QUADRILÁTERO FERRÍFERO

No documento TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO (páginas 27-0)

O QFe, situado na porção sul do Cráton São Francisco, é abordado em distintas vertentes que explicam sua gênese e evolução tectônica. Chemale Jr. et al. (1994) defendem que esta megaestrutura regional teve sua evolução marcada por dois principais eventos deformacionais.

O primeiro evento refere-se ao soerguimento de domos granito-gnáissicos e nucleação de sinclinais regionais do Supergrupo Rio das Velhas e Minas, ocorrido no Paleoproterozoico, no ciclo Transamazônico (2.1 a 2.1 Ga). Este evento extensional tem seus efeitos mais preservados na porção oeste do QFe, onde as deformações ocorridas no processo colisional subsequente são menores.

Algumas estruturas que se relacionam com esse evento extensional são as megasinclinais da Serra do Curral, Moeda, Dom Bosco, Santa Rita e Gandarela que possuem cinemática e geometria marcadas por zonas de cisalhamento e orientação WNW-ESE das megaestruturas.

O segundo evento de caráter compressivo está relacionado com o cinturão de cavalgamento com vergência W do Neoproterozoico, no ciclo Brasiliano (0.8-0.6 Ga). De acordo com Chemale Jr. et

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al. (1994) esse evento é o responsável pela rotação, translação e inversão dos sinclinais em torno da estrutura dômica que afetou principalmente a porção oriental do QF, obliterando características do evento extensional anterior.

Já Marshak & Alkmim (1989) definem quatro principais fases de deformação para o QFe.

Chamadas de D1, D2, De e D3, esses eventos tectônicos são indicados como os responsáveis pela formação das grandes estruturas geológicas.

Fase D1: refere-se ao processo que deu origem as dobras e falhas que possuem vergência para NW, alguns exemplos são o Sinclinal Gandarela e Sinclinal de Ouro Fino. Datados do Paleoproterozoico, mais especificamente do evento orogênico Transamazônico.

Fase D2: refere-se ao evento ocorrido no ciclo Uruçuano, do final do Paleotroterozoico e compreende estruturas tais como dobras com vergência para N e falhas de empurrão. O Sinclinal Moeda e Sinclinal Dom Bosco são exemplos dessa fase.

Fase De: caracteriza-se como um evento de características extensionais, ocorrido no mesoproterozoico e possui como principais estruturas marcantes desse período as falhas normais e a intrusão de diques máficos.

Fase D3: trata-se do conjunto dos eventos compressionais, pertencente ao período Neoproterozoico, no qual ocorreram as dobras e falhamentos com vergência para W.

Abaixo encontra-se o mapa geológico simplificado do QF, em relação à sua posição no Cráton São Francisco (Figura 2.1).

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Figura 2.1 - Mapa geológico simplificado do sul do Cráton São Francisco, mostrando a localização do Quadrilátero Ferrífero. Adaptado de Heilbron et al. (2016).

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10 2.3 LITOESTRATIGRAFIA

A litoestratigrafia abordada neste trabalho, baseia-se na divisão proposta por Endo et al.

(2020). A figura 2.2 resume a disposição das unidades litoestratigráficas. Além das suítes intrusivas máficas e ultramáficas, as demais unidades que compõem o QF são descritas a seguir.

2.3.1 Complexo Metamórfico

No Quadrilátero Ferrífero ocorrem cinco complexos metamórficos: Belo Horizonte, Caeté, Bonfim, Bação, Congonhas e Santa Rita (Alkmim & Noce 2006), que ocorrem na forma de domos (Alkmim & Marshak 1998). Os complexos metamórficos possuem idade arqueana entre 2.9 -3.2 Ga e são compostos por rochas como gnaisses, migmatitos e intrusões de granitóides (Teixeira 1985).

2.3.2 Supergrupo Rio das Velhas

Esta unidade corresponde a um terreno do tipo greenstone belt, que são associações de rochas metavulcânicas e metassedimentares que ocorrem em terrenos granito-gnáissicos, em regiões cratônicas, datadas do Arqueano, com idade entre 2.8-2.67 Ga (Almeida 1976, Dorr 1969). O Supergrupo Rio das Velhas é composto por três grupos que se dispõem da base para o topo na sequência: Quebra Osso (Schorscher 1978), Nova Lima (Dorr 1969, Ladeira 1980) e Maquiné (Dorr et al. 1957).

- Unidade Metavulcânica, composta por rochas ultramáficas, metabasaltos, metatufos, komatiítos, serpentinitos, esteatitos e formações ferríferas;

- Unidade Metassedimentar Química, composta por filito grafitoso, xisto carbonático e formação ferrífera bandada do tipo Algoma;

- Unidade metassedimentar clástica, composta por quartzitos, quartzo-xisto e meta conglomerado.

Por último, tem-se o grupo Maquiné que é dividido em duas formações, segundo Dorr et al.

(1957):

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- Formação Palmital, localizada na base é composta por filitos, filitos quartzosos e quartzitos sericíticos.

- Formação Casa Forte, composta por quartzitos sericíticos, quartzitos cloríticos e filitos e metaconglomerados na porção basal, segundo Gair (1962).

2.3.3 Supergrupo Minas

A divisão clássica do Supergrupo Minas em grupos Caraça (Alkmim & Marshak 1998), Itabira, (Alkmim & Noce 2006), Piracicaba (Alkmim & Noce 2006) e Sabará (Alkmim & Noce 2006, Dorr 1969) foi modificada por Endo et al. 2020, assumindo uma nova configuração, a saber:

- Grupo Tamanduá, constituído pela Formação Cambotas que se localiza na base desse grupo, composta por quartzitos, ortoquartzitos, quartzitos com lâminas ferruginosas, xistos quartzosos e argilosos. Na parte superior tem-se a Formação Morro Grande, constituída por xistos filíticos e quatzosos, xistos ferruginosos, formação ferrífera dolomítica.

- Grupo Caraça, composto pelas formações Moeda e Batatal. A primeira formação é constituída porquartzitos, quartzitos sericíticos, filitos e metaconglomerados (Dorr 1969). Quanto a Formação Batatal esta é constituída por filitos e, em menor quantidade, filito grafitoso, mármore dolomítico, formações ferríferas bandadas e meta cherts (Dorr 1969).

- Grupo Itabira, sobreposto ao Grupo Caraça, representa um período de transgressão e possui depósitos químicos de duas formações: a Formação Cauê, composta por formação ferrífera bandada do tipo Lago Superior, e a Formação Gandarela composta, predominantemente, por dolomitos (Alkmim &

Noce 2006).

- Grupo Piracicaba, composto pelas formações que se dividem da base para o topo em Cercadinho, Fecho do Funil, Taboões e Barreiro (Dorr et al. 1957). A Formação Cercadinho é composta por quartzitos ferruginoso, filitos prateados, em menor quantidade apresenta dolomitos, xistos sericíticos e metaconglomerados. Acima, encontra-se a Formação Fecho do Funil, em contato gradacional, caracterizada por filitos, filitos dolomíticos, metassiltitos e dolomitos quartzosos e argilosos. A Formação Taboões é composta por ortoquartzitos e, por último, Formação Barreiro constituída por filitos grafitosos, filitos e xistos.

2.3.4 Supergrupo Estrada Real

Esta unidade é composta pelos grupos Sabará e Itacolomi (Endo et al. 2020). O Grupo Sabará é composto pelas formações Córrego do Germano, Saramenha e Catarina Mendes. A Formação

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Córrego do Germano é composta por formação ferrífera bandada do tipo granular e quartzitos ferruginosos, esta formação representa a base do Grupo Sabará. A Formação Saramenha é contituida por clorita xistos, mica xistos com intercalações de metagrauvacas, quartzitos e formação ferrífera bandada. Enquanto no topo, tem-se a Formação Catarina Mendes constituída por biotita-quartzo xistos, quartzitos e filitos.

Quanto ao Grupo Itacolomi, este é composto pelas Formações Florália e Pico do Itacolomi. A Formação Florália é uma unidade constituída por ortoquartzitos, representando a base do grupo, já a Formação Pico do Itacolomi é constituída por quartzitos, metaconglomerados com seixos, calhaus e, em menor abundância, matacões com veios de quartzo, quartzito, itabirito, filito e granito (Endo et al.

2020).

Ocorre ainda o Grupo Barbacena, unidade estratigráfica presente na porção meridional do QFe, constituída por grafita xistos, gonditos, queluzitos, metacherts, xistos manganesíferos, micaxistos, quartzitos feldspáticos, filitos com intercalações de anfibolito e metaultramáficas. Segundo Cabral et al. (2019), esta é uma unidade correlata ao Grupo Sabará.

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,

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,

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