Apontamentos de Geologia Sedimentar e Estratigrafia

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GEOLOGIA SEDIMENTAR E ESTRATIGRAFIA 
 
I – INTRODUÇÃO 
1. RELAÇÃO ENTRE A SEDIMENTOLOGIA E A ESTRATIGRAFIA 
 
DEFINIÇÕES: SEDIMENTOLOGIA – É o estudo dos processos de formação, 
transporte e deposição do material que se acumula como sedimento em ambientes 
continentais e marinhos e eventualmente formam as rochas sedimentares. 
 
ESTRATIGRAFIA – É o estudo das rochas e determinação da sua ordenação no 
tempo dos eventos da História de Terra. 
 
As duas disciplinas podem ser consideradas como formando uma contínua escala 
de observações e interpretações. O estudo dos processos sedimentares e seus 
produtos, permite-nos interpretar a dinâmica dos ambientes deposicionais. O 
registo destes processos em rochas sedimentares permite-nos interpretar as rochas 
em termos de ambientes. 
Para estabelecer mudanças laterais e temporais nestes ambientes passados 
(paleoambientes) é necessário um quadro cronológico. Esta cronologia fornece-
nos diferentes aspectos de estratigrafia e permite-nos interpretar as rochas 
sedimentares em termos da dinâmica incluindo ambientes. 
Os registos tectónicos e de processos climáticos através do tempo geológico são 
impressos nestas rochas nas quais também se evidencia a evolução da vida na terra. 
A Sedimentologia e a Estratigrafia são duas principais subdisciplinas da Geologia 
que antes eram tratadas separadamente, mas agora são cada vez mais tratadas duma 
forma combinada no ensino, investigação académica e aplicação económica. 
Elas podem ser consideradas conjuntamente como uma sequência de processos e 
produtos tanto no espaço como no tempo. 
A sedimentologia pode ser relacionada a prior com a formação das rochas 
sedimentares, mas logo que estas camadas de rochas forem vistas em termos de 
suas relações espaciais e temporais, o estudo transforma-se em estratigráfico. 
Se um estratígrafo pretende interpretar camadas de rochas em termos de ambientes 
do passado, a investigação torna-se sedimentológica. Daí, é lógico considerar 
Sedimentologia e Estratigrafia conjuntamente. 
 
2 – IMPORTÂNCIA E APLICAÇÃO 
 
A estratigrafia é conhecida nas ciências da terra como resultado de novos ideais 
que vêm sendo desenvolvidos nos últimos anos particularmente no conceito de 
Estratigrafia de Sequências (Sequence Stratigraphy). A nomenclatura das unidades 
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estratigráficas em diferentes áreas e as unidades biostratigráficas é ultimamente 
considerada em termos de mudanças de ambiente durante o desenvolvimento da 
bacia sedimentar. A Sedimentologia e a Estratigrafia são reconhecidas como a 
chave da compreensão de quase todos os processos terrestres uma vez que a análise 
estratigráfica fornece informação sobre os eventos da história da Terra (vide 
Diagrama 1) 
 
 
 
 Diagrama 1 – Relação Sedimentologia / Estratigrafia, como chave da compreenção dos processos terrestres na 
História da Terra 
 
A geofísica pode fornecer a base física para o comportamento da litosfera, mas o 
registo estratigráfico fornece evidências da maneira como a litosfera se comportou 
ao longo do tempo. 
 
O conceito da interpretação das rochas em termos de processos modernos que 
envolve a sedimentologia moderna, começou no século XVII, XIX (O presente é a 
chave do passado- Princípio do Actualismo). A disciplina de Sedimentologia agora 
cobre tudo, desde a análise sub-microscópica dos grãos, até a evolução de toda a 
bacia sedimentar. 
Mineralogia 
Sedimentologia Estratigrafia 
+ 
Paleontologia 
Composição 
mineralogica 
das rochas 
sedimentares 
Análise 
Paleoclimática 
Rocha mãe 
Conteúdo 
Fóssil 
Paleontologia 
Evolutiva 
(Tempo) 
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A dimensão tanto espacial como temporal dos processos em Sedimentologia e 
Estratigrafia, envolve muitas ordens de magnitude. A tabela 1 mostra as ordens de 
magnitude espacial de vários processos geológicos. 
 
Tabela 1 – Magnitude espacial dos processos geológicos 
 
MAGNITUDE 
ESPACIAL 
PROCESSO GEOLÓGICO 
108 Km Sistema Solar 
107 Km 
106 Km 
105 Km Sistema de marés 
104 Km P Processos tectónicos globais 
1000 Km 
100 Km Largura das bacias sedimentares 
10 Km 
1 Km Profundidade das bacias sedimentares 
100 m Sequências de estratos 
10 m Camadas 
1 m Estruturas sedimentares 
100 mm Cascalho 
10 mm 
1 mm Areia 
100 µm 
10 µm Argila 
1 µm 
 
• Através da comparação dos processos de hoje em dia e os seus produtos com 
as características das rochas sedimentares podem ser determinadas as 
condições físicas, químicas e biológicas da sua formação. 
• As facies deposicionais das rochas sedimentares podem ser usadas para 
determinar as condições sob as quais os sedimentos se acumularam. 
• Estudando a distribuição lateral da facies sedimentar nas rochas da mesma 
idade podemos reconstruir os paleoambientes e a sua paleogeografia. 
• O registo estratigráfico fornecido pelas rochas sedimentares pode ser 
interpretado em termos de mudanças de ambientes deposicionais ao longo 
do tempo e que estas mudanças podem reflectir processos tectónicos e 
climáticos. 
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• A escala do tempo geológico construida a partir da informação estratigráfica 
presente nas rochas fornecem-nos dados dos eventos na história da terra. 
A tabela 2 mostra a magnitude temporal dos processos geológica 
 
Tabela 2 – Magnitude temporal dos processos geológicos 
 
 MAGNITUDE 
TEMPORAL 
PROCESSOS GEOLÓGICOS 
Ga 1017 S Idade da Terra 
 1016 S Eons Períodos 
 1015 S Tempo p/ preencher 
Ma 1014 S Intervalo Idades geológicas Bacias sedimentares 
 1013 S Entre Inversão de 
 1012 S Especiais Polaridade Ciclos Climáticos 
Ka 1011 S Orogenias Magnética 
 1010 S 
 109 S 
Anos 108 S Tempo de vida Intervalo entre eventos 
Meses 107 S dos organismos deposicionais maiores 
Dias 106 S 
 105 S Ciclos de marés 
 104 S Fluxo de massas e eventos tempestuosos 
Horas 1000 S 
Min. 100 S Formação de estruturas sedimentares 
 10 S 
 1 S Queda de rochas, avalanches 
 
 
II – BACIAS SEDIMENTARES 
 
DEFINIÇÃO: Bacias sedimentares são, duma maneira geral, todas as áreas nas 
quais os sedimentos podem ser acumulados até espessuras consideráveis e 
preservados por longos períodos de tempo geológico (Einsele 1992). 
Contudo, existem áreas com uma denudação persistente, bem como regiões onde 
os processos de deposição e erosão neutralizam-se entre si, criando o que é 
conhecido como não-deposição ou omissão também denominado hiatus. O 
tamanho da bacias sedimentares é muito variável podendo atingir pelo menos 100 
Km de comprimento e dezenas de Km de largura. 
Podemos destiguir as bacias entre: 
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• Bacias activas – as que continuam acumular sedimentos; 
• Bacias inactivas e legeiramente deformada – mostrando mais ou menos a sua 
forma original e preenchimento sedimentar; 
• Bacias fortemente deformadas – nas quais o preenchimento original perdeu-
se devido a erosão, por exemplo em cadeias montanhosas. 
 
Os ambientes sedimentares ocorrem tanto no mar aberto como no continente. Para 
os sedimentos acumularem nas bacias oceânicas, deve haver um intervalo vertical 
denominado espaço de acomodação, entre o nível do mar e o fundo. 
Em ambientes marinhos, as marés, vento e as ondas geradas por correntes podem 
ser tão fortes de modo a que os sedimentos não possam seracumulados até ao nível 
do mar, mas sejam constantemente redistribuidos através da plataforma continental 
até ao mar profundo. 
 
Em bacias continentais fechadas o conceito de espaço de acomodação, torna-se 
ainda mais complicado. Nos lagos, poderá ser definido como o intervalo entre o 
fundo do lago e a superfície. 
 
Nos ambientes eólicos toma-se em consideração o nível freático, pois a areia pode 
acumular-se e preservar-se baixo do nível freático. A areia seca à superfície será 
sempre retrabalhada e transportada. 
 
A taxa de preenchimento do espaço de acomodação está em função de várias 
variáveis na bacia e na área da fonte e de drenagem dos sedimentos. As variáveis 
dentro da bacia incluem: 
• O ambiente e nível energético (ventos, ondas correntes de marés, transporte, 
deposição dos sedimentos) 
Outras variáveis intra-bacias incluem mudanças do nível do mar, que afectam a 
topo do espaço de acomodação, e a tectónica, principalmente a taxa de subsidência 
que afecta o fundo do espaço de acomodação. 
A taxa de abastacimento de sedimentos na bacia depende de muitas variáveis. 
Estes incluem o tipo e a intensidade de meteorização, erosão, transporte e área de 
drenagem. Muitas desta variáveis estão estritamente relacionados com o clima. 
Climas glacial, temperado, árido e tropical geram características de perfil de 
meteorização específicas e têm suas próprias características erosionais e de 
transporte. A vegetação é outro factor importante no controle dos parâmetros 
relacionados com o clima. 
A composição química e os parâmetros físicos das rochas na área fonte, são 
importantes no controle do volume e mineralogia do sedimento fornecido à bacia. 
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O diagrama 2 mostra a relação das variáveis que influenciam a taxa de 
sedimentação e o preenchimento da bacia sedimentar. 
 
 
 
Diagrama 2 – Varíaveis relacionadas com o clima, que influenciam a taxa de sedimentação 
da bacia sedimentar. 
 
 
 
 
Taxa de abastecimento de sedimentos é 
controlado por: 
Tipo e taxa de meteorização, erosão 
e transporte que por sua vez 
depende de: 
- Biota (flora e 
fauna) 
- Clima 
- Tipo de rocha 
(mineralogia) 
Ondas Ventos Taxa de abastecimento 
de Sedimentos 
Bacia sedimentar, Espaço de 
acomodação 
Correntes de 
marés 
Tectónica (Subsidêncis 
e levantamento) 
Meteorização, 
Erosão e 
Transporte 
Mudanças do 
nível do mar 
 
CLIMA 
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BACIAS PRÉ, SIN E PÓS-DEPOSICIONAIS 
Os movimentos tectónicos e os processos sedimentares podem interagirem de três 
diferentes maneiras. Estes critérios são usados para distinguir diferentes tipos de 
bacias sedimentares (Fig 1 – Fig 1.4 – Einsele 1992) : 
 
• Bacias Pré-deposicionais – movimentos tectónicos rápidos antecedem a 
acumulação significativa de sedimentos e criam a morfolofia da bacia que é 
posteriormente preenchida por sedimentos pós-tectónicos (Fig. 1.4 c). 
• Bacia Sin-deposicionais – A acumulação de sedimentos é afectada pelos 
movimentos tectónicos sin-deposicionais. Se a taxa de sedimentação for 
sempre suficientemente alta para compensar a taxa de subsidência, a 
direcção de transporte e as facies sedimentares mantêm-se constantes, mas 
as espessuras dos sedimentos varias com o tempo. Na Fig. 1.4b, a expessura 
dos sedimentos aumenta em direcção ao centro da bacia. Neste caso a 
estrutura da bacia é sin-deposicional. Se a taxa de sedimentação for baixa 
para preencher as áreas de subsidência, a distribuição de fácies sedimentares 
será afectada pela morfologia da bacia 
• Bacias Pós-deposicionais – A deposição dos sedimentos antecede os 
movimentos tectónicos que formam a estrutura da bacia. Desta forma não há 
ou há pouca relação entre o transporte dos sedimentos, a distribuição de 
facies e a morfologia e estrutura da bacia (Fig. 1.4a) 
 
MECANISMOS DE FORMAÇÃO DAS BACIAS SEDIMENTARES 
O espaço de acomodação pode ser criado por três processos tectónicos: 
• A subsidência pode ocorrer com um deslocamento sub-crustal do manto, 
provocando um afundimento da crusta com a compressão da crusta. Isto 
ocorre principalmente nas chamadas zonas de subducção onde são lugares 
preferenciais de uma extensiva sedimentação. 
• A sedimentação tambem pode ocorrer em grande escala onde o manto causa 
subsidência da crusta. Este processo é responsável pelas bacias 
intracratónicas. O produto vulcânico e sedimentos podem formar sequências 
de cristas das bacias de rift. 
• Sequências sedimentares tambem podem formar-se onde o peso dos 
sedimentos por si só causa depressões isostáticas da crusta. Este processo 
necessita de mecanismos exteriores para criar um vão crustal. O sítio mais 
apropriado para tal é a margem continental donde toda a bacia oceânica 
começou a ser preenchida. A sedimentação no pé da margem continental 
pode causar depressões isostáticas da crusta. 
 
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CLASSIFICAÇÃO DAS BACIAS SEDIMENTARES 
 
Processo 
Responsável 
Tipo de Bacia Situação das placa tectónicas 
Depressão crustal 
(Sag Crustal) 
Bacia intracratónica Colapso intraplaca 
 
Tensão 
Afundimento epicratónico 
 
Rift 
Margem passiva das placas 
 
Expansão do fundo oceânico 
 
Compressão 
 
Trincheiras 
Bacias forearc 
Bacias back-arc 
 
Margem activa (subducção) 
 
Falha transcorrentes 
 
Srike slip 
 
Falhas direccionais 
Movimento lateral das placas 
tectónicas 
 
 
1 – DEPRESSÃO CRUSTAL (SAG BASINS) 
Bacias geradas pela monsão divergente das placas, resultante da estrutura 
extencional e efeito termal. Em larga escala podem não ocorrer falhas marginais. A 
subsidência ocorre predominantemente como resultado do adelgaçamento da crusta 
ou como resultado do aumento da densidade da crusta subjacente por decaimento 
da temperatura duma região em relação a sua circunvizinhança. 
Descida lenta de temperatura seguida de aquecimento, provoca o afundimento da 
crusta. Sugere-se tambem que as subsidências cratónicas da bacia podem estar 
relacionadas com o decréscimo da temperatura do manto (Cold Spots) 
 
 
2 – GRABENS CONTINENTAIS E ESTRUTURAS DA ZONA DE RIFT 
São bacias alongadas estreitas, bordejadas por extensas falhas normais, As suas 
secções transversais podem ser simétricas ou assimétricas (meio graben). Se a 
crusta subjacente for ligeiramente aquecida, a litosfera pode expandir e exibir m 
entumescimento (domo). O adelgaçamento da crusta é frequentemente 
acompanhado de emanação de magmas basálticas que provocam uma rápida 
subsidêncis da zona do rift. 
A contração termal subsequente devido ao arefecimento e a grande taxa de 
sedimentação possibilita uma contínua subsidência e deposição de grandes 
quantidades de sedimentos. 
 
 
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3 – BACIAS RELACIONADAS COM A COLISÃO (COMPRESSÃO) 
(Bacias relacionadas com a subducção ou convergênca das placas) 
Nas margens das placas convergentes que incluem a litosfera oceânica, ocorre a 
subducção. Na margem das placas onde ocorre a subducção, forma se uma 
trincheira oceânica. O vulcanismo que acompanha este processo forma um arco de 
vulcões que acompanha a tendência de trincheira. Estes vulcões são chamados 
arcos vulcânicos. 
O magma começa a formar-se quando a placa descendente atinge 90 a 150 Km de 
profundidade. A taxa relativa da convergência das placas da subducção, são os 
factores determinantes: 
• Se a convergência é mais rápida que a suducção, há um encurtamento crustal 
e a sobreposição forma a chamada Retro-arc Foreland Basin – Bacia Retro-
arc Foreland. 
• Se a convergência for mais lenta que a subducção na trincheira, a placa 
superior sofre uma extensão e forma-se assim uma bacia extencional (Bacia 
extensiva – Back-arc Basin). O processo de formação deste tipo de bacias é 
semelhante ao do rifteamento e expansão tanto em direcção ao continente com 
em direcção ao arco de ilhas ou entre dois (2) arcos vulcânicos. A evolução 
destas bacias é semelhante à evolução normal das bacias oceânicas entre placas 
divergentes. 
• As Trincheirassão concavidades alongadas que se formam onde a placa 
oceânica se dobra, estando na zona de subducção. A pilha de sedimentos 
acumulados na crusta oceânica e na trincheira não é necessariamente subduzida. 
A pilha de sedimentos pode ser parcialmente empacotada e sobreposta na placa, 
formando um complexo de acrescimento (Accretion complex). 
• Bacia forearc – A largura das bacias forearc dependerá do tamanho da 
trincheira que determina o ângulo da subducção. A bacia pode ter um fundo de 
crusta oceânica ou crusta continental. A espessura dos sedimentos acumulados é 
controlada pela altura dos complexos de acrescimento. Se estes complexos 
tiverem alturas próximas do nível médio das águas do mar, a bacia forearc pode 
acumular sedimentos até esses níveis. A fonte de sedimentos para esta bacia é o 
arco vulcânico ou sedimentos continentais. 
 
4 – BACIAS RELACIONADAS COM AS FALHAS TRANSCORRENTES 
Movimentos transformes podem-se associar tanto às componentes de extensão 
como de compressão. Os sistemas de falhas transformes causam adelgaçamento da 
crusta e criam bacias alongadas chamadas (Pull-apart Basins). Se as falhas 
ocorrerem em crusta continental, podem provocar uma separação perpendicular às 
falhas transformes e iniciar a formação de nova crusta oceânica no limite das 
placas (Fig. 1.1, 1.2 e 1.3 – Einsele 1992). 
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III - AMBIENTES E FACIES DEPOSICIONAIS 
A superfície da terra pode ser classificada pelos geomorfólogos em distintas 
unidades fisiográficas, tais como cadeias montanhosas, desertos de areias, deltas, 
etc. Similarmente, os oceanógrafos definem tipos de morfologia do fundo do mar, 
tais como plataforma continental, leques submarinos e planície abissal. Tais 
estudos mostram que o número de unidades fisiográficas é finito. Por exemplo, 
lagos e deltas ocorrem na maioria dos continentes; leques submarinos estão 
espalhados pelos oceanos. Destas observações constata-se que a superfície da terra 
pode ser classificada em diferentes ambientes sedimentares. 
AMBIENTE SEDIMENTAR – tem sido definido como parte da superfície da 
terra que é fisicamente, quimicamente e biologicamente distinta das áreas 
adjacentes. Exemplos: desertos de areias, rios, deltas, leques submarinos etc.. Estes 
ambientes são caracterizados por parâmteros específicos (Tabela 3). 
 
Tabela 3 - Parâmetros dos ambientes sedimentares 
Parâmetros Físicos Parâmetros Químicos Parâmetros Biológicos 
 
. Velocidade direcção e 
variação do vento, ondas e 
fluxo de água 
. Clima 
. regime de precipitação 
. humidade etc 
 
. Composição química da 
água 
 
. Geoquímica das rochas da 
área fonte 
 
 
 
 
. Flora 
 
 
.Fauna 
 
Os ambientes deposicionais recentes podem ser sudivididos em sub-ambientes. Por 
exemplo; a linha de costa linear é composta geralmente por um complexo ilhas 
barreiras, lagunas, planícies de marés que estão entre a planície aluvionar e os 
ambientes da plataforma continental. Facies sedimentares antigas tambem podem 
ser divididas de maneira similar em sub-ambientes. A Tabela 4 mostra a 
classificação dos maiores ambientes deposicionais sedimentares, as quais geram 
significantes depósitos e podem ser indentificados com certeza em sedimentos 
antigos (afloramentos). Este esquema reconhece três principais tipos de ambientes, 
nomeadamente continental, de transição e marinho. 
 
Dentro dos ambientes continentais, os depósitos glaciais e os das cavernas são 
restritos. Os depósitos de pântanos são omitidos e podem ser considerados 
subambientes do fluvial e lacustrino. Os depósitos eólicos por exemplo podem 
formar-se nas cristas das ilhas barreiras; os deltas podem formar-se tanto nos lagos 
como no mar. 
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Tabela 4 – Classificação dos ambientes deposicionais sedimentares 
 
 Glacial 
 Fanglomerado Braided 
Continental Fluvial Anastomosado 
 Lacustrino Meandrante 
 Eólico 
 
 Lobate (Deltaico) . Terrígeno 
 
Transição . Terrígeno + 
(Shorelines) cabonático 
 Linear (Barreira) . Carbonático 
 
 
 . Recifes .Terrígeno 
 . Plataforma continental 
Marinho . Leque e canais . Carbonático 
 submarinos 
 . Pelágico 
 
 
SEDIMENTOS CONTINENTAIS 
DEPÓSITOS GLACIAIS CONTINENTAIS 
Os glaciares produzem e afectam numerosos tipos de ambientes tanto continentais 
como marinhos, a partir das zonas glaciais e peri-glaciais de hoje em dia. São 
conhecidas varidades de características dos ambientes glaciares incluindo muitas 
estruturas e padrões que podem ser observadas perto da superfície. 
 
Depósitos continentais de massas de gelo – Os glaciares em áreas de baixo relevo 
carregam consigo detritos sedimentares das áreas mais elevadas e transportam o 
material por erosão basal. Se a base de um glacial for congelada, maior será a 
quantidade de “debris” produzida e acumulada, comparativamente aos glaciares 
cuja a base é relativamente líquida (húmida) pois estes facilmente deslizam sobre o 
subestrato. Os depósitos gerados pelo gelo no seu descongelamento são 
normalmente mal sorteados e estratificados (Fig. 2.1 – Einsele) e são denominados 
diamictes e quando consolidados, diamictites. Tais sedimentos contêm tipicamente 
blocos e enormes clastos misturados com matriz de granulometria mais fina de silt 
e areias. As argilas que podia resultar da meteorização são geralmente ausentes ou 
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não jogam um papel importante nestes sedimentos pois o clima frio não favorece a 
sua formação. 
 
 
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Se os “debris” são de origem glacial, são denminados till quando não-consolidados 
e tillitos quando consolidados. 
Os debris acumulados na base do glacial são denominados till basal. Devido a 
existência de obstáculos na base do glacial, os glaciares de base congelada podem 
provocar deformação no substrato estruturas glaciotectónicas devido ao arraste e a 
fricção. Assim podem-se observar estruturas com pequenas falhas de cavalgamento 
e pequenas dobras. 
Os clastos orientam-se geralmente paralelamente a direcção do movimento do 
glacial. 
 
O descongelamento do glacial tanto à superfície como na sua base, forma a 
acumulação de entulho de sedimentos denominados melt-out till. Este processo 
ocorre onde o glacial fica estagnado. Os clastos podem também ser estriedos 
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devido a abrasão. Devido às águas correntes resultantes do degelo, o melt-out till 
pode apresentar algumas camadas estratificadas e sorteadas. 
 
Nestes ambientes, são desenvolvidas características morfológicas especiais em 
ambientes subglaciais, denomunadas drumlins, eskers, e vales de túneis. Drumlins 
e eskers são muros alongados e estreitos que se formam entre os glaciares em 
movimento e os túneis resultam da fusão e erosão pelas águas do degelo. 
 
Sedimentos fluvio-glaciais 
As Regiões pro-glaciais normalmente mostram as mesmas características de leques 
aluviais e rios de tipo braided. Enormes vales glaciais e massas de gelo 
continentais libertam enormes quantidades de debris grosseiro e fino, que é 
tranportadopelas águas do degelo para as zonas baixas pro-glaciais. 
 
 
Depósitos lacustrinos pro-glaciais 
Nos ambientes pro-glaciais, lagos são comuns. Estes são gerados pela erosão do 
substracto pelos glaciares e pela formação de moreias que servem de barreira, pelo 
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degelo de massa de gelo soterrados ou pela depressão do continente devido a 
isotasia. Estes lagos recebem água do degelo em abundância e são preenchidos em 
pouco tempo por depósito glacio-lacustrinos. 
 
Sedimentos glacio-marinhos 
O crescimento do gelo no continente e o seu consequente avanço em direcção ao 
mar durante o período glacial é acompanhado da descida do nível do mar e vice-
versa (interglacial – aumento do nível do mar). 
A carga da crusta pelas massas de gelo causa a subsidência isostática e o degelo 
causa levantamento. Contudo, tanto as flutuações do nível do mar como a 
ajustamento isostático, não agem em síncronia. 
 
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Os sedimentos glaciomarinhos são afectados pela migração da linha de costa por 
longa distância. As facies glacio-lacustrinas continentais podem assim migrar em 
direcção ao continente ou ao mar alternando com sedimentos glacio-marinhos em 
função das fluctuações do nível do mar. 
• Durante a descida do nível do mar, os glaciares podem avançar sobre o 
fundo da plataforma e depositarem a facies de “Till-outwash-periglacial 
lacustrino” no topo de facies marinhas (Fig. 2.6 a). 
• A subsequente transgressão do mar em conjunção com o aquecimento do 
clima, causa recuo drástico das margens dos glaciares, depositando os till e os 
seus sedimentos continentais-lacustrinos e os sedimentos glacio-marinhos. 
À medida que a margem do glacial está em contacto com o mar, as águas do 
degelo podem depositar leques submarinos na zona de contacto (Fig. 2.5 a) e 
desprenderem sedimentos em suspensão para o mar. Os fragmentos de gelo 
fluctuantes podem depositar o seu material em largas áreas. As suas partículas 
finas e grossas podem formar camadas estratificadas ou não estratificadas de 
diamictitos. Uma das características peculiares dos sedimentos glaciares são os 
chamados dropstones, que clastos qeu caiem e são incorporados nos sedimentos 
por gravidade, em consequência do degelo. 
Durante períodos nos quais o gelo atinge a costa marinha, podem-se formar 
depósitos de leques pro-glaciares ao longo da costa. Daí, a repetição de avamço e 
recuo das massa de gelo ao longo da plataforma continental pode resultar em 
alternância cíclica de sequencias continentais, glaciais, glaciomarinhas e 
sedimentos marinhos nomais. Contudo, devido à erosão glacial e marinha, as 
sequências são apenas parcialmente preservadas. 
 
Sumário 
Os sedimentos glaciares são variáveis tanto na textura e composição, porque são 
depositados em vários sub-ambientes. O seu material pode derivar de muitas fontes 
tanto intra-bacias como extra-bacias. 
A característica peculiar é a presença de estruturas de deformação, os dropstones e 
os depósitos lacustrinos e marinhos. 
Till e tillitos podem ser confundidos com fluxos de lama e debris flow de origem 
não glacial, se a associação com outros tipos de sedimentos não for 
suficientemente evoluida. 
 
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 22 
 
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SEDIMENTOS FLUVIAIS 
 
LEQUES ALUVIAIS E LEQUES DELTAICOS 
Leques aluviais – São pilhas de sedimentos em forma de cones, que se forma nos 
sopés das áreas elevadas onde os rios confinados em vales estreitos emergem para 
as áreas adjacentes de baixo relevo. A junção dum complexo de leques aluviais 
pode formar a chamada zona de piedmont. 
Leques Deltaicos – São aqueles que se formam nos lagos a mares. 
As áreas proximais dos leques aluviais e as partes subaérias dos leques deltáicos 
são praticamente os mesmos, mas os sedimentos subaquáticos dos leques deltáicos 
diferem fortemente dos leques aluviais. 
 
Leques aluviais 
Existem diferenças entre os leques aluviais nos climas áridos e nos climas 
húmidos. Leques aluviais das regiões áridas e semi-áridas têm sido frequentemente 
descritos enquanto os das regiões húmidas são raramente estudados. 
A sedimentação nos leques aluviais começa quando as correntes perdem a sua 
capacidade de transporte de sedimentos. Basicamente os leques aluviais são 
compostos por dois tipos de sedimentos: 
• Sedimentos de canal 
• Sedimentos de fluxo gravitacional 
Estes sedimentos são depositados tanto pelo fluxo de água em regime efemeral ou 
perenial em sistemas de canais, como pelas enxurradas. Algumas vezes, calhaus 
são concentrados localmente formando (sieve deposits) – depósitos de 
empeneiramento – com calhaus grosseiros, matações, desprovidos de matriz fino. 
Por vezes extensos fluxos de entulhos (debris flow) com matriz de areia argilosa 
atingem a parte proximal e média do leque aluvial e cobre os sedimentos pré-
existentes. Tais “debris flow” terminam em forma de lobo e concentram 
normalmente grandes blocos e matacões na margem exterior formando levees. 
Novo fluxo de massa pode cortar o levee, retrabalhar e redistribuir os sedimentos 
em grandes proporções. 
As direcções de corrente mostram um padrão readial da cabeça do leque (área 
proximal) para baixo (área distal). 
A sequência vertical pode ser irregular sem mostrar tendência particular porque é 
controlado por vários factores: 
• Controle tectónico: Processos extra-bacia controlam tendências de longo 
termo. Tais processos incluem reactivação ou aumento do relevo no 
interland. 
• Controle climático: afecta a meteorização e erosão na área da drenagem. 
 
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As sequências “coarsening upward” – aumento da granulometria para cima – 
podem reflectir crescimento do depósito durante o falhamento, i.e. levantamento da 
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área fonte ou subsidência da área do leque aluvial. Assim o leque aluvial progride 
em direcção as zonas baixas. 
Sequências de “fining upward” – diminuição da granulometria para cima –são 
geradas se uma curta fase de falhamento é seguida de recuo da escarpa e 
abaixamento do relevo das áreas elevadas. 
 
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Em ambientes pro-glaciais o mesmo fenómeno pode ser gerado de diferentes 
maneiras: Períodos de avanço do glaciar conduzem a sucessões de coarsening 
upward enquanto fining upward resultam do recuo do glaciar. 
 
A dinâmica da sedimentação nos leques aluvias tem características específicas 
(Tabela 5) em função do clima. 
 
Tabela 5 – Características dos leques aluviais em função do clima 
 
CLIMA CARACTERÍSTICAS DOS LEQUES ALUVIAIS 
Clima árido e 
semi-árido 
- Tamanho varia de poucos Km a 50 km 
- Gradiente dos canais – 1 – 3º nas áreas proximais e 0.1 – 0.5º 
na base 
- Tamanho dos grãos diminue para baixo 
Clima húmido - Gradiente mais baixo 
- Fluxo associado à variações sasonais 
- As zonas intermédias e baixas são geralmente vegetadas e 
poucos susceptíveis à erosão 
- São cortados por poucos canais 
- processos sedimentares são pouco conhecidos nas regiões 
húmidas e tropicais. 
 
 
Leques Deltaicos 
A progressão dos leques aluviais para um corpo de água – lago ou mar – forma 
leques deltaicos. Logo que os rios, carregados de grandes quantidades de 
sedimentos atingem um corpo de água, despejam o seu material. A intensidade de 
retrabalhamento, selecção e redeposição dos sedimentos ao longo da costa 
dependem da energia das ondas e em ambientes marinhos, também da amplitude 
das marés. 
 
Processos que afectam os leques deltaicos 
A associação de fácies no caso dum leque deltaico que entra num graben tectónico 
activo (lago) compreende sucessão de topset, foreset e bottom set (Fig. 2.13). 
Ocorre tambem processo de mudança de desembocadura do rio, que muitas vezes 
complica o padrão de facies devido ao deslocamento do local onde o material 
grosseiro é depositado. Assim, em conjução com a contínua subsidência, formam-
se várias sequências de coarsening upward uma em cima da outra. 
 
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Depósitos de fluxo de massas e a presença de turbiditos siltosose argilosos reflecte 
a progressão da frente deltaica para regiões mais distais. 
Quando o processo da deposição do material grosseiro ocorre durante um período 
relativamente longo de calmaria, os corpos deltaicos podem formar foresets longos 
acompanhando o declive. O resutado deste processo á a formação de e lobos 
deltaicos bem desenvolvidos conhecidos como deltas do tipo Gilbert. 
Fluctuações do nível da água nos lagos ou mares afecta tanto faceis sub-aérias 
como as facies sub-aquáticas dos leques deltaicos. Eles são reflectidos por terraços 
fluviais e depósitos grosseiros da desembocadura do rio em diversas cotas. A 
descida do nível da água no lago ou no mar, causam exposição dos depósitos 
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deltaicos e subsenquente incisão de canais fluviais no topo dos corpos deltaicos. 
Estes canais são normalmente preenchidos por sedimentos fluviais (Fig. 2.14). 
As fluctuações do nível da água causam mudanças nas características verticais e 
laterais de facies nos depósitos lacustrinos e de mar pouco profundo. 
 
 
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RIOS E AMBIENTE FLUVIAL 
 
Introdução 
O termo “fluvial” “ é usado para processos relacionados com rios. Os rios são as 
principais artérias que transportam detritos clásticos. Com excepção do material 
transportado pelos glaciares, vento ou erosão costeira, todos os depósitos clásticos 
terrígenos dos oceanos são fornecidos pelos rios. Para além de conduzirem 
sedimentos para os oceanos e lagos, os rios em si constituem um sistema 
deposicional. Os sedimentos podem acumular-se no leito do rio (depósitos de 
canal – channel depósits ) e nas áreas adjacentes, quando o rio fica inundado 
(depósitos da planície de inundação – overbank or floodplain deposits)). 
A granulometria dos sedimentos fluviais e as estruturas sedimentares no rio estão 
em função de: 
• Taxa de abastecimento de sedimentos 
• Gradiente do rio 
• Caudal total e as variações sasonais do fluxo. 
Os depósitos do overbank – flood plain (planície de inundação) são constituidos 
principalmente por sedimentos finos, transportados pelas águas das inundações 
para fora do canal principal. A vegetação e a actividade dos dos animais na 
planície aluvial contribuem para a formação de solos que podem ser reconhecidos 
no registo estratigréfico como paleosolos. 
Os rios são possivelmente os ambientes deposicionais melhor conhecidos porque é 
relativamente fácil estudar processos dos rios modernos quantitativamente e 
relacionar as suas características com os seus correspondentes antigos em 
afloramentos. 
 
Tipos de rios – segundo Cant 1982 
• Rectilínios (raros na natureza) 
• Braided 
• Anastomosados 
• Meandrantes 
Se definirmos sinuosidade como a razão entre o comprimento do canal e o 
comporimento do vale, então os rios do tipo braided são de baixa sinusidade (1.1 – 
1.2), enquanto os canais meadrantes atingem valores acima de 1.5. 
 
 
 
 
 
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De acordo com a carga sedimentar que os rios transportam, podemos dividir os 
sistemas fluviais da seguinte maneira: 
 
Sistema Fluvial Tipo de carga sedimentar 
Leques aluviais e leque deltaicos Sedimentos de fundo do canal 
Braided (rios interlaçados) Sedimentos de fundo do canal 
Meanrantes Mistura de sedimentos de fundo e em 
suspensão 
Anastomosados Principalmente sedimentos em suspensão 
 
 Rio interlaçados Tipo Braided 
Os rios do tio Braided são normalmente constituidos por vários canais individuais, 
separados por barras arenosas ou ilhas formando um leito pouco profundo de rio. 
Os rios Braided desenvolvem-se próximo das áreas de alto relevo que fornecem 
uma relativamente grande quantidade de debris de cascalho e areia no sistema 
fluvial. 
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Um exemplo moderno deste tipo de rio é o rio Brahamaputra em Bangladesh que 
drena áreas elevadas do Himalaias. A sedimentação recente deste rio produz um 
corpo arenoso tabular com largura aproximada de 20 Km e 40 m de espessura. A 
razão largura/profundidade varia de 50:1 a 500:1. Os canais de tamanho médio 
podem deslocar-se a uma taxa de 1Km/ano. 
O maior processo deposicional e a acreção lateral que acreção à jusante e a 
montante. 
Os rios glacio-fluviais do outwash tambem pertencem a este tipo de categoria 
multi-canais. 
Tanto o gradiente do rio como o caudal são relativamente altos e em consequência 
os depósitos de canal e os da berma são os predominante enquanto os da planície 
de enundação são subordinantes. 
À jusante a granulometria tende a diminuir. A parte proximal dos rios braided é 
caracterizada pela preasença de barras longitudinais de cascalho (Fig. 2.15 a – f). 
As barras desenvolvem-se devido à passagem em seu redor do fluxo de canais. 
Assim as barras movem-se não só no sentido da jusante mas tambem lateralmente. 
Os interstícios dos cascalhos são preenchidos por areia durante períodos de baixo 
fluxo de água. 
A sequência vertical típica nas áreas proximais é dominada por unidades múltiplas 
de cascalho originado pelas barras dos canais e muitas barras são gradadas. Lentes 
finas de areia intercalam-se aos corpos de cascalho representando deposição em 
canais abandonados. 
Nas áreas distais, as camadas de cascalho gradam para camadas parcialmente com 
cascalho fino e areias. As partes mais à jusante são dominadas por areia enquanto 
as àreas mais elevadas são dominadas por areia grosseira conglomerática. Nas 
áreas raramente inundadas, o silto e a argila podem acumular-se e preservar-se. 
Devido à acreção lateral e a migração à jusante das barras arenosas, as estruturas 
cruzadas planares são as mais comuns. Tanto a acreção lateral como o abandono 
repentino do canal são responsáveis pelo “fining-upward – diminuição da 
granulometria em direcção ao topo”. 
 
 
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Rios Meandrantes 
Os rios meadrantes desenvolvem apenas um canal pouco largo com grande 
sinuosidade (>1.5) e são dominados por mistura de carga de canal e de suspensão. 
O conteúdo de areia média é de 20 a 40%. 
 
Subambientes dos rios meandrantes: 
• Canal e preenchimento do canal 
• Point bar e complexos de acreção lateral 
• Chute bar 
• Oxbow Lake 
• Levee e crevasse splay 
• Depósitos aluviais da planície de inunndação 
 
Subambiente de canal e prenchimento do canal 
O fundo do canal é normalmente preenchido por sedimentos de fundo lag deposits 
constituido por material mais grosseiro transportado pelo rio durante picos de 
cheias. O lag deposit do canal pode conter clastos de argila ou blocos erodidos nas 
margens. Os lag arenosos e de cascalho geralmente acumulam-se no fundo em 
fundo em forma de barras alongadas, exibindo tanto imbricações de cascalho 
comoestruturas cruzadas planares e laminadas de areia e cascalho. 
 
Point bar 
Os point bar acumulam-se no lado interior da curva do rio enquanto na parte 
exterior o material da margem é erodido. Desta maneira a curvatura do meandro 
tende a tornar-se cada vez mais exagerado até o rio produzir um caminho mais 
curto, deixando o canal abandonado chamado “oxbow lake”. 
Maior parte do material do point bar é erodido dos flancos do canal à montante. 
Devido ao facto doa sedimentos se moverem para a parte exterior do canal, os 
point bar exibem sempre uma sequência fining-upward (Fig 2.16), com a areia por 
cima do lag deposit do canal. Assim as estruturas sedimentares variem de 
estruturas de acamamento horizontal do alto regime de enrgia para estruturas 
cruzadas planadas e acanaladas de grande escala, seguida de estruturas cruzadas 
planares a acanaladas de baixo regime de energia. 
A característica mais distintiva do point bar é a acração lateral de baixo ângulo que 
se pode identificar pelas diferenças de topografia (elevações – ridges e depressões 
– swels). As depressões podem ser preenchidos por argila enquanto as elevações 
são cobertas por depósitos arenosos e siltoso do levee. 
 
 
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Chute Channels e chute bars 
O complexo de point bar é normalmente modificado pela naturezapor chute 
channels que cortam o point bar, produzindo o chute bar, durante períodos de 
picos de cheias. 
 
Oxbow lakes – Channel plug 
O oxbow lake or channel plug resulta do corte do meandro e abandonamento do 
canal. Uma vez a carga sedimentar de canal termine, o segmento do canal 
abandonado é lentamente preenchido por material fino. 
Em climas húmidos pode ocorrer acumulação de matéria orgânica incluindo turfa, 
neste lagos ou pântanos. 
 
Levee e crevasse splay 
Muitos meandros são acompanhados de diques marginais (levee) que inclinam para 
a planície de inundação. Estes depósitos formam-se durante períodos de cheias 
moderadas nos quais a areia é depositada e, devido ao decréscimo da velocidade do 
fluxo, o silto e a argila são depositados mais tarde na planície de inundação. 
Localmente, o levee poderá ser cortado pelo fluxo do rio para a planície de 
inundação, formando o crevasse splay. 
 
 
 
 
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Rios Anastomosados 
Rios anastomosados desenvolvem uma rede de canais inter-conectados estreitos e 
sinuosos relativamente profundos (Fig. 2.18). Pelo facto das margens serem 
normalmente cobertas de material fino e vegetação, os seus canais e ilhas são 
normalmente estáveis. Os canais são normalmente preenchidos de areia. Entre os 
canais acumula-se normalmente argilas siltosas e silto argiloso. 
Exemplos recentes deste tipo de rios são descritos no Canadá e Austrália. Em 
ambientes antigos, este tipo de rios está sempre associado aos depósitos de carvão 
gerado pelo baixo gradiente da planície aluvionar. A vagetação densa favorece a 
formação de solos e inibe a erosão e o fornecimento de areia e material mais 
grosseiro para o sistema fluvial. 
 
 
 
 
Fig. 8.4. Rio anastomosado Fig. 8.23. Rio Zaire, com drenagem anastomosada 
 
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Fig. 2.18 Sistema fluvial Anastomosado com baixa a alta sinuosidade e canais ramificados. Os 
sedimentos de canal formam corpos arenosos, sempre acompanhados de depositos siltosos e 
arenosos de levee. Os depósitos de acreção lateral são de menor importância. Depósitos mais 
comum são de canal e crevasse splay. As áreas intercanais acumulam sedimentos finos da 
planícvie de inundação ou depósidos argilosos e turfeiras lacustrinas. Note as grandes diferenças 
entre os perfis verticais.