Uma Abordagem Prática à SedimentologiaRoy Lindholm

Capítulo I: Descrição de estruturas sedimentares1.1 Introdução1.2 Estruturas na parte superior do acamamento1.3 Estruturas internas1.4 Estruturas na parte inferior do acamamento: marca de

sola1.5 Estruturas formadas pela deformação de sedimento não-

consolidado

I – Descrição de estruturas sedimentares1.1 – Introdução

As estruturas sedimentares principais são formadas durante ou logo após a deposição dos sedimentos. O caráter dessas estruturas depende principalmente da velocidade da corrente, profundidade da água, tamanho do grão e taxa de sedimentação. Tais características são também importantes para a compreensão dos processos e condições de deposição e nos direciona a uma interpretação do ambiente deposicional. Mais ainda, algumas são úteis para determinar o “stratigraphical-up” ou “way-up” (sentido normal de deposição) em sequências dobradas e direções de paleocorrentes.

Frequentemente a terminologia usada é desnecessariamente complexa e confusa. Um problema é que cada estrutura particular pode ser bem variável em tamanho, e a cada variante é dado um nome diferente. Tool casts, por exemplo, são subdivididas em groove casts, chevron casts, prod casts, bounce casts e roll casts. Isso reflete principalmente a natureza complexa dos fenômenos naturais e a certa extensão é inevitável. Um problema ainda maior é o uso de vários termos para descrever uma única estrutura, ou pior, o uso de um mesmo termo para descrever estruturas diferentes. Neste livro tentei apresentar os termos mais usados. O que vai de encontro a necessidade de ter um vocabulário de trabalho. Você também vai precisar de um vocabulário vasto para poder usar a literatura, então inclui sinônimos frequentemente usados nas tabelas e os introduzi em parênteses no texto.

A organização deste capítulo é baseada na posição da estrutura relativa a superfície do acamamento. A finalidade é familiarizá-lo com as estruturas mais comuns e dar uma amostra de sua significância. Detalhes relativos aos seus processos de formação podem ser encontrados nos livros de Blatt et al (1980) e Leeder (1982), bem como nos listados abaixo. Este texto contém várias ilustrações, mas você deve tomar o máximo de outros exemplos possíveis. Isso é melhor feito em campo ou laboratório com amostras de mão. Imagens irão futuramente aumentar sua habilidade de reconhecer estrutuas sedimentares e amostrar sua variabilidade. Os livros recomendados são Pettijohn e Potter (1964), Picard e High (1973), Reineck e Singh (1975), Allen (1982 a & b), Collinson e Thompson (1982), e Scholle e Spearing (1982).

1.2 – Estruturas na parte superior do acamamento1.2.1 – Formas de leito ondulatórias produzidas por corrente unidirecional.

A maioria das formas de leito produzidas em correntes unidirecionais são assimétricas com leve inclinação contra a corrente (stoss side) e uma declividade íngreme (25-35°) no sentido da corrente (lee side ou slip face) (fig. 1.6 b). As formas de leito migram na direção do fluxo enquanto o sedimento é acrescido ao lee side. Quando a água passa sobre a crista, o fluxo se separa do leito para formar uma zona de fluxo reverso (back flow) (fig. 1.15). No ponto onde o fluxo principal é reanexado ao leito, redemoinhos turbulentos são produzidos. No caso das formas de leito com linhas de crista irregulares, o poder erosivo desses redemoinhos é concentrado no leito para formar varreduras com forma de esponja que migram a frente da crista. Varreduras deste tipo são ausentes nas formas de leito de crista reta.

Marcas onduladas (microondulações) (current ripples) são as menores formas de leito subaquosas, geralmente desenvolvidas em leitos de silte à areia média. Elas não acontecem em areia mais grossa que 0,6mm. As ondulações (ripples) ficam em fase com as ondas de superfície somente em águas com profundidade de alguns centímetros, neste caso as macroondulações ficam fora de fase. A altura da microondulação varia de 0,5 a 5 cm e seu comprimento de onde varia entre 10 e 60 cm (tabela 1.1). O índice de ondulação (L/H) varia entre 10 e 40. Em vista em planta, as cristsa das ondulações são retas (citado bidimensional, ver fig. 1.1) ou irregulares (tridimensional, ver fig. 1.2). Alguns trabalhos sugerem que a variação de ondulações de 2D para 3D é sistematicamente relacionada a condições de fluxo (especialmente velocidade e profundidade). Entretanto, não parece que essas variações sejam regulares, ou grandes o suficiente para serem úteis na interpretação das condições de paleofluxo (Harms et al, 1982: 2 – 17).

As macroondulações (também conhecidas como mega marcas ou dunas) são dimensionalmente diferentes das microondulações. Ainda que similares na forma, elas são separadas por uma diferença significante de tamanho (tabela 1.1). O tamanho das macroondulações aumenta com profundidades maiores de água, de alguns metros.

O termo sand wave é usado por alguns geólogos para descrever formas de leito que são geralmente maiores do que as macroondulações (tabela 1.1). As sand waves tem menor relevo e são geralmente mais retas do que as macroondulações (baseado em estudos de corrente e ensaios de laboratório). Alguns pesquisadores consideram ambas como

elementos de um único tipo de forma de leito, simplesmente chamados de grandes ondulações (Harms et al, 1982). Um tanto básico, mas ainda não resolvido, esse problema é piorado pela falta de uso uniforme dos termos (ver tabela 1.2).

Formas de leito pequenas são comumente superimpostas no stoss side das maiores. Exemplos incluem microondulações em mega marcas, e mega marcas em sand waves. Não é certo se formas de leito superimpostas (especialmente mega marcas em sand waves) estão em equilíbrio durante condições particulares de fluxo ou se elas refletem variações na força do fluxo com o tempo.

As sand waves e mega marcas quase nunca estão preservadas como formas de leito em depósitos antigos, exceto em alguns sedimentos do Pleistoceno. Por exemplo, no estado de Washington, sand waves com alturas de até 3m e comprimento de onda de até 80 m foram produzidas por enchentes catastróficas resultado da rápida drenagem do lago glacial Missoula.

As antidunas são fundamentalmente diferentes de todas as formas de leito discutidas anteriormente. Elas são um tanto simétricas em seção vertical, com cristas e depressões largamente arredondadas (fig. 1.27). O prefixo “anti” se refere a tendência das antidunas em migrarem contra a corrente. Elas se desenvolvem em profundidades rasas, em regime de fluxo superior e estão em fase com as ondas superficiais na água. As antidunas tem um potencial de preservação muito baixo porque, assim que a velocidade do fluxo diminui, a forma de leito é rapidamente transformada em leito plano pelo fluxo energético calmo.

1.2.2 – Leitos planos produzidos por corrente unidirecional.

Sob certas condições de fluxo, a superfície da camada de areia é aproximadamente plana e horizontal. Essa configuração de camada, chamada de leito plano, é geralmente formada pro correntes rápidas com transporte rápido de sedimento. Alguns arenitos são os produtos da deposição em leito plano. Eles são um tanto físseis e, quando quebrados, mostram um padrão linear distinto na superfície do acamamento. Essa estrutura, conhecida como lineação de partição (parting lineation), ocorre como uma série de pequenas cristas e cavidades (fig. 1.3), que repousam paralelamente a direção do fluxo da corrente. Assim como eles indicam a linha de movimento, mas não a direção do movimento. Você frequentemente verá lineações de partição em pedra laje usadas em pátios e calçadas.

1.2.3 – Fatores que controlam formas de leito corrente unidirecional.

Os três fatores principais que controlam as formas de leito produzidas por corrente unidirecional são: (1) velocidade do fluxo principal, (2) granulometria, e (3) profundidade da água. Uma sequência de formas de leito resulta de um crescimento regular da velocidade (fig. 1.4). De silte a areia muito fina temos: marca ondulada > camada superior plana > antiduna; para areia média: marca ondulada > sand wave > mega marca > camada superior plana > antiduna; e para areia grossa a muito grossa: camada inferior plana > sand wave > mega marca > camada superior plana > antiduna. Note que leitos planos podem se formar sob condições bem diferentes de pendendo do tamanho do grão. Um se desenvolve em velocidades relativamente baixas, mas somente em leitos mais grossos que 0,6mm, e é citado como uma camada inferior plana. Essa forma de leito não é conhecida pro formar laminação interna. O outro se desenvolve em fluxos de velocidade mais alta, e é comumente preservado por laminação interna (ver seção 1.3.2). Existe uma tendência significante por formas de leito maiores (mega marcas e sand waves) de ficarem mais tridimensionais com o aumento da velocidade (fig. 1.5).

Tradicionalmente, as formas de leito discutidas acima são separadas em dois grupos. Marcas onduladas, camada inferior plana, sand waves e mega marcas caracterizam o regime de fluxo inferior, onde a resistência do fluxo é alta e as formas de leito estão fora de fase com as ondas superficiais. A camada plana superior e antiduas caracterizam o regime de fluxo superior, onde a resistência do fluxo é baixa e as antidunas estão em fase com as ondas superficiais, que podem migrar contra a corrente.

1.2.4 – Formas de leito ondulatórias produzidas por ação de onda.

Em ambientes próximos a costa e lacustres, as formas de leito são fortemente influenciadas pela moção oscilatória das ondas geradas pelo vento. O movimento de vai-e-vem da água próxima ao leito produz marcas onduladas simétricas com cristas pontiagudas ou de alguma forma arredondadas (fig. 1.6a). As linhas de crista são relativamente retas (2D) e é comum haver bifurcação (fig. 1.7). Alturas variam crescentes a 20cm e comprimentos de onda a 1m, dependendo dos tamanhos do grão e onda e a profundidade da água. Ondas de baixa profundidade ou ondas combinadas com correntes se movendo na mesma direção produzem ondulações assimétricas, chamadas wave-current ripples. Ainda que similares a marcas onduladas comuns, as wave-current ripples tem valores de índice de simetria de ondulação e de índice de ondulação menores (figs. 1.8 e 1.9). Mais ainda, a retidão da linha de crista e das wave-current ripples servem pra distingui-las das marcas onduladas.

A interação entre dois sets de onda ou entre ondas e correntes pode gerar interferências complexas nos padrões ondulatórios (para ilustrações ver Reineck & Singh 1975: 366-8). Em casos onde dois sets de ondulações se formam, eles podem ser igualmente bem desenvolvidos ou um pode ser dominante. As linhas de crista dos dois sets podem ser paralelas (fig. 1.10a) ou, como geralmente é o caso, divergentes (fig. 1.10 b-e). Em algumas situações eles formam delineações retangulares ou hexagonais (fig. 1.10b).

Ondulações suaves ou superfícies de acamamento hummocky ocorrem em alguns arenitos finos (ver Harms et al. 1982: fig. 2.15, e Collinson & Thompson 1982: fig. 6.61). O espaçamento entre domos (hummock) amplos e suaves varia acima de 5 m, e alturas variam acima de muitos decímetros (fig. 1.26). Em alguns casos essa forma de leito é atribuída a grandes ondas de tempestade atuando nas areias da plataforma marinha e em outros casos em formas de leito produzidas em condições de regime de fluxo superior em fluxo unidirecional. O fluxo oscilatório gerado por ondas muito grandes, com altas velocidades orbitais, pode gerar camadas planas e sem feiões.

1.2.5 – Formas de leito ondulatórias produzidas pelo vento.

O vento soprando sobre a areia seca produz uma variedade de formas de leito. Isso ocorre principalmente em desertos, áreas costeiras, e planícies outwash glaciais. As formas de leito menores, chamadas wind-sand ripples, são

compostas de areia muito fina a média. As alturas variam acima de 5 cm e os comprimentos de onda acima de vários decímetros (tabela 1.1). Elas tem valores de índice de ondulação que varia de 15 a 40, que é mais alto do que para wave ripples. Os valores do índice de simetria ondulatória geralmente variam de 1,5 a 4,0, mais baixo do que para a maioria das marcas onduladas. O uso desses dois índices pode então nos prover uma base razoável para distinguir ondulações formadas pelo vento (Wind-sand ripples) daquelas formadas em água (fig. 1.11). Ainda mais, ondulações produzidas pela ação do vento comumente carecem de laminação interna bem definida e tem grãos de areia relativamente grossos concentrados próximo as suas cristas – dois aspectos que futuramente diferenciá-los-ão das ondulações subaquosas.Formas de leito eólica maiores (dunas), ainda que comuns no mundo moderno, não são preservadas em registro rochoso. Sua anterior presença é indicada por extensivos cosets de estratificação cruzada de grande escala (ver seção 1.3.3a).

1.2.6 – Gretas de Contração.As gretas de contração (também chamadas de

dissecação ) (mudcrack ou shrinkage crack) se formam em sedimento de grãos finos quando ocorre o encolhimento durante seca. Numa vista em planta elas são descritas como ortogonais ou não ortogonais, dependendo do ângulo de interseção (fig. 1.12). As rachaduras ortogonais são geralmente normais umas as outras, e então limitam polígonos de quatro lados. Gretas de contração ortogonais completas são o tipo mais comum (Allen 1982b: 546),

ocorrendo em uma grande variedade de depósitos marinho e não marinhos. Sistemas ortogonais orientados completos se desenvolvem em leitos lamosos que emgrossam em uma direção particular ou repousam em uma inclinação maior que 5°. Exemplos são conhecidos de depósitos de lama lacustres expostos próximos a margem do lago (Donavan & Archer 1975, Leeder 1982: Fig. 11.6 c & g), ainda que outros ambientes depoisicionais sejam possíveis. Rachaduras não ortogonais comumente delineiam polígonos hexagonais e se formam em sedimento que é homogêneo e relativamente frágil onde o encolhimento é uniforme. Mesmo que frequentemente ilustradas na literatura, elas são relativamente raras.

Os polígonos da gretas variam em tamanho de alguns centímetros até vários metros e é principalmente uma função da espessura da camada. Allen (1982 b: 552) sugere que o tamanho do polígono é 3 a 8 vezes a profundidade da rachadura ou espessura da camada.

Os polígonos são geralmente curvados concavamente para cima (fig. 1.13, B), embora exemplos de achatados ou côncavos para baixo sejam conhecidos. A erosão em polígonos grossos produz clastos lamosos. Camadas finas de lama ficam extremamente curvadas devido a secagem, e produzem curvas lamosas (mud curls) (fig. 1.13, A). Ainda que raramente preservadas elas são conhecidas e não devem ser confundidas com estruturas em prato (dish strutures) (ver seção 1.5.3b).

As gretas de contração são geralmente preenchidas com sedimento relativamente grosso depositado na camada dissecada. Alguns continuam abertos e são preenchidos com calcita espática após o soterramento. Isso ocorre principalmente em rachaduras pequenas de somente alguns milímetros de abertura. Em seções verticais as gretas de contração geralmente afilam pra baixo (fig. 1.13, C), produzindo um perfil semelhante a um V. Rachaduras de lados paralelos, podem ser mal interpretadas por tocas. O meio mais certeiro para evitar esse erro é observar as delineações poligonais na superfícies do acamamento. Compactação precoce (anterior a cimentação) da camada lamosa delimitante pode causar empacotamento do preenchimento (fig. 1.13d) e não deve ser confundido com deformação tectônica>

Pensa-se que algumas gretas de contração se formam em ambientes subaquosos sem beneficio da exposição ou secagem. Comumente chamadas de rachaduras (ou gretas) sianeréticas (syaneresis cracks), elas são atribuídas a diminuição do volume quando a argila é rapidamente floculada ou sujeita a um incremento na salinidade da água. As gretas sianeréticas são tipicamente lenticulares e discontinuas e são semelhantes em aparência as rachaduras não ortogonais e

ortogonal incompletas (fig. 1.12), que podem ser produzidas simplesmente pelo rápido soterramento ou dissecação parcial da camada de lama. Certamente Pettijohn (1975: 123) notou que os critérios para diferenciar rachaduras formadas pela dissecação versus a sianerese são “obscuros”, uma vista ecoada por Allen 1982: 553), que vai mais a frente no questionamento da existência de gretas sianeréticas em depósitos naturais de lama.

O problema considerando a sianerese não obstante, gretas de contração completas são uma firme evidencia para exposição subaérea periódica. Embora a importância do ambiente ortogonais aleatórias versus não ortogonais não é claro – certamente pode não haver nenhuma – sistemas ortogonais orientados podem ser úteis para identificar superfícies deposicionais com inclinações maiores do que 5° (e.g. ambientes lacustres lamosos próximos a costa ou maré-lagoa), gretas afiladas que limitam polígonos côncavos para cima são bons indicadores do sentido normal de deposição (stratigraphical way-up).

1.2.6 – Marcas de Gota de Chuva.Cavidades rasas, com bordas levemente elevadas, são

atribuídas a gotas de chuva ou granizo que caem na lama úmida (fig. 1.14a). A espuma da praia produz uma estrutura semelhante, mas distribuída menos regularmente na superfície do sedimento e não se sobrepõe (comparar fig. 1.14 b & c). Moussa (1974) argumenta que muitas estruturas interpretadas como marcas de gota de chuva são na verdade formadas por bolhas de gás que saem da lama em processo de secagem para a atmosfera. Na verdade, o mecanismo exato não é muito importante. A importância dessas cavidades rasas é que elas provem evidência de exposição subaérea.

Um problema mais sério envolve a má interpretação dessas marcas como tocas de animais que penetraram filmes de argila nas superfícies do acamamento em algumas rochas. Uma análise cuidadosa mostrará que tocas afetam a cadama inferior de sedimento e nos rastros de tocas na superfície do acamamento faltam as bordas elevadas.

1.3 – Estruturas Internas1.3.1 – Características Gerais.

A única estrutura comum a maioria das rochas sedimentares é a estratificação primária. Ela pode ser depositada em superfícies horizontais ou inclinadas e é manifestada por diferenças em granulometria, mineralogia, ou cor. Os limites entre os estratos pode ser fino ou gradativo, paralelo ou não paralelo. Os estratos podem ser planos ou ondulados, em alguns casos podem ser lateralmente descontínuos ou lenticulares.

Camadas são definidas por estratos mais grossos do que 1 cm e laminas como estratos mais finos do que 1 cm. A subdivisão mais a frente, como proposta por Ingram (1954), é mostrada na Tabela 1.3.

1.3.2 – Estratificação Plana.O termo “estratificação plana” (plana stratification)

é usado para descrever estratos como pouco ou nenhum mergulho, que também é usado para descrever um tipo de estratificação cruzada (ver seção 1.3.3a). As dificuldades de terminologia são brevemente discutidas por Harms et al. (1982: 3.23-3.24).

A estratificação (ou laminação) plana mais comumente reportada é produzida pela deposição em um leito plano que uma configuração de leito estável em fluxo rápido de água (fluxo de regime superior) (seção 1.2.3). Este tipo, chamado estratificação horizontal (Harms & Fahenstock 1965) ou laminação plana tracional (Harms et al. 1982: tabela 3.2) mostra lineações de partição nas superfícies do acamamento (fig. 1.3). Entretanto um leito plano também existe regimes de fluxo inferior para areias mais grossas do que 0,6 mm, isso provavelmente não é importante na produção de estratificação plana. Ondas de alta energia que se dirigem ao mar na zona de surfe podem formar camadas planas e sem feições e provavelmente estratificação plana também (laminação plana oscilatória. Harms et al. 1982).

Outro tipo de estratificação plana, chamada flat stratification (Lindholm 1982), é produzida pela migração de migração de marcas onduladas muito pequenas (altura menos do que 5 mm e comprimento de onda menor do que 10 cm) em águas rasas (menor que 5 cm). Essa identificação é baseada na associação com marcas onduladas muito pequenas e estratificação cruzada de micro escala (sets de 1-2 mm de espessura). Quando presente isso indica deposição em água rasa e pode ser uma dica importante para avaliar certos ambientes sedimentares.

A deposição em superfície sub-horizontal pela sedimentação de material de granulometria silte e argila de suspensão também produz estratificação plana (estratificação plana por sedimentação. Harms et al. 1982).

Esteja ciente que interpretar a origem da estratificação plana é difícil e algumas vezes impossível. Não é só difícil diferenciar entre os tipos descritos acima, mas em alguns casos é difícil distinguir a estratificação plana real da estratificação de baixo ângulo (ver seções 1.1.3 c & d).

1.3.2 – Estratificação Inclinada.Como o nome indica, a estratificação inclinada

consiste de estratos com um mergulho primário, delimitados por grandes planos de acamamento. Cada uma dessas unidades é chamada de set. Sets de tipos semelhantes verticalmente contíguos são chamados cosets (ver fig. 1.17).

(a) Estratificação cruzadaA estratificação cruzada é produzida pela migração de

formas de leito, principalmente marcas onduladas, mega marcas e sand waves, em resposta a ação da corrente; é uma das mais familiares e úteis estruturas encontradas em rochas sedimentares. Os estratos inclinados, chamados foresets, têm mergulhos que variam de 20° a 35°. Os limites dos sets são depositados sub-horizontalmente, especialmente como vistos em seções verticais paralelas ao fluxo.

Os foresets são formados pela deposição no lee side de uma forma de leito migrante. Foresets individuais são reconhecíveis por causa de pequenas variações de granulometria que podem ser produzidas por vários mecanismos. Um envolve sedimentação continua de carga suspensa, transportada até o lee side correntes de fluxo reverso (fig. 1.15.A), que é pontuado por avalanches esporádicas de sedimento mais grosso da crista (fig. 1.15.B). Deste modo estratos finos e grossos (granulometria) são superpostos alternadamente em uma sequência de camadas. Essas lâminas comumente curvadas (fig. 1.16a).

Outro mecanismo envolvendo fluxo intermitente de areia descendo o lee side de mega marcas, sand waves e dunas eólicas produz lâminas de foreset com pouca, se houver, curvatura em seções cruzadas paralelas a direção do mergulho (fig. 1.16b) (Hunter 1985). Tais foresets mostram o engrossamento descendente junto ao estrato cruzado, gradação inversa e uma pequena faixa de espessura do estrato cruzado dentro de um set.

Os foresets são descritos como planos ou tangenciais, tomando por base suas formas como vistas em seções

verticais paralelas a direção do mergulho (fig. 1.16). Os foresets planos são aproximadamente lisos e interceptam o limite do set inferior com um ângulo relativamente alto. Alguns autores usam “angular” ao invés de “plano”. Os sets tangenciais são curvados concavamente para cima e interceptam o limite do set inferior com um ângulo baixo.

A estratificação cruzada é descrita mais a frente como tabular ou acanalado, tomando por base a configuração dos limites dos sets. Na estratificação cruzada tabular, os limites dos sets são caracterizados como sendo ou planos ou paralelos, embora em muitos casos eles são de alguma forma ondulados e convergentes (fig. 1.17, B & C). Além disso, traços de foresets vistos em superfícies horizontais são relativamente retos.

Os sets de acamamento acanalado têm limites com o set inferior fortemente curvados concavamente para cima como visto em seções verticais transversas ao fluxo (fig. 1.17D). Em vista em planta os traços do foreset são marcadamente curvados e côncavos no sentido da corrente. Sets acanalados resultam do movimento de formas de leito tridimensionais (crista sinuosa) em correntes em forma de colher que migram a frente da crista. Em seções verticais paralelas ao fluxo é frequentemente difícil distinguir acamamentos tabulares de acanalados.

A estratificação cruzada é descrito como de grande escala se a espessura do set exceder 5 cm e de pequena escala se a espessura do set for menor do que 5 cm. A maioria dos sets de grande escala é medida em metros ou, de forma menos comum, em decímetros. A espessura do set é

geralmente menor do que a altura da forma de leito associada devido a erosão da crista.

O estratificação cruzada tabular de grande escala é produzido por formas de leito com cristas relativamente retas (2D) (fig. 1.1). Em contraste. A estratificação cruzada acanalado de grande escala é formada por formas de leito subaquosas irregulares (3D), a saber, mega marcas (fig. 1.2). A estratificação cruzada produzido por dunas eólicas tipicamente ocorre como cosets consistindo de sets de escala muito grande cada um com muitos metros (de 10 ou mais) de espessura. Embora útil na identificação de depósitos eólicos, o tamanho sozinho não é definitivo. Alguns acamamentos cruzados de escala bem grande, especialmente ocorrendo como sistemas isolados, podem ser formados pela migração de formas de leito grandes em ambientes fluviais ou marinhos rasos. Também, alguns arenitos eólicos são dominados por sets relativamente pequenos ou não tem nenhum acamamento.

A maioria dos acamamentos cruzados de pequena escala é formada por marcas onduladas migrantes. Para sets extensivos se formarem, é necessário ocorrer uma rede deposição de sedimento. Quando isso acontece, as cristas das ondulações terão uma componente vertical de movimento como também uma componente horizontal causada pela migração da ondulação. O efeito combinado dessas duas componentes de movimento é referido como ângulo de cavalgamento. Se o ângulo de cavalgamento for maior do que a declividade do stoss side, as lâminas do stoss side serão preservadas (fig. 1.18, A-D). Tal estratificação cruzada, onde os depósitos do stoss side e do lee side formam lâminas continuas, é chamada de laminação cruzada ascendente deposicional ou mais simplesmente ondulações cavalgantes (ver tabela 1.4 para outros termos). Ângulos de cavalgamento altos, causados por altas taxas de deposição em rede (principalmente por suspensão) podem resultar da desaceleração do fluxo, com correspondente aumento na sedimentação, como acontece nos estados minguantes de enchentes ou correntes de turbidez. Mudanças no ângulo de cavalgamento, dentro de uma dada sequência (fig. 1.19), refletem um equilíbrio delicado entre variações na taxa de sedimentação e a taxa de migração da ondulação causada por mudanças nas condições de fluxo. Um crescimento no ângulo de cavalgamento, acompanhado por um decrescimento gradual na granulometria, é atribuído a desaceleração do fluxo, onde a sedimentação aumentada (componente vertical) é mais importante do que o decrescimento na taxa de migração (componente horizontal).

Se o ângulo de cavalgamento é menor do que a declividade do stoss side, vão ocorrer erosões e somente, os foresets serão preservados (laminação cruzada ascendente erosiva, fig. 1.18.E). Provavelmente a maioria dos acamamentos cruzados de pequena escala é produzida por ondulações cavalgantes em ângulos baixos. Isso não será obvio se o ângulo for muito pequeno ou se os contatos superior e inferior do coset não forem expostos ou forem pobremente definidos.

Em casos onde as ondulações migram (com ângulo de cavalgamento zero) ao longo de um substrato lamoso, e o suprimento de areia ou silte é limitado, o trem ondulado isolado pode ser preservado como form sets (um form set é uma unidade em que o caráter morfológico de uma forma de leito preservado). Essa estrutura, conhecida como acamamento lenticular (também chamado de separado ou ondulações esfomeadas), é um membro final em uma sequência que inclui acamamento ondulado (wavy) e acamamento flaser formados pelo lama e areia interacamadas ocorrendo em proporções variantes (fig. 1.20).

A estratificação cruzada de pequena escala formada por ação de onda é variável em estilo (fig. 1.21) e ocorre comumente em form sets associados como acamamentos lenticulares, ondulados ou flasers. As diferenças nos acamamentos cruzados são uma função de relativa importância de (1) taxa de agradação, (2) taxa de migração, e (3) variabilidade (ou uniformidade) do tamanho da onda e a direção do movimento.

Ondulações eólicas geralmente não formam estruturas internas bem definidas porque a migração é “menor pelas repetidas avalanches do lee side do que pelo bombardeamento de saltação” (Leeder 1982: 97).

(b) Modificações e descontinuidades na estratificação cruzada.

A estratificação cruzada, com sets superimpostos que mergulham em direções opostas, é chamada de estratificação cruzada herringbone. Tais cosets bidirecionais são depositados por correntes de maré de cheia e vazante que são aproximadamente iguais em duração e força. Em ambientes de maré onde uma direção de fluxo é dominante, a estratificação herringbone não se desenvolve. É preciso tomar cuidado para distingui-la da estratificação acanalada, quem em algumas seções verticais pode parecer mergulhar em direções opostas. Por essa razão pelo menos duas seções verticais devem ser estudadas para verificar o aspecto bidirecional da estratificação herringbone.

Em alguns casos um tanto não freqüentes, sets tabulares de grande escala são intimamente associados com sets de pequena escala com mergulho em direções diferentes (fig. 1.22). A estratificação cruzada de pequena escala é

formada por ondulações se movendo em fluxo reverso atrás de uma forma de leito maior (mega marca ou sand wave). Tais ondulações são conhecidas variavelmente como backflow, regressiva, ou ondulações contra-corrente. Os termos também são usados para nomear a resultante da estratificação cruzada. A diferença marcada na espessura de sets opostos nessa estrutura a distingue da estratificação cruzada herringbone.

Alguns sets de grande escala são interrompidos por superfícies de declividade suave, chamadas superfícies de reativação, que separam de outro modo foresets semelhantes (fig. 1.23). As superfícies de reativação são produzidas por mudanças nas condições de fluxo que temporariamente param a migração de uma forma de leito grande e causa erosão da crista e do lee side. Isso pode acontecer em rios de canal muito amplo quando uma forma de leito grande é exposta a ação de ondas durante fluxo baixo ou simplesmente por mudanças na força do fluxo, que modifica a morfologia da forma de leito (Harms et al. 1982). Em regimes de maré onde uma fase da maré é dominante, formas de leito grandes podem migrar somente durante a fase dominante e passar por pequena erosão durante a fase subordinada.

A estratificação cruzada composta contém sets de grande escala de acamamentos suavemente inclinados em combinação com sets de pequena escala de estratificação cruzada verdadeira. Os sets de grande escala representam o declive deposicional geral, que pode acrescer-se paralela ou normalmente à direção geral de transporte de sedimento. Os sets de menor escala são formados pela migração de formas de leito ao longo do declive mestre. Exemplos incluem barras de ponto, sand waves e algumas dunas eólicas (Allen 1982a: 371-3, Harms et al. 1982: 3.32-3.44). Uma variedade conhecida como estratificação cruzada épsilon ocorre em arenitos tabulares isolados de 1-5 m de espessura. Camada suavemente inclinadas (mergulho = 5-15°), que se estendem através da espessura completa da unidade, gravam posições sucessivas de uma superfície de uma barra de ponto migrando lateralmente (fig. 1.24). A estratificação cruzada de menor escala indica que o fluxo era subparalelo ao strike das camadas suavemente inclinadas. Uma coisa interessante é que a estratificação cruzada épsilon é ausente (ou não reconhecida) na maioria das sequências de barras de ponto.

(c) Estratificação Cruzada SwashA estratificação cruzada swash, formada na zona swash

da praia, é caracterizada pelos estratos com mergulho em direção ao mar com baixo ângulo (2-10º) (fig. 1.25). Os sets tendem a ter forma de cunha devido às variações de declive do beachface, que muda com as condições variáveis das ondas. As lâminas são subparelelas ao limites do set inferior e comumente mostram gradação textural inversa.

(d) Estratificação Cruzada HummockyA estratificação cruzada hummocky consiste sets

amplamente ondulados com mergulho um tanto suave (geralmente menor do que 10°, embora os valores possam atingir 15°), as lâminas são compostas de silte grosso a areia fina (fig. 1.26). As direções de mergulho são dispersas e não tem utilidade para avaliação da paleofluxo. As lâminas são paralelas aos limites do set inferior, mas são truncadas pelo limite do set superior. Elas comumente mostram afinamento progressivo na direção do mergulho. Embora a estratificação cruzada hummocky não seja observada em depósitos modernos ou em laboratório, a associação com folhelhos marinhos fossilíferos e wave ripples, especialmente no topo dos cosets de hummocky, sugerem deposição em uma plataforma marinha. Pensa-se que essa estrutura se forma pela sedimentação de material suspenso sobre hummocks baixo e swales rasos produzidos por grandes ondas de tempestade.

(e) Estratificação Cruzada de AntidunaA estratificação cruzada de antiduna ocorre

principalmente quando como lâminas que mergulham suavemente contra a corrente (fig. 1.27, B). Ainda que o mergulho possa atingir 10°, o comum é muito menor. Essa estrutura é produzida pela sedimentação no stoss side da antiduna quando a superfície da onda quebra durante a migração contracorrente. A extrema raridade dessa estrutura não é surpresa porque assim que a velocidade do fluxo diminui as antidunas são destruídas e substituídas por um leito plano. Também falta no mecanismo de formação a avalanche (um processo importante no desenvolvimento dos foresets das camadas cruzadas) e comumente podem não produzir qualquer estratificação bem definida.

1.3.4 – Acamamento Gradacionado.O termo “gradação”, aplicado a camadas ou lâminas

individuais, é usado para descrever uma mudança progressiva na granulometria da base até o topo da unidade de sedimentação. Existem dois tipos gerais: gradação norma e gradação inversa.

(a) Gradação NormalA gradação normal, o tipo mais comum de gradação, é

manifestada por uma diminuição ascendente da granulometria. Muitos autores simplesmente usam os termos acamamento gradacionado ou camada gradacionada para descrever este fenômeno.

A gradação normal pode refletir uma mudança gradual na distribuição total de sedimento, em alguns casos envolvendo uma mudança no tamanho modal (fig. 1.28a). Esse tipo é chamado distribuição ou gradação de conteúdo. Uma outra variedade de gradação normal, conhecida como gradação coarse-tail, é caracterizada por uma diminuição ascendente em abundância (ou granulometria) da fração de tamanho mais grosso com pequena mudança no resto da distribuição (fig. 1.28b).

Camadas gradacionadas geralmente refletem deposição causada pela “rápida” desaceleração da corrente transportadora. Isso pode envolver concentrações de sedimento denso em que o sortimento é mínimo. Esse é o caso da gradação coarse-tail em alguns turbiditos. Em contraste, a deposição durante estados minguantes de uma maré cheia podem acompanhar sortimento e desenvolvimento da gradação de distribuição mais completos.

Alternativamente, a formação de camadas gradacionadas pode ser causada por mudanças de longo prazo na descarga e carga de sedimento relacionadas a variabilidade climática e sazonal.

(b) Gradação Inversa (também gradação reversa)A gradação inversa descreve um crescimento ascendente

na granulometria dentro de uma camada ou laminação (fig. 1.28c). Isso é geralmente associado com fluxo de grãos que são caracterizados por colisões grão-a-grão. Embora o mecanismo preciso não é claro, o estresse dispersivo e a filtragem cinética são comumente mencionados. O estresse dispersivo é igual e oposto ao estresse ascendente do peso da transferência do momento do grão no plano de cisalhamento fundamental do fluxo do grão. A componente com direção ascendente do estresse dispersivo é muito maior para partículas maiores do que para as menores. “Por isso as partículas maiores se movem para cima através do fluxo que equaliza o gradiente de estresse” (Leeder 1982: 76). Na filtragem cinética os grãos pequenos são filtrados para baixo entre os grãos maiores durante colisões.

Fluxos de grãos conglomeráticos, mostrando gradação inversa, ocorrem nas porções proximais de alguns leques subaquosos. O fluxo de grãos subaéreo produz gradação inversa em algumas lâminas de areia.

A gradação inversa também ocorre em lâminas backwash formadas em praias e em depósitos vulcanoclásticos grossos. O último pode resultar de crescimento de atividade vulcânica ou da tendência de partículas maiores de pedras pomes ficarem alagadas mais lentamente do que as menores.

(c) Sequências “Afinantes” e “Engrossantes” Ascendentes.Muitas sequências espessas mostram decrescimento

ascendente gradual na granulometria (e.g. depósitos fluviais); outras mostram um aumento ascendente (e.g. depósitos deltaicos e alguns costeiros). Esse fenômeno resulta da migração lateral de ambientes e é fundamentalmente diferente das camadas gradacionadas descritas acima em (a) e (b).

O mecanismo formativo pode ser uma parte integral de um modelo sedimentar (autocíclico, e.g. a migração de uma barra de ponto em uma corrente meandrante), ou pode ser causado por forças externas ao modelo sedimentar (alocíclico, e.g. mudanças no nível do mar).

1.3.5 – Acamamento Maciço (também chamado acamamento homogêneo)

Algumas camadas que não mostram estruturas sedimentares óbvias são na verdade laminadas ou tem estratificação cruzada como revelado quando pranchas de rocha são submetidas a análises de raios-x (Hamblin 1962). Unidades verdadeiramente sem estruturas, especialmente camadas espessas de areia, são formadas por certos fluxos sedimentares de gravidade que são ausentes de um mecanismo para produzir estruturas primárias. Em outros, as estruturas são destruídas por movimentos ascendentes da água nos poros ou por bioturbação

1.4 – Estruturas na Parte Inferior do Acamamento: Marcas de Sola.1.4.1 – Características Gerais.

A preservação de estruturas na parte inferior do acamamento ocorre principalmente em camadas de arenitos e siltitos que sobrepõe diretamente um lamito. Essas estruturas, que se destacam em relevo positivo, são referidas como marcas de sola em referência a sua posição no lado inferior ou sola da camada (fig. 1.29). Em alguns casos o relevo é exagerado e a forma modificada pelo carregamento (seção 1.5.2). As marcas de sola são produzidas pela erosão de substrato lamoso coesivo, seguida pela deposição de areia ou silte. Os eventos erosivos e deposicionais são comumente fases da mesma corrente. A sedimentação episódica, envolvida na formação de marcas de

sola, é especialmente comum com correntes de turbidez, mas também ocorre durante “ondas de tempestade em mares rasos, enchentes em lençol em ambientes semiáridos, e onda de fenda em planícies de inundação” (Collinson & Thompson 1982: 37).

1.4.2 – Descrição.Algumas marcas de sola são causadas por varreduras

turbulentas de uma superfície de lama. Estrias (flute casts), que são um tanto comuns, têm uma terminação contracorrente e que é arredondada ou bulbosa e uma terminação a favor da corrente que se solta e se funde com o plano de acamamento (fig. 1.30a). A varredura em volta de um obstáculo estendido na superfície da lama produz uma depressão em forma de ferradura que é aberta na direção a favor da corrente (fig. 1.30b). Essas cristas aqueadas, como vistas na sola de uma camada, são chamadas crescentes de corrente (current crescents). Raramente, fendas de varredura alongadas se formam em uma direção transversa ao fluxo. Se preservadas como trajeto na sola, elas lembram fortemente marcas onduladas e são algumas vezes dadas o

nome um tanto enganoso de ondulações de lama (mud ripples) (Allen 1982b: 259-61).

Quando objetos (tools) carregados por uma corrente colidem com o substrato de lama, uma depressão rase se forma. Os nomes aplicados aos trajetos dessas marcas são geralmente descritivos do modo de origem inferido. Coletivamente elas são conhecidas como tool casts. Os groove casts são retos, paralelos, e geralmente contínuos (na escala de um afloramento). A largura e o relefo são bem uniformes e geralmente medidos em milímetros – de forma menos comum em centímetros. Os outros tool castas são descontínuos ou repetidos. Os prod casts são assimétricos com terminação a favor da corrente sendo brusco e profundos e o outro gradacional como a superfície do acamamento.

Ainda que os tool casts de outros tipos sejam comumente encontrados juntos, eles geralmente não ocorrem na mesma superfície com as estrias. Todas as marcas de sola podem ser utilizadas para estabelecer o sentido normal de deposição. Embora os trajetos de varredura (scour casts) sejam úteis para determinar a direção do paleofluxo, os tool casts, com exceção dos prod casts, somente indicam a linha do movimento.

1.5 – Estruturas de Formadas pela Deformação de Sedimento Mole.1.5.1 - Introdução.

O acumulo rápido de sedimento numa encosta pode levar a deformação da massa sedimentar. A deformação de sedimento mole pode ocorrer durante a deposição ou logo após. Ela pode envolver deslocamento lateral descendo a encosta ou movimento vertical não relacionado à encosta.

As estruturas resultantes são úteis principalmente como guias para mudanças relativamente não freqüentes ou de curta duração no caráter do sedimento rapidamente depositado. Como tal eles provem um discernimento importante em relação ao ambiente sedimentar. Algumas estruturas pontuam a deposição numa encosta e em alguns casos elas podem ser usadas para determinar a atitude da encosta.

Existe uma grande similaridade entre certas estruturas produzidas por deformação pentecontemporânea e aquelas produzidas por deformação tectônica. A interpretação correta é crítica para ambas as análises sedimentológica e estrutural. Os critérios para distingui-las são dados na tabela 1.5.

1.5.2 – Estruturas Produzidas por Carregamento.As estruturas de carga são produzidas quando uma

camada relativamente densa afunda em uma menos densa. A superposição de camadas mais densas no topo menos densas ocorre quando areia fina ou silte grosso é depositado na lama. O contraste de densidade é causado por uma diferença na porosidade inicial, com a areia tendo porosidade mais baixa (aprox. 45%, mas variável) do que a lama rica em argila (70-90%). Uma inversão na densidade (pesado no topo), embora potencialmente instável, pode não resultar em carregamento, tendo em vista que as camadas de sedimento são suficientemente fortes. Se a força do produto for diminuída (ou inicialmente baixa), o sedimento submete-se a liquefação e a deformação acontece. O caráter da estrutura resultante da carga depende da densidade e espessura das camadas envolvidas e do grau de sua liquefação.

O carregamento pode deixar a camada de areia intacta ou pode quebrar totalmente a camada. Quando não quebrada completamente o carregamento se manifestado por protuberâncias bulbosas na base das camadas de areia. Essas estruturas, chamadas load casts, são mais obvias quando o folhelho é removido pelo intemperismo (fig. 1.31a). Elas são vistas, em seções normais ao acamamento, como cunhas curvadas de folhelho que se projetam para cima entre lobos de areia. Essa manifestação de load casts é chamada de uma estrutura em chama (flame struture), da aparência das línguas de folhelhos curvadas e adelgaçadas (fig. 1.31b). O espaçamento entre os lobos é geralmente de 1-10 cm, mas pode atingir 10 m em casos não comuns (Allen 1982b: 357). Irregularidades em um substrato lamoso podem localizar carregamento, como no caso de estrias com load casts, mas isso não é necessário para o desenvolvimento de load casts.

Falta a tabela 1.5

Quando o carregamento quebra completamente a camada de areia, corpos arenosos com forma elíptica ou de rim são formados pelo colapso com a camada subjacente de lama. Em alguns casos isso produz faixas lateralmente continuas de bainhas de areia isoladas envelopadas por lama. Chamadas pseudonódulos, elas lembram muito um horizonte de concreções diagenéticas, mas são texturalmente diferentes da rocha delimitante e podem ter laminações internas aproximadamente paralelas as exterior do corpo de areia (fig. 1.32,B). A estrutura em bola e travesseiro ocorre como lençóis extensivos compostos “travesseiros” de areia pouco espaçados, e algumas vezes empilhados, numa matriz de lama (fig. 1.32,C & fig. 1.33). Essa estrutura pode resultar de afogamento de muitas camadas de areia ou

repetidos destacamentos de areia liquefeita da base de uma camada espessa de areia. Os “travesseiros” de areia individuais variam em tamanho de alguns centímetros até muitos metros, e a laminação interna é semelhante àquela nos pseudonódulos. Alguns autores sugerem que o movimento à jusante é importante na formação de estrutura em bola e travesseiro, mas isso é questionável (Allen 1982b: 363).

A deformação pode acontecer devido um carregamento desigual e não por causa da liquefação da lama. Como

exemplo temos as starved ripples (ver seção 1.3.3a) que podem afundar na lama subjacente devido ao excesso de carregamento abaixo da crista. Isso distorce a forma da onda bem como sua laminação interna (fig. 1.32,A).

1.5.3 – Estruturas de Deformação Dentro de Camadas Individuais de Areia.(a) Laminação Convoluta

A laminação convoluta é caracterizada por dobraduras complexas e confusas de lâminas dentro de uma camada não deformada diferente de espessura uniforme. Ela ocorre mais comumente em camadas de areia fina a silte grosso que varia em espessura de 2 cm a muitos decímetros. Cristas anticlinais são pontiagudas em contraste com as sinclinais que são relativamente amplas e abertas (fig. 1.34). O grau de deformação pode diminuir gradualmente para estratificação não deformada na parte inferior da camada. Embora a origem da laminação convoluta seja incerta, liquefação, associada com deposição rápida, é geralmente considerada como um mecanismo importante. Outros fatores que foram sugeridos incluem: (1)cisalhamento causado pelo fluxo de fluido atuando na superfície do sedimento, (2) expulsão da água dos poros, (3) carregamento contemporâneo com deposição, e (4) fluxo laminar lateral de camadas liquefeitas.

(b) Estruturas em Prato e Coluna (dish-and-pillar struture).

Essa estrutura é produzida areia e silte ricos em argila depositados rapidamente pelo escape ascendente de água (desaguação) durante a consolidação. As estruturas em prato são pseudo-lâminas escuras formadas pela água escapante forçada a seguir os caminhos do fluxo horizontal sob lâminas semipermeáveis. Assim que a água se move através da areia, a argila e material orgânico são removidos e redepositados produzindo estruturas em prato

que variam em espessura de 0.2 a 2 mm. Essas pseudo-lâminas ricas em argila são côncavas para cima (fig. 1.35a) e são comumente penetradas por colunas verticais sem estruturas (fig. 1.35b), que serviram como condutos para o movimento vertical da água. Elas frequentemente associadas com acamamento convoluto em camadas espessas de arenito (maior do que 0,5 m), onde as colunas e acamamentos convolutos são mais abundantes em sentido ascendente (fig. 1.35c).

Seu principal valor é a evidência da deposição rápida de camadas relativamente espessas de areia. Embora características de fluxos liquefeitos, elas provavelmente não estão restritas a tais depósitos.

As estruturas em prato lembram superficialmente muitas outras estruturas, mas são prontamente identificadas sob exame mais próximo. Sua ausência de lâminas de foreset atuais em estratificação cruzada de pequena escala lâminas de argila bem definidas e firmemente curvadas em anéis de lama (seção 1.2.6). Tocas verticais são distinguidas de estruturas em coluna por terem margens afiadas e delineações circulares na superfícies do acamamento.

(c) Estratificação Cruzada Deformada.Dentro de um coset de arenito com estratificação

cruzada, os sets individuais podem mostrar deformação marcada de sedimento mole. A estratificação cruzada anulada (overturned) (fig. 1.36,A), embora ausente na maioria dos arenito com estratificação cruzada, é localmente abundante.

Ela pode resultar da liquefação da areia em mega marcas ou sand waves ativas combinadas com tensão de cisalhamento exercida na camada por água corrente. A deformação do foreset é a maior próxima a superfície por causa dos efeitos do cisalhamento que decresce gradualmente. Um segundo tipo de estratificação cruzada deformada ocorre em pequenas bainhas sem ultrapassar o foreset (fig. 1.36,B). Essa estrutura pode refletir a flambagem da forma de leito liquefeita, possivelmente após ser sujeita a um choque de terremoto (Allen 1982b: 392).

1.5.4 – Estruturas Produzidas pelo Transporte Gravitacional à jusante.

O transporte gravitacional pode envolver camadas de apenas alguns centímetros de espessura ou unidades sedimentares de dezenas de centenas de metros de espessura. Uma grande variedade de estruturas são produzidas. Um simples caso envolve falhas de gravidade desenvolvidas em sedimentos adjacentes aos canais de rios ou marés. A deformação comumente produz bainhas (fig. 1.37) (chamadas bainhas de falha – slump folds) e falhas, a massa de sedimento se move lateralmente em planos de escorregamento de baixo ângulo, que podem ser paralelos ao acamamento.

A reconstrução da paleodeclividade usando bainhas de falha intriga os geólogos por décadas. Embora seja geralmente suposto que os eixos da bainha sejam normais a direção da jusante, alguns estudos mostram que as bainhas podem ser rotacionadas paralelas a essa direção. Em tal caso a direção da queda pode ser determinada usando o método do “ângulo de separação” (Hansen 1971). Em algumas situações as bainhas podem ser tão caóticas que a análise é impossível.

1.5. – Estruturas Produzidas por Injeção de Sedimento.

Os diques de arenito são corpos discordantes tabulares que variam em espessura de alguns centímetros até mais de 10m. Eles podem ser causados pela injeção de areia liquefeita a partir de baixo (fig. 1.38,B). Diques de arenito pequenos, que podem mostrar forma poligonal em planta, não dever ser confundidos com gretas de contração. Internamente o arenito pode apresentar laminação faint (paralela ao contato com a rocha hospedeira) produzida pelo cisalhamento quando a areia foi levada para cima (fig. 1.38,C). Em alguns casos a areia pode ser injetada como

lençóis de acamamento paralelo, chamados soleiras de arenito (sandstone sills) (fig. 1.38,D). Uma variedade incomum de dique de arenito ocorre como corpor pequenos, irregulares e sinuosos formados quando as camadas de lama e areia saturada de água são sujeitas a extensão (Selley 1976: 231). Aparentemente o material hospedeiro muito menos competente do que aquele associado com o dique de arenito de lado reto mais comum.

Os diques e soleiras netunianas são produzidos pelo preenchimento de fissuras submarinhas por cima (1.38,A). Eles são associados com depósitos pelágicos e são preenchidos com sedimento relativamente grosso, geralmente ausente de sequência estratigráfica normal (Jenkins 1978: 359). As fraturas podem ser abertas por falha ou atividade tectônica pentecontemporânea.

Falta figura 1.39