Coberturas Cenozóicas

No documento TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO (páginas 32-0)

2.3 LITOESTRATIGRAFIA

2.3.5 Coberturas Cenozóicas

De acordo com Sykes (1978) a Plataforma Brasileira foi afetada por eventos deformacionais do Cenozoico que se desenvolveram a partir de linhas de fraqueza da crosta, provenientes de eras geológicas anteriores. Mescherikov (1968) refere-se à neotectônica para definir os movimentos que ocorreram entre o Terciário superior e o Quaternário. Enquanto outros autores, como Stewart &

Hancock (1994) propõem que esses movimentos não possuem uma idade que delimita o seu início e consideram como neotectônica os movimentos tectônicos que se encontram ativos no presente.

No QFe, as unidades estratigráficas cenozoicas são organizadas de acordo com as seguintes Formações: Fonseca, composta por por linhitos, siltitos, argilitos e arenitos (Maizatto 2001). Formação Gandarela, não possui litoestratigrafia específica e sua constituição é definida genericamente por

“sedimentos da bacia do Gandarela” (Castro e Varajão 2020). Formação Chapada de Canga, associada a depósitos de leques aluviais, composta por conglomerados oligomíticos, com presença de seixos de itabirito e matriz ferruginosa (Sant’anna, 1994). Formação Cata Preta, constituida por arenitos e conglomerados polimíticos relacionados a depósitos de leque aluvial (Castro & Ferreira 1997) e Formação Gongo Soco, composta por lamitos, arenitos, conglomerados, brechas e diamictitos, de ocorrência em leques aluviais (Saadi et al. 1992, Maizatto 1993).

Os principais depósitos sedimentares cenozóicos, são encontrados nas bacias do Fonseca (Gorceix 1884, Dorr 1969, Maxwell 1972), do Gandarela (Gorceix 1884), sendo esta a que apresenta

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seção estratigráfica mais completa, com elementos do Eoceno ao Eomioceno e, por último, bacia do Gongo Soco (Saadi et al. 1992, Maizatto 1993).

Segundo Castro e Varajão (2020) as Formações Fazenda do Gandarela e Fonseca tem sua descontínua e foram denominados de depósitos terrígenos, para agrupar demais depósitos sedimentares de ocorrência do QFe. Segundo Castro e Varajão (2020), esses depósitos apresentam-se em elevado processo de intemperismo e/ou pedogênese e, em função dos poucos dados e informações de bio e cronoestratigrafia sobre esses depósitos, ainda não há uma estratigrafia definida. Os depósitos terrígenos, de acordo com Lipski (2002) e Lipski et al. (2001) ocorrem em pequenas bacias do tipo graben que foram formadas por eventos tectônicos datados do oligoceno, com a deposição de sedimentos através de fluxo gravitacional.

Lipski (2002), identificou na região do QFe dois principais tipos de depósitos cenozoicos, o primeiro são os ricos em fósseis e associados a ambientes lacustres e meandrantes, e o segundo gerado a partir da acumulação de sedimentos clásticos, que possuem idade do Oligoceno e Mioceno Superior.

Endo et al. (2020) caracteriza as coberturas cenozoicas, de acordo com a constituição pelos seguintes materiais: canga, alúvios e elúvios/colúvios, e distingue as cangas em quatro tipos principais de canga: detrítica, estruturada, química e rica. De acordo com Timo et al. (2015), as cangas, provenientes da dissolução de óxidos e hidróxidos de ferro, e precipitação de goethita principalmente, ocorrem sobre a formação Cauê e encontram-se nos topos de serras, onde apresentam morfologia aplainada, atingindo espessuras de 2 a 10 metros. Dorr (1964) relaciona a formação das cangas à dissolução do minério de ferro e posterior cimentação de detritos provenientes da Formação Cauê.

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Figura 2.2 - Coluna estratigráfica do Quadrilátero Ferrífero. Endo et al. (2020)

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15 2.4 GEOLOGIA LOCAL

2.4.1 Sinclinal Dom Bosco

A voçoroca de estudo está inserida na porção norte do Sinclinal Dom Bosco (SDB). Segundo Lobato et al. (2005), o SDB é uma estrutura que ocorre a sul do Complexo Bação, sendo uma junção do sinclinal Moeda a oeste e se estendendo até a anticlinal de Mariana a leste. Esta estrutura de acordo com Johnson (1962) e Dorr (1969) possui traço axial E-W, apresentando-se dobrada ao longo desse eixo e, em seu interior há um conjunto de falhas com traço curvo, inclinadas para W (Chemale Jr. et al. 1994). A sul, estas falhas se conectam formando a falha transcorrente do Engenho (Guild 1957), de estruturação geral E-W e deslocamento tectônico direcional dextral entre as sequências do Supergrupo Rio das Velhas, do Grupo Itacolomi e de complexos metamórficos (Chemale Jr. et al. 1994; Baltazar

& Silva 1996).

Para Chemale Jr. et al. (1994), a tectônica do SDB é resultado de dois eventos principais. O primeiro deles, marcado pelo evento deformacional extensional do Transamazônico e o segundo, de caráter compressional, do Brasiliano, no qual se formou o seu sistema de falhas de empurrão, do qual a falha do Engenho faz parte.

Almeida (2004) propõe duas fases de dobramentos para explicar a pré-nucleação do arcabouço estrutural do sinclinal Dom Bosco. A fase D1, expressada pela nappe Ouro Preto, localizada na porção centro meridional do sinclinal Dom Bosco, possui feições reliquiares, xistosidade S1 pentretrativa, plano paralela ao acamamento. Os grupos Itabira, Piracicaba e Sabará encontrados nessa porção estão invertidos estratigraficamente. Já a fase D2, caracteriza-se pelo redobramento da nappe Ouro Preto, fato que gerou a xistosidade S2 penetrativa, plano axial de dobras F2.

A figura 2.3 contém o mapa geológico simplicado do QFe e algumas de suas estruturas, dentre elas o Sinclinal Dom Bosco.

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GEOMORFOLOGIA

Ao longo do tempo muitos autores realizaram estudos com o objetivo de compreender como determinados fatores se relacionam e influenciam na geomorfologia do QFe, como erosão diferencial, geração de superfícies de aplainamento, controle litoestrutural, dentre outros.

Barbosa (1980) através da relação de padrões de curvas de nível de relevos que sofreram processos erosivos e, por consequência, foram aplainados, observou que as sinclinais e anticlinais que fazem parte do conjunto estrutural que compõe o QFe passaram por processos erosivos que ocasionaram o aplainamento dessas estruturas.

Varajão (1991), investigando a evolução morfogenética do QFe, realizou uma análise quantitativa baseada na relação entre frequência e área ocupada por curvas de níveis. Observou-se que o controle litoestrutural da região desempenha um papel único na evolução da paisagem. Também afirmou que as litologias que apresentam maior caráter de resistência, como o quartzito e itabirito, ocupam as porções mais altas dos terrenos, enquanto as litologias representadas por xistos e filitos Figura 2.3 - Mapa geológico simplificado do Quadrilátero Ferrífero com litologias e feições associadas. SG=

sinclinal Gandarela, SOF= sinclinal Ouro Fino, AC= anticlinal de Conceição, SDB= sinclinal Dom Bosco, SM=

sinclinal Moeda e serra da Moeda, AM= anticlinal de Mariana, SC= sinclinal Curral. Modificado de Lagoeiro et al. 2011.

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ocupam locais de preenchimento de estruturas como anticlinais e sinclinais e, por fim, os tipos rochosos do embasamento, como granitos, gnaisses e migmatitos, litotipos que apresentam menor resistência ao intemperismo e erosão, ocupam as porções mais baixas do relevo.

A análise da denudação química tornou-se uma importante metodologia aplicada à compreensão dos modeladores do relevo e evolução da paisagem. Cherem (2012) avalia que a taxa média de erosão possibilita a realização de interpretações sobre os processos erosivos.

Em estudos sobre a evolução da paisagem do complexo cristalino do QFe, mais especificamente no Complexo Bação, constituído por granitóides, Parzaneze (1991), definiu que a exposição do saprólito de textura arenosa apresenta maior grau de erodibilidade do que o horizonte B, sendo este um dos fatores que potencializou a geração das voçorocas nesse local. Quanto as áreas fora do complexo Bação, como as do Supergrupo Minas e Rio das Velhas (Bacellar et al. 2005), avaliam que estas apresentam menos voçorocas, devido à menor erodibilidade e menor espessura dos saprólitos argilosos.

Quanto à influência da tectônica recente como modeladora do relevo, Saadi (1991) e Valadão (1998) investigaram a influência de pulsos tectônicos, datados do cenozoico na configuração do relevo. Lipski (2002) caracterizou pulsos tectônicos do final do Oligoceno e início do Mioceno através de depósitos argilosos cenozoicos que ocorrem nos sinclinais Moeda e Dom Bosco, onde foram encontradas evidências de deposição coluvionar. Fluxos gravitacionais de sedimentos depositados em compartimentos de meia vertente também foram estudados por Figueiredo et al. (2004) como resultados da neotectônica cenozóica. Magalhães Júnior & Saadi (1994) e Magalhães Júnior et al.

(2011) propõem que mudanças na paisagem e em cursos fluviais que incidem verticalmente os vales das cabeceiras do alto Rio das Velhas seriam um resultado dos soerguimentos originados no cenozoico.

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CAPÍTULO 3 3 ESTUDO DE VOÇOROCAS

3.1 PROCESSOS EROSIVOS

De acordo com Silva et al. (2015) a erosão é um processo que compreende a desagregação, transporte por agentes como água ou vento e, posterior deposição. Ainda de acordo com este autor, há alguns agentes que são caracterizados como os principais responsáveis pelos processos erosivos, como a água da chuva, responsável pela geração da erosão hídrica, causada pelo destacamento das partículas em função da alta energia de impacto das águas da chuva.

Segundo Lepsch (2002), a erosão hídrica é o principal mecanismo de erosão e ocorre em duas fases: a desagregação e o transporte. A desagregação segundo ele é ocasionada principalmente pelo impacto da água da chuva com alta taxa de energia, especialmente em solos que não possuem vegetação, ou seja, estão desprotegidos. E o transporte depende de fatores como o tamanho das partículas, pois quanto menor a partícula, como silte e argila, mais fácil se dá o carreamento dessas.

A erosão ocasionada pela chuva, analisada por Cherobin (2012) revelou que alguns parâmetros influenciam diretamente nesse processo, que são eles: tamanho da gota, velocidade, distribuição, ângulo e direção, intensidade, frequência e duração.

Outros autores defendem outras propriedades responsáveis pela erodibilidade dos solos. De acordo com Lal (1994), as propriedades do solo, tais como tamanho das partículas, minerais constituintes, presença de matéria orgânica, dentre outros, influenciam na resistência do solo e, consequentemente na erodibilidade, desagregação de partículas e transporte realizado pela água pluvial.

3.2 TIPOS DE EROSÃO 3.2.1 Erosão laminar

Este tipo de erosão de acordo com Lepsch (2002) é ocasionado pela remoção de finas camadas do solo, de forma uniforme. O mecanismo responsável por isto refere-se ao impacto das gotas da chuva no solo, que ocasiona a quebra de agregados, produzindo partículas menores que se tornam mais susceptíveis de serem carregadas pela água pluvial, que em atuação prolongada provoca o aparecimento de canais (figura 3.1).

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De acordo com Drumond (2006), a erosão laminar se deve ao fato de a intensidade da chuva ser maior que o grau de infiltração que o solo apresenta. Dessa forma, esse volume de água em superfície se acumula e converge para locais onde há depressões, gerando o fluxo em lâmina.

Figura 3.1- Imagem de erosão laminar. Extraído de Fushimi et al. (2020).

3.2.2 Erosão em sulcos

Lepsch (2002) afirma que a erosão em sulcos ocorre em função de a superfície do solo não ser uniforme, ou seja, devido à presença de irregularidades na superfície que contribuem para que o fluxo das enxurradas siga por um caminho preferencial e, assim, se concentre em canais específicos. Quando este evento ocorre em encostas, a água pode convergir para outros canais já acentuados, ocasionando o aprofundamento destes.

Filho (2014) define os sulcos como canais que foram gerados devido à concentração de água proveniente de escoamento superficial, responsável por gerar incisões em forma de filetes, atingindo baixas profundidades do relevo (figura 3.2).

Figura 3.2- Erosão em sulcos. Extraído de Santana (2019)

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21 3.2.3 Erosão em ravina

Segundo Rego (1987) a erosão em ravina se dá pela intensificação da erosão em sulcos com o aumento da sua largura e profundidade. Alguns fatores foram citados por este autor como sendo os responsáveis pela intensificação da erosão, como as fortes chuvas que provocam o aumento do escoamento e geram eventos de queda das paredes laterais das canaletas. O autor observou ainda, que a erosão em ravina ao atingir o saprólito passa a se orientar de acordo com as estruturas da rocha matriz, como a foliação.

Oliveira (1994) e Cerri et al. (1997) classificam as ravinas como estruturas que apresentam forma alongada, possuindo o comprimento em unidades superiores à largura. Além disso, definem que a profundidade das ravinas pode ser variável, porém sem alcançar o lençol freático e sem a ocorrência de ramificações (figura 3.3).

Figura 3.3 - Erosão em ravina. Imagens disponíveis em: https://www.preparaenem.com/geografia/erosao.htm, acesso em 31/08/2021.

3.2.4 Erosão em voçoroca

Rego (1987) define a erosão em voçorocas como um fenômeno resultado de um estágio mais avançado do ravinamento, podendo apresentar formas variadas, como cavernas, buracos ou canais profundos. De acordo com Almeida Filho (2014), as voçorocas ocorrem devido ao aprofundamento das ravinas no terreno atingindo o lençol freático. Desse modo, a combinação entre água subsuperfical e superficial seria responsável por aumentar a velocidade do processo erosivo.

Já para outros autores, como Santos (2002) as voçorocas são feições que se desenvolvem a partir de um processo erosivo que tem como principal agente a água das chuvas. Durante o escoamento superficial laminar, estas podem se concentrar gerando sulcos que são os responsáveis por formar as ravinas e a evolução destas últimas ocasiona o surgimento de voçorocas.

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Segundo o Instituto de Pesquisa e Tecnologia – IPT (1990), as voçorocas são caracterizadas pela queda de blocos, afloramento do lençol freático e/ou surgência de água, sendo que fatores dimensionais como profundidade, largura e espessura não são considerados.

Para Pichler (1953) as voçorocas, denominadas por ele como boçorocas são formas erosivas que apresentam formato em “V”, estreitas, profundas e com flancos íngremes. Quanto à profundidade, estas podem alcançar de 15 a 30 metros ou até mesmo atingir centenas de metros (figura 3.4).

Figura 3.4 - Ilustração de processos erosivos com a formação de voçorocas. Extraído de Santana (2019)

Futai et al. (2005) propõem um modelo de evolução para as formas erosivas que se desenvolvem em solos não saturados, a partir do escorregamento retrogressivo, que se iniciaria devido à perda de coesão do solo e desestabilização do talude, principalmente em eventos de chuva, em consequência ocorrem os escorregamentos rotacionais (Figura 3.5).

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Quanto ao formato das voçorocas, existem diversas classificações a respeito do tema. Para este trabalho será adotada a classificação proposta por Ireland et al. (1939) apud Bigarella (2003), que indicou as seguintes classes, baseadas na morfologia: linear, bulbiforme, dendrítica, em treliça e paralela (Figura 3.6).

Figura 3.6- Representação das formas das voçorocas de acordo com Ireland et al. (1939).

Figura 3.5 - Modelo evolutivo dos processos erosivos que culminam no desenvolvimento de voçorocas. Modificado de Futai et al. (2005).

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CAPÍTULO 4 4 CLASSIFICAÇÃO GEOMECÂNICA DE MACIÇOS ROCHOSOS

4.1 INTRODUÇÃO

Neste capítulo é apresentada uma breve definição sobre os maciços rochosos e métodos geotécnicos utilizados neste trabalho. As análises geotécnicas são diversas, englobando tanto o estudo de rochas quanto de solos, sendo os últimos os mais explorados quando se investigam voçorocas.

Contudo, considerando a análise do maciço rochoso associado à voçoroca em estudo, foram utilizados dois métodos principais: a classificação geomecânica do maciço do tipo Rock Mass Rating (RMR) de Bieniawski (1989), para avaliar a qualidade do maciço e a análise cinemática de talude a fim de se fornecer um possível modelo de ruptura dos taludes verificados na voçoroca.

4.2 MACIÇO ROCHOSO

Serra Junior & Ojima (1988) caracterizam um maciço rochoso como um conjunto de blocos de rocha justapostos, também denominada por Bieniawski (1989) como uma massa rochosa que é separada por descontinuidades. Quanto ao grau de isotropia do meio, Serra Junior & Ojima (1988) relacionam-no a quantidade de descontinuidades e a escala que elas representam no material de análise. Portanto, é imprescindível a análise tanto do material intacto quanto das descontinuidades (Bieniawski 1989). E, para Oliveira & Brito (1998), a matriz heterogênea em conjunto com as descontinuidades perfazem o maciço rochoso.

4.2.1 Descontinuidades

Jacques (2014) classifica descontinuidades como elementos, a maioria de origem geológica, que cortam e delimitam a matriz rochosa. Além disso, o autor afirma que as descontinuidades desempenham papel fundamental no comportamento geomecânico do maciço, especialmente no tocante a resistência, visto que as rupturas podem ocorrer nesses planos de fraqueza

A International Society for Rock Mechanics (ISRM 1978) define as descontinuidades como superfícies naturais em que a resistência à tração é baixa ou muito baixa. Fiori & Carmignani (2009) caracterizam as juntas, falhas, contatos litológicos como as descontinuidades mais comuns presentes nos maciços.

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26 4.2.2 Características das descontinuidades

A seguir são apresentadas algumas das principais características das descontinuidades de acordo com o que é proposto por ISRM (1978), considerando-se a relevância destas para análise e classificação deste trabalho. Vale ressaltar que nem todas as características foram tratadas neste tópico, pois foram descritas no tópico sobre Rock Mass Rating (RMR).

4.2.2.1 Orientação

A orientação de um plano é a atitude desse plano e é medida considerando-se a direção e o mergulho do plano (figura 4.1). A direção é o ângulo formado entre o norte geográfico e a linha de interseção do plano da descontinuidade com o plano horizontal. O mergulho é obtido medindo-se o ângulo de inclinação do plano da descontinuidade com o plano horizontal (Magalhães & Cella 1998).

Figura 4.1- Orientação de um plano, em que α representa a direção do plano e β o ângulo de mergulho do plano.

Barton (1978).

4.2.2.2 Persistência

A persistência de acordo com a classificação sugerida pela ISRM (1978) está relacionada à extensão que uma descontinuidade ocupa em um plano. Suas dimensões podem ser calculadas analisando-se o comprimento do traço dessa descontinuidade no maciço. Fiori & Carmignani (2009) classificam a persistência como a área ocupada por uma descontinuidade. Na tabela 4.1 encontra-se a classificação da persistência.

Tabela 4.1- Classificação da Persistência, ISRM (1978)

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27 4.2.2.3 Espaçamento

O espaçamento pode ser definido, de acordo com Fiori & Carmignani (2009) como a média da distância entre as descontinuidades de uma mesma família. A tabela 4.2 contém a classificação do espaçamento de acordo com ISRM (1978).

4.2.2.4 Grau de fraturamento

Oliveira & Brito (1998) definem o grau de fraturamento como o inverso do espaçamento.

Guidicini et al. (1972) avaliam o fraturamento através da quantificação do número de fraturas que ocorrem por metro, em uma determinada direção, como está ilustrado na tabela 4.3.

4.3 RMR (Rock Mass Rating)

O sistema RMR (Rock Mass Rating) trata-se de um modelo de classificação geomecânica proposto por Bieniawski. O modelo adotado para uso neste trabalho refere-se ao divulgado em 1989, após modificações da versão inicial do trabalho de Bieniawski em 1973.

Tabela 4.3 - Grau de Fraturamento, Guidicini et al. (1972) Tabela 4.2 - Classificação do espaçamento, ISRM (1978)

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Bieniawski (1989) propôs um modelo de classificação baseado em seis parâmetros, a saber:

resistência da rocha intacta, Rock Quality Designation (RQD), espaçamento entre as descontinuidades, condição das descontinuidades, presença de água e orientação das descontinuidades (tabela 4.4 e 4.5).

Esses parâmetros são agrupados em faixas de valores, ou seja, cada item possui um peso atribuído a ele e o somatório desses parâmetros fornece o índice RMR que corresponde a uma das cinco classes de qualidade do maciço, tabela 4.6.

Para a aplicação da metodologia, Bieniawski (1989) propõe que o maciço seja dividido em regiões que possuam características semelhantes e uniformes. Estas regiões estruturais são individualizadas considerando-se as descontinuidades que delimitam essas seções, tais como falhas, fraturas, zona de cisalhamento, dentre outras.

Este sistema é considerado de simples aplicação, de acordo com Bieniawiski (1988), pois os parâmetros podem ser obtidos através de mapeamento geológicoou através de investigação geotécnica utilizando-se furos de sondagem. Contudo, o autor faz uma observação referente à necessidade de classificação de todos os parâmetros citados, pois a ausência de algum deles pode inviabilizar a execução do estudo.

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Tabela 4.4 - Parâmetros de classificação RMR. Adaptado de Bieniawski (1989)

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Para maior detalhamento das descontinuidades e análise mais crítica dos parâmetros associados, pode-se utilizar a tabela abaixo (tabela 4.5).

Tabela 4.5 - Valores associados às descontinuidades por parâmetro. Modificado de Bieniawski (1989)

O Parâmetro de resistência da rocha intacta é quantificado por Bienawski (1989) através dos ensaios de carga pontual e compressão uniaxial. Dada a inviabilidade de realização destes ensaios em laboratório, os mesmos serão estimados através de testes realizados em campo. A tabela 4.7, contém as informações sobre a determinação da resistência de forma indireta.

Tabela 4.6- Classes de atribuições RMR. Adaptado de Bieniawski (1989)

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Tabela 4.7- Classificação da resistência. Modificado de ISRM (1978)

4.4 ANÁLISE CINEMÁTICA EM TALUDE DE ROCHA

A análise cinemática de taludes trata-se de uma metodologia que tem por objetivo identificar pontos em que o maciço apresenta comportamento pouco estável e, dessa forma, prever possíveis rupturas (Fiori & Carmignani 2009). Hoek & Bray (1981) definem quatro principais modelos de

A análise cinemática de taludes trata-se de uma metodologia que tem por objetivo identificar pontos em que o maciço apresenta comportamento pouco estável e, dessa forma, prever possíveis rupturas (Fiori & Carmignani 2009). Hoek & Bray (1981) definem quatro principais modelos de

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