo dos corpos ro-
chosos adjacentes. Este corpo então indi-
vidualizado corresponde a uma fácies. As 
diferentes fácies reconhecidas podem ser 
agrupadas em associações ou sucessões 
de fácies, com o intuito de generalizar, ca-
tegorizar e simplificar as observações da 
variabilidade litológica de um modelo ou 
de uma bacia. 
Para a análise de fácies, pode ser em-
pregada uma classificação formulada por 
Fácies podem ser definidas como corpo rochoso caracterizado 
por uma combinação particular de litologia, estruturas físicas e 
biológicas, as quais lhe conferem aspecto diferente dos corpos de 
rocha adjacentes. As fácies podem ser reunidas em associações ou 
sucessões. Uma associação de fácies compreende um grupo ge-
neticamente relacionado entre si e que possui significado ambien-
tal. A sucessão de fácies refere-se à mudança vertical progressiva 
em um ou mais parâmetros, como a granulação e estruturas sedi-
mentares, entre outros. Um sistema deposicional corresponde à 
assembleia tridimensional de litofácies (fácies definidas com base 
em seus atributos litológicos) geneticamente relacionadas em ter-
mos de processos e ambientes. O trato de sistemas representa a 
interligação entre sistemas deposicionais contemporâneos.
Os modelos de fácies representam o sumário do sistema deposi-
cional em particular e envolvem vários exemplos de sedimentos 
recentes e rochas sedimentares antigas. Roger G. Walker, sedi-
mentólogo canadense e um dos formuladores desses conceitos, 
considera que os modelos de fácies devem reunir informações 
provenientes de diferentes exemplos de um sistema deposicional 
específico, o qual, além de ser utilizado como ponto de referência 
para interpretação de novos casos estudados, deve permitir infe-
rências a partir de um número limitado de dados obtidos nestes 
novos casos como ilustrado no fluxograma da figura 11.18. 
Figura 11.18 – Relações entre fácies, ambientes deposi cio nais, 
sistemas deposicionais e tratos de sistemas deposicionais 
Fonte: modificado de Walker, R. G. Facies, facies models and 
modern stratigraphic concepts, in.: Walker, R. G. & James, N. P. 
(eds.) Facies models: response to sea level change. St. John’s, 
Geological Association of Canada, 1992, p.1-14.
Quadro 11.1 – Modelos de fácies
318
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Figura 11.19 – Método de descrição de um depósito fluvial, com a identificação de superfícies limitantes (tracejado), caracterização das litofá-
cies (códigos representados por letras, conforme a tabela 11.3) e determinação de atributos vetoriais, como paleocorrentes (setas, indicando 
o rumo do mergulho de camadas frontais de estratos cruzados em relação ao norte geográfico). Formação Itaquaquecetuba, Cenozoico, bacia 
de São Paulo. Fonte: painéis elaborados por P. A. Neto.
Andrew D. Miall, sedimentólogo inglês, 
que utiliza códigos de litofácies, compos-
tos por uma letra inicial maiúscula, que 
representa a granulação do material, se-
guida por uma ou duas letras minúsculas, 
que indicam as estruturas sedimentares 
presentes. Dessa forma, pode-se inter-
pretar cada litofácies em termos de sua 
origem hidrodinâmica e posição nas di-
ferentes fácies do sistema fluvial (Tabela 
11.3). Atualmente, este método é muito 
difundido entre os sedimentólogos, sen-
do empregado também para outros ti-
pos de sistemas deposicionais, tanto para 
registros modernos quanto antigos.
No estudo dos depósitos aluviais, 
emprega-se o método da aproxima-
ção sucessiva, ou zoom, partindo-se da 
observação mais geral, em escala de 
afloramento,onde são identificadas su-
perfícies limitantes, de corpos maiores, 
suas geometrias internas e externas, 
suas relações com os corpos adjacentes, 
até a observação de mais detalhe, quan-
do porções do depósito são estudadas 
individualmente, correspondente à aná-
lise de fácies (Figura 11.19). 
Esses procedimentos e classificações 
podem ser relativamente bem aplica-
dos para sistemas fluviais atuais, onde é 
possível a observação direta da morfo-
logia dos canais, dos processos erosivos 
e sedimentares atuantes, bem como da 
distribuição tridimensional dos depósi-
tos. Entretanto, a definição e distinção 
de tipos de padrões para sistemas flu-
viais antigos, a partir de afloramentos, 
em geral, alterados e descontínuos, po-
dem ser confusas e de difícil execução. 
O método de análise de fácies em seções 
verticais pode não ser suficiente para re-
presentar adequadamente as variações 
laterais e tridimensionais da composição 
e geometria dos depósitos sedimentares. 
Assim, existem métodos complemen-
tares, com base nos denominados ele- 
mentos arquitetônicos (ver leitura reco-
mendada no final deste capítulo). 
Programas computacionais específi-
cos vêm sendo desenvolvidos e aprimo-
rados para auxiliar nesses procedimentos, 
nas diferentes escalas, desde a simulação 
de formas deposicionais até o estabeleci-
mento do arranjo tridimensional de fácies 
em depósitos de diferentes naturezas. Tais 
aplicações são particularmente relevan-
tes ao estudo de meios porosos como 
reservatórios de fluidos – água, petróleo 
e gás – uma vez que o volume armazena-
do depende das variações litológicas, da 
forma e do tamanho do reservatório.
11.4.2 Modelos 
deposicionais
Dada a grande variabilidade dos fato-
res que controlam os diferentes tipos de 
rios e leques aluviais, é possível elaborar 
uma infinidade de modelos deposicio-
nais. Leques aluviais de climas áridos e 
319
Tabela 11.3 – Litofácies associadas a depósitos aluviais. Fontes: Riccomini, C. & Coimbra, A. M., Sedimentação em rios anastomosados e 
entrelaçados. Boletim do Instituto de Geociências, USP, Série Didática, 1993. 6:44p.; Miall, A. D. Lithofacies types and vertical profile models 
in braided river deposits: a summary, in: Miall, A. D. (ed.). Fluvial Sedimentology. Calgary, Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir 
5, 1978, p. 597-604.
Litofácies Classificação litológica Estruturas sedimentares Interpretação
Gms
OAAS, ortoconglomerados arenosos susten-
tados por areia e PLS, paraconglomerados 
sustentados por lama
Maciços Depósitos de fluxo de detritos
Gm
O, ortoconglomerados e OACS, ortoconglo-
merados arenosos, ambos sustentados por 
clastos
Maciços ou grosseiramente estratifi-
cados (acamamento horizontal, 
imbricação de clastos)
Barras longitudinais, depósitos 
residuais de canais, depósitos 
de peneiramento com estrutura 
gradacional inversa
Gt
AC, arenitos conglomeráticos e OAAS, orto-
conglomerados arenosos sustentados por 
areia
Estratificação cruzada acanalada Preenchimento de canais
Gp AC, arenitos conglomeráticos e OAAS, ortocon-glomerados arenosos sustentados por areia Estratificação cruzada planar Barras linguoides
St
A, arenitos, a AC, arenitos médios a muito 
grossos, conglomeráticos, podendo conter 
grânulos e seixos
Estratificações cruzadas acanaladas 
isoladas (θ) ou agrupadas (π) Dunas (regime de fluxo inferior)
Sp
A, arenitos, a AC, arenitos médios a muito 
grossos, conglomeráticos, podendo conter 
grânulos e seixos
Estratificações cruzadas acanaladas 
isoladas (α) ou agrupadas (ο)
Barras linguoides transversais e 
ondas de areia (regime de fluxo 
inferior)
Sr A, arenitos muito finos a grossos Marcas onduladas de todos os tipos Ondulações (regime de fluxo inferior)
Sh A, arenitos muito finos a muito grossos, podendo conter grânulos
Laminação horizontal, lineação de 
partição ou de fluxo
Fluxo acamado planar (regimes 
de fluxo superior e inferior)
Sl A, arenitos finos Estratificação cruzada de baixo ângulo (< 10o)
Preenchimento de sulcos, rom-
pimento de diques marginais, 
antidunas
Se A, arenitos com intraclastos Sulcos erosivos com estratificação cruzada incipiente Preenchimento de sulcos
Ss A, arenitos finos a grossos, podendo incluir grânulos)
Sulcos amplos e rasos incluindo 
estratificações cruzadas tipo η Preenchimento de sulcos
Sse, She e 
Spe A, arenitos Análogos a Ss, Sh e Sp Depósitos eólicos
Fl AP, arenitos pelíticos, PA, pelitos arenosos e P, pelitos
Laminação fina, ondulações de 
amplitude muito pequena
Depósitos de transbordamento 
ou de decantação de enchentes
Fsc P, pelitos Laminada a maciça Depósitos de áreas pantanosas ou planície de inundação
Fcf P, pelitos, localmente com moluscos de água doce Maciça Depósitos de pântanos alagadiços
Fm P, pelitos Maciça, com gretas de contração (ressecação) Depósitos de transbordamento
Fr P, pelitos Marcas de raízes Camadas pelíticas sotopostas a camadas de carvão (underclay)
C Carvão, pelitos carbonosos Restos vegetais, filmes de lama Depósitos de pântano
P Carbonatos (calcretes) Feições pedogenéticas Solos
úmidos, assim como rios entrelaçados, 
meandrantes e anastomosados, entendi-
dos como termos extremos das propos-
tas de classificação, possuem elementos 
característicos que podem ser utilizados 
para finalidades didáticas.
Sistema de leques aluviais
Os modelos deposicionais para 
leques aluviais foram originalmente 
elaborados considerando as feições 
como distributários do sistema flu-
vial. Os estudos já desenvolvidos são 
praticamente restritos às regiões de 
clima árido, com forte escoamento 
superficial e transporte de clastos 
de granulação grossa resultantes da 
desagregação mecânica das rochas. 
Assim, com frequência, os leques alu-
320
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
viais são tratados em conjunto com 
os rios entrelaçados. Em contraparti-
da, só recentemente começaram a ser 
formulados modelos deposicionais 
mais robustos para leques aluviais de 
climas úmidos.
Leques aluviais de clima árido
As porções proximais dos leques 
aluviais são normalmente caracte-
rizadas pela presença de depósi-
tos com ampla variação litológica, 
contendo desde seixos até blocos. 
Nesses locais, durante os longos pe-
ríodos secos, a desagregação mecâ-
nica produz detritos em abundância, 
os quais são remobilizados durante 
as chuvas torrenciais que ocorrem 
de forma esporádica. Essa remobili-
zação pode processar-se mediante 
dois tipos de eventos rápidos e ener-
géticos, os fluxos de detritos coesivos 
e as enchentes em lençol. Os fluxos 
de detritos coesivos correspondem a 
corridas de lama contendo clastos de 
granulação grossa, enquanto que as 
enchentes em lençol são fluxos rasos 
de água corrente não confinadas em 
canais, portanto capazes de cobrir 
grandes áreas na superfície de leques 
aluviais ou planícies fluviais. Logo, o 
tipo de remobilização depende da 
disponibilidade de argila na fonte 
e durante a evolução do processo 
de transporte num mesmo sistema 
de leque.
Os perfis típicos para os leques 
aluviais proximais compreendem 
basicamente uma sucessão de de-
pósitos de fluxo de detritos (Figuras 
11.20 e 11.21) ou enchente em len-
çol, atingindo individualmente es-
pessuras métricas, embora por vezes 
seja difícil a separação dos diferentes 
fluxos em afloramentos. Os depósitos 
de fluxo de detritos são constituídos 
por lamas seixosas a arenosas. Apre-
sentam bases abruptas e aplainadas 
e padrão lobado, exceto quando alo-
jados ao longo de canais. Em geral, 
os depósitos de enchente em lençol 
são tabulares e compostos por cas-
calhos e areias com estratificação 
plano-paralela. 
Nos leques aluviais da posição 
intermediária a distal predominam 
depósitos de granulação mais fina, 
compostos principalmente por la-
mas seixosas nas porções interme-
diárias a arenosas e argilosas nas 
distais (dominadas por fluxos de de-
tritos, em ciclos que mostram gros-seira diminuição da granulação das 
partículas sedimentares para o topo 
(ciclos granodecrescentes), podendo 
ocorrer calcretes nas terminações dos 
leques. Em leques dominados por 
enchente em lençol, as porções dis-
tais são caracterizadas por areias 
finas laminadas, eventualmente in-
tercaladas com depósitos lacustres.
Leques aluviais de clima úmido
Nos megaleques aluviais desen-
volvidos em regiões de clima úmido, 
a sedimentação ocorre em canais 
fluviais. Estudos realizados por M. L. 
Assine e P. C. Soares, geólogos brasilei-
ros, permitiram verificar que a morfo-
logia do megaleque do rio Taquari (ver 
figura 11.17) é marcada pelos traços 
de uma grande quantidade de canais 
abandonados, em parte ativos duran-
te as cheias. A sedimentação é carac-
terizada por processos provavelmente 
cíclicos de construção e abandono de 
lobos deposicionais arenosos durante 
Figura 11.21 – No sopé do maciço alcalino de Itatiaia, estado do 
Rio de Janeiro, ocorrem intercalações de depósitos de fluxos de 
detritos, contendo blocos arredondados de rochas alcalinas, com 
depósitos de corridas de lama em antigo leque aluvial da formação 
Resende (Oligoceno). Foto: C. Riccomini.
Figura 11.20 – Depósito de fluxo de detritos contendo blocos métri-
cos de rochas do embasamento na porção proximal de leque aluvial 
da formação Resende (Oligoceno), junto à borda norte da bacia de 
Resende, estado do Rio de Janeiro. Foto: C. Riccomini.
321
o Quaternário. O lobo atual está sen-
do construído por um rio meandrante, 
com vários locais de rápido abandono 
do canal e de formação de depósitos 
de rompimento de diques marginais. 
Sistema fluvial entrelaçado
Rios entrelaçados são caracte-
rizados pelo amplo predomínio da 
carga de fundo. Possuem razão lar-
gura/profundidade do canal normal-
mente maior que 40, comumente 
excedendo 300. A formação de ca-
nais entrelaçados é favorecida pela 
presença de declividades médias a 
altas, abundância de carga de fundo 
de granulação grossa, grande va-
riabilidade na descarga e facilidade 
de erosão das margens. Canais en-
trelaçados são desenvolvidos pela 
seleção das partículas, com a depo-
sição de material de frações granu-
lométricas que o rio não consegue 
transportar. A diminuição progressi-
va da declividade leva à menor gra-
nulação do material que compõe 
a carga de fundo. A deposição da 
carga de fundo propicia o desenvol-
vimento de barras que obstruem a 
corrente e ramificam-na, processo 
este facilitado nos casos em que as 
margens sejam facilmente erodi-
das, com consequente aumento do 
Figura 11.22 – Bloco-diagrama com as principais feições constituintes de um rio entrelaçado distal. As setas indicam as direções de fluxo. 
1) planícies de areia emersas recobertas com ondas de areia; 2) ilha coberta por vegetação; 3) núcleo emerso; 4) barra submersa cruzada ao canal; 
5) dunas de cristas sinuosas; 6) depósitos residuais de canais. Fonte: modificado de Cant, D. J. & Walker, R. G. Fluvial processes and facies se-
quences in the sandy braided South Saskatchewan River, Canadá. Sedimentology, 1978, v. 25, p. 625-648.
a b
Figura 11.23 – Depósito de barra longitudinal de cascalhos na porção proximal de um rio entrelaçado atual (a) e depósito antigo de natureza 
semelhante em terraço fluvial do mesmo rio (b), mostrando a persistência do processo no tempo geológico. Exposições ao longo do rio do 
Braço (município de Cruzeiro, estado de São Paulo. Fotos: a) C. Riccomini; b) F. Mancini.
5
4
3
3
1
1
2
6
322
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
suprimento de material detrítico. 
Também a variação na descarga 
de um rio afeta sua capacidade de 
transporte: a ocorrência de períodos 
nos quais o rio não possui energia 
para transportar toda sua carga de 
fundo conduz à formação de barras 
e à ramificação do fluxo.
Especial atenção vem sendo dada 
à classificação dos diferentes tipos 
de depósitos nos rios entrelaçados 
e vários modelos básicos foram de-
finidos (Figura 11.22). Entretanto, um 
mesmo rio pode apresentar modelos 
deposicionais distintos, conforme 
a posição de um determinado seg-
mento do canal em relação à cabe-
ceira, ou ainda como decorrência 
da variação de sua energia de trans-
porte, por exemplo, na enchente e 
na vazante. Dessa maneira, os rios 
entrelaçados podem ser analisados 
em função de sua posição na bacia 
Figura 11.25 – Afloramento de areias e 
cascalhos da formação Itaquaquecetuba, 
Cenozoico da bacia de São Paulo, mos-
trando a predominância de depósitos 
fluviais entrelaçados distais, na porção 
inferior, e proximais, na porção superior 
da exposição: 1. Troncos fósseis carboni-
ficados; 2. Brechas com clastos de argila; 
3. Conglomerados; 4. Lâminas e camadas 
com concentração de clastos milimétricos 
de lama arenosa ricos em matéria orgâni-
ca; 5. Arenitos médios a grossos com es-
tratificação cruzada. Foto: A. M. Coimbra.
Figura 11.24 – Depósitos de barras longitudinais de cascalhos intercalados com areias (porção 
intermediária de um antigo rio entrelaçado) da formação Ponta Porã (Cenozoico), na região entre 
Bela Vista e Jardim, estado do Mato Grosso do Sul. Visão geral (a) da estratificação horizontal 
dos cascalhos e um detalhe (b) da imbricação dos clastos, indicando sentido de transporte para 
o lado direito da foto. Fotos: C. Riccomini. 
a
b
de drenagem, se proximais, interme-
diários ou distais. 
Depósitos de rios entrelaçados 
proximais
Os depósitos proximais de rios 
entrelaçados são normalmente cas-
calhosos e dominados por depósitos 
rudáceos sustentados pelo cascalho, 
maciços ou grosseiramente estrati-
ficados; neste último caso formam 
barras longitudinais (alongadas pa-
ralelamente ao canal fluvial) cons-
truídas durante as enchentes (Figura 
11.23). De maneira subordinada, in-
cluem depósitos rudáceos susten-
tados pelo cascalho a areias com 
estratificações cruzadas, depositados 
durante as fases de enfraquecimento 
das inundações e redução da pro-
fundidade. Podem constituir ainda 
ciclos granodecrescentes de peque-
na escala, até métrica. As unidades 
arenosas são depositadas em canais 
abandonados ou em continuidade 
de barras de cascalhos, à medida 
que as barras emergem durante o 
rebaixamento do nível de água.
Depósitos de rios entrelaçados 
intermediários
Os rios entrelaçados intermediários 
podem incluir depósitos cíclicos gra-
nodecrescentes desenvolvidos em ca-
nais ativos e bem definidos, cuja carga 
de fundo é essencialmente constituí-
da por areia e cascalho. O desnível do 
topo das barras em relação ao fundo 
dos canais chega a atingir dimensões 
métricas. Os sedimentos mais grossos 
ocorrem nas porções mais profundas 
dos canais, constituindo, por vezes, 
barras longitudinais de cascalhos ma-
ciços com grosseira estratificação ho-
323
4m
1
2
3
rizontal e clastos imbricados (Figura 
11.24). Ocorrem também em barras 
transversais de areias localmente cas-
calhosas com estratificações cruzadas 
planares e barras lobadas de areias 
cascalhosas com estratificação cruzada 
planar. Segmentos parcialmente inati-
vos podem receber sedimentação de 
areias e cascalhos durante as cheias. 
Depósitos de rios entrelaçados distais
As porções distais de sistemas flu- 
viais entrelaçados correspondem 
a rios normalmente largos e rasos, 
sem diferenciação topográfica clara 
entre as porções ativas e inativas. Os 
depósitos raramente são cíclicos e 
correspondem predominantemente 
a barras arenosas ou megaondula-
ções (depósitos gerados pela rápida 
desaceleração da carga sedimentar 
ao ser introduzida em um corpo de 
água), construindo sucessões de li-
tofácies de areias com estratificação 
cruzada. Areias com laminações on-
duladas e siltes podem ocorrer no 
topo das barras.
Novamente vale lembrar a exis-
tência de transições entre os tipos 
de depósitos; da alternância vertical 
de depósitos de diferentes porções 
no sistemafluvial entrelaçado (Figu-
ra 11.25), bem como da intercalação 
de depósitos fluviais entrelaçados e 
de leques aluviais em virtude da va-
riação na descarga e/ou existência 
de tectonismo durante a deposição 
(Figura 11.26).
Sistema fluvial meandrante
O sistema fluvial meandrante 
é caracterizado pela presença de 
canais com alta sinuosidade e ra-
zão largura/profundidade do canal 
menor que 40, onde predomina o 
transporte de carga em suspensão. 
A migração lateral dos canais ocorre 
pela erosão progressiva das margens 
côncavas e pela sedimentação nos 
leitos convexos dos meandros.
O modelo para o sistema fluvial 
meandrante compreende uma asso-
ciação de fácies característica e que 
apresenta relações internas com-
plexas durante a evolução do canal. 
A presença de barras de pontal com 
superfícies de acréscimo lateral, as 
planícies de inundação bem desen-
volvidas e a decrescência ascenden-
te da granulometria e do porte das 
estruturas sedimentares são consi-
deradas características típicas dos 
depósitos sedimentares gerados nesse 
sistema (ver figuras 11.27 e 11.28). 
Em consequência, são diversos os 
tipos de depósitos encontrados em 
um rio meandrante, desde depósitos 
de canais, de barras de pontal, de 
atalho, de meandros abandonados, 
de diques marginais, de rompimen-
to de diques marginais até planície 
de inundação.
Depósitos de canais 
Os depósitos de canais englo-
bam os sedimentos mais grossos de 
um sistema fluvial meandrante, situa-
dos na parte mais profunda do leito 
(ver figuras 11.27 e 11.29). Litologi-
camente, predominam cascalhos e 
areia grossa a média, com estratifi-
cações cruzadas. No local, podem 
ocorrer intraclastos argilosos resul-
tantes da queda de blocos erodidos 
das margens em virtude da migração 
do canal.
Depósitos de barras de pontal
Os depósitos de barras de pontal 
(point bar), de composição arenosa 
a cascalhenta, com diminuição de 
Figura 11.26 – Seção colunar mostrando 
intercalação entre depósitos de arenitos 
fluviais de rios entrelaçados e de lamitos 
da porção distal de leque aluvial: 1. arenito 
conglomerático a conglomerado com estra-
tificações cruzadas; 2. lamito argiloarenoso; 
3. lamito argiloso. Formação Resende, Oli-
goceno da bacia de Resende, estado do 
Rio de Janeiro. Fonte: modificado de Melo, 
M. S.; Riccomini, C.; Almeida, F. F. M.; Hasui, 
Y., Sedimentação e tectônica da bacia de 
Resende - RJ. Anais da Academia Brasileira 
de Ciências, 1985, v. 57, p. 467-479. 
324
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Figura 11.28 – O rio Paraíba do Sul ao atravessar os terrenos sedimentares da bacia de Taubaté apresenta marcante padrão meandrante. No trecho ilus-
trado, a oeste de Caçapava, estado de São Paulo, são observados inúmeros meandros abandonados por atalhos em corredeira. As manchas brancas 
indicam áreas de extração de areia nas barras de pontal. Foto: Secretaria da Agricultura do Estado de São Paulo, SP-31, obtida em julho de 1973.
500 m
Meandros
abandonados
8
5
4
3
3
1
2
6
6
7
8
8
9
Figura 11.27 – Bloco-diagrama com as principais feições constituintes de um rio meandrante. 
1) canal fluvial; 2) barra de pontal; 3) dique marginal; 4) depósito de rompimento de dique 
marginal; 5) meandro abandonado; 6) atalho em corredeira; 7) atalho em colo; 8) planície de 
inundação; 9) bacia de inundação. Fonte: modificado de Walker, R. G. & Cant, D. J. Sandy 
fluvial systems, in: Walker, R.G., (ed.), Facies models. Ontario: Geological Association of 
Canada, 1984. p.71-89.
granulação para cima, formam-se 
pela erosão dos sedimentos das mar-
gens côncavas, os quais são deposi-
tados pelo processo de acréscimo 
lateral nas margens convexas dos 
meandros seguintes. O acréscimo 
lateral é responsável pela migração 
do canal e depende de vários fato-
res, dentre os quais a sinuosidade 
do canal e o tipo e a quantidade de 
carga transportada. No acréscimo 
lateral as superfícies deposicionais 
não são horizontais, mas mergulham 
no sentido do talvegue do meandro, 
formando estruturas sigmoidais para 
o interior do canal (Figura 11.30). 
Depósitos de atalho e meandros 
abandonados
Um meandro pode ser abando-
nado gradualmente por atalho em 
corredeira (chute cutoff), quando o 
325
Figura 11.29 – Depósito de canal de rio meandrante da Formação São Paulo, Oligoceno - 
Mioceno da bacia de São Paulo, nos arredores de Santa Isabel, estado de São Paulo. Foto: 
A. M. Coimbra.
Figura 11.30 – Exposição de seção transversal de um rio meandrante da Formação São 
Paulo na região de Guararema, estado de São Paulo, mostrando estratificação cruzada sig-
moidal, na parte centro-esquerda da foto, e depósito de meandro abandonado (oxbow lake), 
na porção central e centro-direita da foto. Foto: C. Riccomini.
canal passa a ocupar antigos locais 
de sedimentação e o fluxo diminui 
aos poucos (ver figura 11.27), por 
atalho em colo (neck cutoff), quando 
ocorre abertura de um novo canal 
entre dois meandros ou ainda por 
avulsão (rápida mudança do curso 
do canal fluvial, normalmente du-
rante eventos de inundação) de vá-
rios meandros concomitantemente. 
Com a avulsão, forma-se um lago 
de meandro abandonado (oxbow 
lake), com depósitos predominan-
temente pelíticos (Figura 11.30), por 
vezes com turfa. Quando cortam as 
barras de pontal, os canais de atalho 
em corredeira podem ser reconhe-
cidos pela presença de cascalhos e 
estratificações cruzadas acanaladas 
interrompendo a sequência grano-
decrescente ascendente da barra de 
pontal; situação análoga pode tam-
bém ser observada em depósitos da 
planície de inundação. Pode ocorrer 
ainda o abandono de um segmento 
do canal pela captura por outro canal 
ou por avulsão, em geral relacionado 
à atividade tectônica. Nestes casos, 
com a diminuição repentina do aflu-
xo de sedimentos de carga de fundo, 
o canal é vagarosamente preenchido 
por material em suspensão da planí-
cie de inundação, formando corpos 
de argilas restritos e alongados sobre 
depósitos cascalhosos e arenosos tí-
picos de canal.
Depósitos de diques marginais
Os corpos elevados, alongados 
em faixas sinuosas junto às bordas 
do canal, denominados de diques 
marginais (natural levees), formam-se 
em períodos de inundação. Quando 
ocorre a invasão da planície de inun-
dação, por causa do extravasamen-
to das águas do canal, a velocidade 
de transporte diminui bruscamente; 
com isso, depositam-se areias finas 
próximo às margens sob a forma 
de feição com seção triangular. Os 
depósitos associados são caracteri-
zados pela presença de camadas de 
areias médias a finas, com estratifica-
ções onduladas de pequeno porte 
(centimétricas), associadas a argi-
las laminadas. Por constituir feição 
elevada na planície de inundação, 
o dique marginal frequentemente 
é coberto por vegetação, podendo 
preservar marcas de raízes, fragmen-
tos orgânicos, paleossolos e gretas 
de contração.
326
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Depósitos de rompimento de 
diques marginais
Durante enchentes de grande 
porte (ver quadro 11.2), a energia 
do fluxo do rio pode romper o di-
que marginal, formando canais 
efêmeros e pouco definidos que 
se espalham sobre os depósitos de 
planície de inundação, geralmente 
com extensão de poucos metros, 
em casos excepcionais atingindo 
algumas centenas de metros. Cons-
tituem os depósitos de rompimento 
de diques marginais (crevasse splay) 
e são compostos de areias e argi-
las que podem se misturar com os 
depósitos do dique marginal e da 
planície de inundação, formando 
muitas vezes brechas com intra-
clastos de argila erodida da própria 
planície de inundação. Ocorrem es-
truturas sedimentares como estrati-
ficação cruzada de pequeno porte, 
laminações cruzadas de ondulações 
cavalgantes (climbing-ripples), lami-
nação plano-paralela e estruturas 
de corte-e-preenchimento.
Depósitos de planíciede inundação
A planície de inundação (flood 
plain) é a área relativamente plana e 
alongada adjacente a um rio, cober-
ta por água nas épocas de enchente. 
Nela predominam os processos de 
suspensão, gerando coberturas cen-
timétricas de silte e argila laminadas 
de forma uniforme (Figura 11.31). A 
planície de inundação apresenta-se 
intensamente vegetada, podendo 
formar significativos depósitos de 
restos vegetais e horizontes de solos, 
além de outras feições como biotur-
bações, marcas de raízes, gretas de 
contração e depósitos de turfa. O ter-
mo bacia de inundação (flood basin) é 
reservado às partes mais baixas dessa 
planície, constantemente inundadas. 
Sistema fluvial anastomosado
Os sistemas fluviais anastomo-
sados consistem um complexo de 
canais de baixa energia, interconec-
tados, desenvolvidos, sobretudo, em 
regiões úmidas e alagadas, e for-
mando várias ilhas alongadas reco-
bertas por vegetação (Figura 11.32). 
Entretanto há exceções, permitindo 
que esse tipo de sistema possa ocor-
rer sob condições climáticas áridas. 
Os rios entrelaçados caracterizam-se 
pela baixa razão largura/profundida-
de do canal, a qual pode ser inferior a 
10, e pela alta sinuosidade, superior a 
2. Normalmente, os detritos são trans-
portados como carga em suspensão 
ou mista, embora esses rios possam 
transportar sedimentos grossos em 
abundância por ocasião das chuvas.
A baixa declividade dos canais e 
sua sinuosidade provocam frequen-
temente o extravasamento do canal 
e a deposição de siltes e argilas. As 
áreas de acumulação de turfa, áreas 
pantanosas e lagoas de inundação 
ocupam mais de dois terços da área 
de um sistema fluvial anastomosado 
em terrenos úmidos.
Os rios anastomosados são carac-
terizados pela presença de dois ou 
mais canais estáveis e ocorrem em 
regiões de subsidência em relação ao 
nível de base regional. Observações 
de campo e estudos experimentais 
demonstraram que a estabilidade 
dos canais é fortemente condicio-
nada pela presença de vegetação; 
a resistência à erosão de margens 
com vegetação, especialmente raízes, 
pode ser 20 mil vezes maior do que 
para margens sem vegetação. Climas 
úmidos, propícios ao desenvolvimen-
to de vegetação, são mais favoráveis 
para a implantação desse tipo de 
sistema. Tais condições, todavia, po-
dem conduzir também à formação 
de rios meandrantes. Entretanto, os 
rios anastomosados apresentam pou-
ca migração dos canais e ausência de 
barras de pontal, o que os diferencia, 
portanto, dos rios meandrantes. 
Figura 11.31 – Camadas horizontais de siltitos e argilitos intercalados, de depósitos de 
planície de inundação da formação Fonseca, Cenozoico da bacia de Fonseca, estado de 
Minas Gerais Foto: L. G. Sant’Anna.
327
6 3
8
9
7
5
4
1, 2
10
11
87
11
Figura 11.32 – Bloco-diagrama com as principais feições constituintes de um rio anastomosado. 1) área de acumulação de turfa; 2) pântano; 3) lagoa de 
inundação; 4) dique marginal; 5) depósito de rompimento de dique marginal; 6) canal fluvial; 7) cascalho; 8) areia; 9) turfa; 10) silte arenoso; 11) lama. 
Fonte: modificado de Smith, D. G. & Smith, N. D., Sedimentation in anastomosed river systems: example from alluvial valleys near Banff, Alberta. Journal of 
Sedimentary Petrology, 1980; v. 50. p. 157-164.
Estudos realizados com sonda-
gens permitiram a verificação de taxas 
altas de acréscimo vertical do canal. 
A migração lateral, no entanto, seria 
baixa, em virtude da contenção pela 
vegetação. Consequentemente, a ca-
racterística diagnóstica deste sistema 
fluvial é o contato subvertical entre 
as diferentes fácies, o que torna difícil 
sua identificação em afloramentos e 
a correlação lateral entre os poços. O 
reconhecimento desses depósitos em 
subsuperfície exige uma malha muito 
densa de sondagens. A persistência 
do cenário, aliada à agradação vertical 
por influência da elevação do nível de 
base regional em relação ao do rio, é 
a responsável pela predominância de 
depósitos de transbordamento em 
rios anastomosados.
Assim, em rios anastomosados, os 
principais tipos de depósitos estão re-
lacionados ao canal e ao transborda-
mento do canal fluvial.
Depósitos relacionados ao canal fluvial
Os depósitos de canal compre-
endem cascalhos e areias grossas, os 
quais podem ser diferenciados dos 
depósitos de rompimento de diques 
marginais por apresentarem bases 
côncavas erosivas. Geralmente, a cons-
tituição dos diques marginais é siltosa, 
contendo de 10% a 20% de raízes ve-
getais em volume. Passam, lateralmen-
te, para turfeiras, pântanos ou la goas 
de inundação.
Depósitos de transbordamento 
do canal fluvial
Os depósitos de rompimento de 
diques marginais constituem camadas 
pouco espessas, centimétricas a deci-
métricas, de areia, grânulos e peque-
nos seixos. Tendem a formar corpos 
de geometria sigmoidal, com bases 
planas e sem erosão dos corpos sub-
jacentes. Os depósitos de turfa com-
preendem camadas compostas quase 
que exclusivamente por matéria orgâ-
nica particulada e/ou coloidal, com es-
pessuras centimétricas a decimétricas. 
Os depósitos de pântano são repre-
sentados por argilas siltosas a siltitos 
argilosos com conteúdo variável de 
detritos orgânicos, localmente exibin-
do empilhamento de camadas cen-
timétricas e estruturas de gradação. 
Constituem-se de depósitos de inunda-
ções sucessivas. Esses depósitos e os 
de turfeiras ocupam posições em co-
mum no sistema, sendo diferenciáveis 
por suas características sedimentares 
e pelo conteúdo em matéria orgâni-
ca. As lagoas de inundação encerram 
argilas siltosas laminadas com matéria 
orgânica vegetal esparsa, alcançando 
espessuras métricas. São conectadas 
com os canais anastomosados por 
canais estreitos e profundos, os quais 
controlam o nível de água do lago. 
328
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Historicamente as populações que se concentram às margens dos rios estão, invariavelmente, sujeitas às inundações. Os prejuízos 
anuais acumulados pelas inundações atingem cifras astronômicas.
As inundações constituem um dos principais e mais destrutivos tipos de acidentes geológicos e ocorrem quando a descarga do rio 
torna-se elevada e excede a capacidade do canal, extravasando suas margens e alagando as planícies adjacentes. Elas podem ser con-
troladas por fatores naturais ou antrópicos. Entre os fatores naturais encontram-se normalmente as chuvas excepcionais e o degelo 
(Figura 11.33). Períodos anômalos de chuva sobre as bacias de drenagem podem ocasionar a súbita elevação do nível de água dos cur-
sos fluviais, os quais, além de inundar áreas cultivadas e reduzir a disponibilidade de água potável, acarretam a destruição de constru-
ções e podem redundar na perda de vidas humanas e dos animais (Figura 11.34). Por outro lado, a ação antrópica pode ser responsável 
por grandes enchentes, como nos casos de rupturas de barragens e diques artificiais. 
Importantes obras de engenharia, como diques marginais artificiais, barragens de contenção e canalização de rios são construídas para mi-
nimizar os efeitos das enchentes, com resultados positivos, mas que também apresentam seus inconvenientes. Diques marginais artificiais 
provocam o assoreamento do canal em virtude do incremento da acumulação de sedimentos que normalmente seriam depositados nas 
planícies de inundação. Barragens de contenção, que de um lado podem ser aproveitadas para geração de energia hidroelétrica e irrigação, 
de outro retêm sedimentos e por vezes, em sua construção, acabam por alagar áreas cultiváveis, núcleos urbanos, reservas florestais, monu-
mentos históricos, sítios arqueológicos e geológicos. A canalização significa a alteração do padrão do canal de um rio, em casos extremos por 
sua retificação, de modo a aumentar a velocidade de fluxo das águas e evitar que estas atinjam o nível de inundação; pode envolver a simples 
desobstrução do canalou até seus alargamento e aprofundamento. Reduzindo-se o comprimento do canal, aumenta-se seu gradiente e, 
portanto, a velocidade de fluxo. Assim, a grande descarga associada às enchentes pode ser rapidamente dissipada. Entretanto, a canalização 
não impede a tendência de um rio meandrar e retornar ao seu curso prévio. Um exemplo, que quase todos os anos causa grande como- 
ção à população paulistana, é o das enchentes ao longo das antigas várzeas do rio Tietê e de seus tributários. As inundações ocorrem em 
função da redução da área de infiltração das águas pluviais pelas construções e pavimentações de vias públicas, levando a um rápido escoa-
mento superficial rumo a um rio originalmente meandrante e atualmente retificado, com sua planície de inundação densamente ocupada. 
Apesar dos altos custos das obras de contenção de enchentes na cidade de São Paulo – barragens de contenção (popularmente conhecidas 
como “piscinões”), canalização de rios e córregos, construção de diques marginais – uma solução para o problema está muito distante. 
A alternativa mais racional para minimizar o efeito das enchentes é o adequado planejamento da ocupação territorial, particularmente 
das áreas inundáveis, mediante a identificação de áreas de risco e o estabelecimento de regras específicas para seu uso.
Figura 11.34 – A região da confluência dos rios Mississippi e 
Missouri, nas proximidades de St. Louis, Missouri (EUA), foi 
palco de uma grande inundação em julho e agosto de 1993, 
que provocou a evacuação de mais de 50 mil pessoas, além 
de alagar grande extensão de terras cultivadas. A figura é uma 
combinação de duas imagens. A área azulada indica a extensão 
da inundação e foi delineada a partir de imagem de radar ERS-1, 
sobreposta a uma imagem SPOT que exibe os canais dos rios 
sob condições normais. Fonte: imagens produzidas pelo Institu-
te of Technology Development/Space Remote Sensing Center, 
divulgadas pela NASA/Divulgação.
Quadro 11.2 – Inundações
Figura 11.33 – A bacia do rio Potomac sofreu grande inundação entre 
6 e 9 de setembro de 1996, alguns trechos do rio se aproximaram ou 
excederam os níveis registrados durante a inundação de janeiro desse 
mesmo ano causada por extensas nevascas seguidas de fortes chuvas 
e temperaturas mais amenas. Para comparação: a) foto tomada durante 
a inundação. b) foto com o nível normal do rio mostrando rochas em seu 
leito. Fonte: NASA.
a
b
Rio Mississippi
Rio
 M
iss
ou
ri
329
Lagos
Contudo, a grande diversidade de processos formadores de lagos faz com que ocorram nas mais dife-
rentes regiões do planeta, incluindo áreas 
polares (por exemplo, o lago Vostok, na An-
tártica figura 11.35), temperadas (Grandes 
lagos, na fronteira entre os Estados Unidos 
e o Canadá), desérticas (Salar de Atacama, 
no Chile) e tropicais úmidas (lago Victória, 
na fronteira entre Uganda, Quênia e Tanzâ-
nia, na África). Essas situações incluem de-
pressões tectônicas, ambientes marginais 
em relação a geleiras, planícies de inunda-
ção de rios, planícies costeiras, depressões 
entre dunas eólicas, crateras de vulcões e 
estruturas de impacto de corpos celestes 
(astroblemas). Cerca da metade dos lagos 
conhecidos é de origem glacial e um é ter-
ço formado por processos tectônicos, par-
ticularmente em riftes (ver capítulo 16). 
A grande variedade de processos 
formadores de lagos resulta em diferen-
tes morfologias, que vão desde lagoas 
de centenas de metros quadrados, em 
planícies de inundação de rios, até o mar 
Cáspio, com seus 440.000 km2 de área; e 
desde lagos salinos de deserto, que po-
dem ter profundidade máxima de alguns 
decímetros, até o enorme lago Baikal, 
(Sibéria) com mais de 1.600 metros de 
profundidade (ver figura 11.36).
A flutuação da lâmina de água de um 
lago é função do balanço hidrológico, que 
compreende sua interação com a atmos-
fera (precipitação e evaporação), com as 
águas superficiais e com as águas subter-
râneas, incluindo as hidrotermais. Esses fa-
tores controlam a composição das águas, 
que podem ser doces ou salinas.
11.5.1 Classificação de lagos
Diferentes critérios podem ser utili-
zados para a classificação de lagos. Existe 
uma classificação baseada na origem e na 
história geológica do lago (ver tabela 11.4).
Outra classificação usual é a basea-
da na distribuição e na modificação de 
temperaturas nos lagos. Essa classifica-
ção tem grande utilidade para estudos 
sedimentológicos, pois a distribuição de 
temperaturas controla a dispersão dos 
sedimentos que chegam pelo aporte flu-
vial. Como a densidade da água varia com 
sua temperatura, normalmente os lagos 
são estratificados, com uma camada de 
água mais fria no fundo (ou hipolímnio), 
uma camada de transição (metalímnio) e 
uma camada de água mais quente na su-
perfície (epilímnio). Como regra, a estrati-
ficação de temperaturas em lagos tende 
a evitar a circulação das águas, causando 
o consumo do oxigênio das águas do 
fundo pela oxidação da matéria orgânica 
que decanta da superfície.
A estratificação normal por tempe-
ratura pode sofrer modificações, muitas 
vezes pela variação sazonal de tempera-
turas na superfície do lago, provocando 
assim a circulação das águas e a oxigena-
ção do fundo. A ação do vento na super-
fície do lago é outro fator capaz de induzir 
circulação, assim como o próprio aporte 
de águas fluviais. 
A relação entre a temperatura da água 
dos rios e a dos lagos é que determina a 
forma como ocorre o aporte de águas 
fluviais nos lagos. No caso de águas flu-
11.5
Lagos podem se formar em um grande número de situações em que se desenvolva uma 
depressão topográfica sem conexão com o oceano ou ocorra barramento de uma 
ou mais drenagens da bacia hidrográfica.
Figura 11.35 – O lago Vostok, com 
cerca de 14.000 km2 de superfície 
e 510 m de profundidade máxima, 
é o maior lago de água doce do 
mundo sob o gelo. Está situado na 
porção centro-leste da Antártica. 
Na estação de Vostok, localizada 
sobre a extremidade sul do lago, foi 
registrada a temperatura mais baixa 
do planeta (-89,3 ºC), em julho de 
1983. A superfície do lago está sob 
uma camada de gelo com cerca de 
3.750 m de espessura e presume- 
-se que ocorram sedimentos em seu 
fundo. Uma perfuração no gelo que 
recobre o lago, efetuada em 1998, 
atingiu pouco mais de 3.620 m 
de profundidade, fornecendo um re-
gistro de aproximadamente 500 mil 
anos de dados paleoclimáticos. 
Micro-organismos isolados pelo 
gelo durante o último milhão de 
anos poderão ser encontrados nos 
sedimentos e nas águas do lago. 
Fonte: Kapitsa, A. P. et al. A large 
deep freshwater lake beneath the 
ice of central East Antarctica. Natu-
re, 1996, v. 381, p. 684-686.
105 oE
77 oS
Estação
 Vostok
Vostok
1500 km
ANTÁRTICA
Lago 
Vostok
25 km
330
Capítulo 11 - Processos fluviais e lacustres e seus registros
Tipo de lago Origem
Lago tectônico (Figura 11.36) Deformação da crosta
Lago vulcânico Em crateras ou represas causadas por derrames
Lago de deslizamento Represamento de drenagens por fluxos gravitacionais derivados de escarpas
Lago glacial Erosão glacial, represamento por geleiras ou diferentes processos de formação de depressões por derretimento e deposição de sedimentos glaciais (Figura 11.36)
Lago de dissolução Dissolução de rochas (como calcários, evaporitos ou até arenitos) por percolação de água
Lago fluvial Erosão fluvial, represamento de drenagens por depósitos sedimentares ou modificação do trajeto do canal deixando meandros abandonados
Lago eólico Erosão eólica com exposição do freático ou represamento em interdunas e áreas de deposição de loess
Lago costeiros Represamento por sedimentos transportados por correntes litorâneas
Lago orgânico Represamento de origem animal ou vegetal (represas fitogências, lagos de coral ou represas de castores, por exemplo)
Lago antropogênico Represas e escavações humanas
Lago de astroblema Formado em crateras de impacto de corpos celestes
Tabela 11.4 – Classificação