UNIVERSIDADE ESTADUAL DE PONTA GROSSA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
APOSTILA DE GEOLOGIA
PROF. Luiz Carlos Godoy
PONTA GROSSA /2005
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ÍNDICE
3 INTEMPERISMO ..................................................................................................................................................3
3.1 Conceito .........................................................................................................................................................3
3.2 Tipos de intemperismo...................................................................................................................................3
3.3 Intemperismo físico........................................................................................................................................3
3.3.1 Processos do intemperismo físico...........................................................................................................4
3.3.1.1 Variação da temperatura ..................................................................................................................4
3.3.1.2 Congelamento e degelo....................................................................................................................4
3.3.1.3 Crescimento dos minerais (cristais)..................................................................................................5
3.3.1.4 Alívio de pressões.............................................................................................................................5
3.4 Princípios do intemperismo químico ..............................................................................................................6
3.4.1 Processos do intemperismo químico ......................................................................................................7
3.4.1.1 Decomposição por oxidação ............................................................................................................7
3.4.1.2 Decomposição pela redução ...........................................................................................................8
3.4.1.3 Decomposição por hidrólise e hidratação........................................................................................8
3.4.1.4 Decomposição pelo ácido carbônico ...............................................................................................9
3.4.1.5 Dissolução ........................................................................................................................................9
3.5 Ação biológica na meteorização mecânica (física) ......................................................................................10
3.6 Ação do homem ...........................................................................................................................................11
3.7 Ação dos organismos...................................................................................................................................11
3.8 Formação de matacões em subsuperfície...................................................................................................11
3.9 Intemperismo predominante ........................................................................................................................11
3.10 Relação entre intemperismo e resistência das rochas ..............................................................................12
3.11 Resistência dos minerais ao intemperismo químico – escala de resistência do intemperismo ................12
3.12 Importância da resistência à decomposição dos minerais para a espessuras dos solos residuais .........12
3.13 Velocidade do intemperismo químico em rochas sãs ...............................................................................13
4 GEOLOGIA ESTRUTURAL................................................................................................................................14
4.1 Deformações das rochas .............................................................................................................................14
4.2 Deformações atectônicas ............................................................................................................................15
4.3 Perturbações tectônicas...............................................................................................................................15
4.4 Zona de plasticidade e de fratura.................................................................................................................15
4.5 Rochas competentes e incompetentes........................................................................................................15
4.6 Dobras (deformações plásticas) ..................................................................................................................16
4.6.1 Terminologia geral.................................................................................................................................16
4.6.2 Elementos geométricos de uma dobra.................................................................................................16
4.6.3 Tipos de dobras.....................................................................................................................................16
4.7 Falhas (deformações rúpteis) ......................................................................................................................20
4.7.1 Elementos geométricos de uma falha ...................................................................................................20
4.7.2 Tipos de falhas ......................................................................................................................................21
4.7.3 Reconhecimento de falhas no campo ...................................................................................................22
4.8 Fraturas ........................................................................................................................................................23
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3 INTEMPERISMO
3.1 Conceito
O intemperismo pode ser estudado sob muitos pontos de vista, tais como, processo inicial para
sedimentação, processo de formação de solo e, por isso, com interesse agronômico, processo de
enriquecimento em certos elementos, processo geológico de interesse em si. O nosso interesse no
intemperismo prende-se ao fato de o mesmo modificar drasticamente o comportamento das rochas. Isto
importa sobremaneira à Geotecnia e mesmo à Geomorfologia.
De qualquer forma, é preciso conhecer o processo em si para se tirar algumas conclusões sobre a
influência do intemperismo nessas áreas.
Por intemperismo entendem-se uma série de fenômenos e processos que promovem a fragmentação e
decomposição das rochas que se encontram na superfície ou próximo da superfície da crosta, em função do
contato destas com a atmosfera ou, em parte, com a hidrosfera. Não se inclui neste conceito o processo de
erosão. Este implica remoção de partículas sólidas. No intemperismo há remoção apenas de substância em
solução. Através do intemperismo são gerados os materiais que constituirão as rochas sedimentares.
Portanto, intemperismo é o conjunto de processos físicos, químicos e físico-químicos que atuam na
superfície dos continentes e que acabam, após milhares a milhões de anos, promovendo a desagregação
(fragmentação) ou decomposição das rochas expostas.
Rochas são agregados de minerais firmemente entrelaçados e/ou fortemente cimentados. Solos são
agregados de minerais (na sua maioria argilominerais) justapostos ou frouxamente entrelaçados e/ou
fracamente cimentados, que são desagregados pela pressão dos dedos quando umedecidos ou secos. Os
solos e os saprolitos são o resultado final do intemperismo físico e químico sobre as rochas.
3.2 Tipos de intemperismo
De uma forma generalizada, o intemperismo pode ser dividido em dois tipos fundamentais: o
intemperismo físico, que é o conjunto de processos que levam à fragmentação e desintegração da rocha, e o
intemperismo químico que é o conjunto de processos que levam à decomposição da rocha, transformando os
minerais primários em minerais secundários (argilominerais)..
SOLO
SAPROLITO
ROCHA
Fig. 32 – Afloramento mostrando seqüência de rocha sã, rocha intemperisada (saprólito) e solo.
3.3 Intemperismo físico
Intemperismo físico ou meteorização mecânica é a desagregação da rocha in situ e desorganização da
estrutura dos constituintes minerais, sem maiores mudanças químicas. Um resultado importante do
intemperismo físico é o aumento da superfície específica do material, tornando-o mais susceptível ao ataque
químico.
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O intemperismo físico envolve pressões na rocha pelo crescimento de cristais de gelo, aquecimento e
resfriamento, umidade e ressecamento e atividade orgânica. Mais da metade da superfície da terra sofre a ação
da temperatura e do congelamento.
3.3.1 Processos do intemperismo físico
3.3.1.1 Variação da temperatura
As rochas, por ação do sol, são aquecidas 1,5 a 2,5 vezes mais que a atmosfera, apresentando
temperaturas acima de 60°C. A noite elas passam a ter temperaturas da ordem de 20°C. Em algumas regiões,
pode chegar até 10°C e em outras, até de 0°C. Cada mineral possui um coeficiente de dilatação diferenciado,
provocando a desagregação da rocha devido às tensões de dilatação e compressão internas no maciço
rochoso.
As rochas, nestas condições dilatam-se durante o dia e contraem-se durante a noite. Sendo
submetidas diariamente a esforços intermitentes que após dezenas a centenas de milhares de solicitações são
capazes de provocarem o fraturamento das rochas, por fadiga.
3.3.1.2 Congelamento e degelo
A água ao congelar-se, cristaliza-se e aumenta em 9% seu volume. Quando uma fenda estiver cheia de
água e a temperatura atingir –22°C, o congelamento da água exerce sobre as paredes uma força expansiva
que atinge cerca 2.100 Kgf/cm2, que poucas rochas são capazes de resistir. A repetição periódica do
congelamento e degelo das águas intersticiais, que ocupam parcialmente ou totalmente os poros e as fendas,
acaba por fragmentar a rocha, mesmo as mais resistentes. Em regiões sujeitas a ciclos de congelamento e
degelo, as rochas estão cobertas por uma camada de fragmentos angulosos resultantes deste processo.
Em fendas ou diáclases profundas o congelamento superficial da água produz o confinamento da parte
que estiver abaixo. O congelamento prossegue de fora para dentro, aumentando a pressão da água profunda,
remanescente, à medida que se processa o congelamento e expansão das porções superiores. Enquanto a
pressão da água sobe, a temperatura do ponto de congelamento vai sendo abaixada até o ponto critico de 22°C.
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Ainda que a pressão máxima de 2.100 Kgf/cm não seja atingida, são geradas forças muito grandes
quando a água se congela em fendas e diáclases.
Fig. 32 A – Tensões em fratura devido ao congelamento de água.
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3.3.1.3 Crescimento dos minerais (cristais)
A água das chuvas, apesar de pura na fonte, pode no percurso se carregar de sais. Em locais muito
poluídos por fumaça de carvão e enxofre a água da chuva impregna-se de ácido sulfúrico diluído, que corrói
edifícios revestidos de calcário e de mármore. O produto da reação de corrosão é o gipso, um sal pouco solúvel
que se deposita nas fendas das rochas, provocando a sua desintegração. O processo de desagregação das
rochas por cristalização de sais é considerado um processo físico, mas é precursor do intemperismo químico,
porque predispõe a rocha a este último.
H2O + SO3 → H2SO4
H2SO4
+ CaCO3 → CaSO4 + H2O + CO2
ácido sulfúrico
calcita
anidrita
CaSO4 + 2H2O →
CaSO4.2H2O
gipsita
O ensaio de sanidade, comumente usado em geotecnia para avaliar a resistência da rocha ao
intemperismo, imita essa situação. Normalmente é tomado como um índice de alterabilidade da rocha, mas
deve ser olhado criticamente. Nesse ensaio, usa-se sulfato de Na e Mg em cuja solução a brita é mergulhada e
depois seca na estufa, por várias vezes, cumprindo uma determinada ciclagem. Como resultado, a brita passa
a se desagregar, perdendo material fino, se for intemperizável.
A desagregação resultante deste ensaio está na dependência da porosidade da rocha com poros
acessíveis à solução de sulfato de Na e Mg e revela uma resistência ou fraqueza a este tipo de intemperismo e
não a qualquer um.
3.3.1.4 Alívio de pressões
Todas as rochas são elásticas, isto é, diminuem de tamanho numa ou em todas as direções, quando
comprimidas. Esta situação é verificada quando a rocha está em profundidade.
Descongelamento de espessas camadas de gelo após um período glacial, ou erosão de espessas
camadas de solos e rochas provocam nos maciços rochosos alívio de pressão e conseqüente expansão do
maciço, originando fraturas paralelas à superfície do terreno ou a abertura de fendas existentes.
A quantidade de força expansiva armazenada nas rochas é muito grande. Bloom (1970) cita casos de
expansão de blocos graníticos, expostos artificialmente em pedreiras, da ordem de 1 milésimo, ao longo do
comprimento.
A expansão provocada por diminuição da pressão e alívio de carga decorre de processos meteóricos
atacando a integridade da rocha de fora para dentro. Nesse caso o processo é efeito do intemperismo, como
também é causa de um processo de desagregação mecânica - a esfoliação.
Figura 33 – Esfoliação superficial provocada alívio de pressão.
A esfoliação raramente atinge profundidades superiores a uma dezena de metros. O peso das rochas
sobrejacentes impede a expansão em maiores profundidades. Esse tipo de intemperismo tem importância em
barragens construídas em vales formados por erosão.
O alívio de pressão faz-se sentir tanto no sentido vertical como no sentido horizontal. Devido as
grandes massas de rocha removidas por erosão, o número de fendas abertas por alívio de pressão é
significativo e, fatalmente, ocorrerão grandes fugas de água sob as barragens construídas em tais vales.
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No caso de taludes em cortes de estrada, quando é realizada a escavação para a abertura da estrada,
é retirado o apoio natural do maciço rochoso. Como conseqüência, aparecem fissuras no maciço rochoso ou
solo, podendo ocorrer a ruptura do talude, conforme ilustrado na figura abaixo.
Fig. 33 A – Escorregamento rotacional (ruptura de declive) provocado por descalçamento de talude.
3.4 Princípios do intemperismo químico
Há uma regra geral em química que diz: quanto maior for a superfície de contato entre dois reagentes,
mais rápida será a reação. Desta forma, se imaginarmos um cubo de 2 cm de aresta, ele terá 24 cm2 de
superfície de contato com agentes do intemperismo. Se dividirmos esse cubo em cubos menores, de 1 cm de
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aresta, teremos 48 cm de superfície de contato para o mesmo volume de rocha (Fig. 34). E assim
sucessivamente. Portanto, quanto mais fraturada estiver a rocha, mais fácil será sua decomposição. Desta
forma, o intemperismo físico, através da fragmentação, prepara a rocha para o intemperismo químico.
Área = (2 cm × 2 cm ) × 6 lados
Área = 24 cm
2
Área = (1cm × 1cm) × 6 lados × 8 cubos
Área = 48 cm 2
Fig. 34 – Aumento da superfície superficial de uma rocha devido à fragmentação da mesma.
O intemperismo químico é caracterizado pela reação entre rocha e soluções aquosas diversas. A água
de precipitação atmosférica, apesar de naturalmente destilada, não é pura, pelo fato de os gases do ar serem
nela dissolvidos. Destes gases, os mais importantes no intemperismo são o oxigênio e o gás carbônico. O
nitrogênio, além de ser pouco solúvel, é inerte.
O nitrogênio atmosférico no entanto, graças à ação das faíscas elétricas e do oxigênio do ar nos dias
chuvosos, forma ácido nitroso e nítrico, de ação corrosiva sobre as rochas e de valor como adubo nitrogenado
para os vegetais. Ao infiltrar-se no solo, a água dissolve e carrega ainda diversas substâncias orgânicas e
inorgânicas, muitas vezes de natureza ácida, ativas também no intemperismo químico.
A marcha e o resultado final destes processos dependem principalmente da rocha, do clima, da coberta
vegetal, da topografia e do tempo de duração dos referidos processos. Em regiões glaciais, áridas, ou semiáridas, pouca importância possui a decomposição química. O clima úmido é o ambiente mais propício a tal
fenômeno, especialmente nas condições de umidade e calor, como no Brasil, onde a velocidade da reação é
acelerada pela temperatura. Esta, por sua vez, favorece o desenvolvimento de vegetação, aumentando assim a
quantidade de gás carbônico e de ácidos orgânicos, substâncias importantes na decomposição química das
rochas.
A penetração da decomposição em profundidade pode ser considerável, ao contrário da desintegração
física. Porém, como abaixo do nível de drenagem de uma região, as águas não se encontram em movimento,
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este nível é o limite inferior do intemperismo químico, ou seja, abaixo do nível de drenagem não ocorre
decomposição das rochas.
Distinguem-se três estádios na evolução intempérica de uma rocha. Tomemos o exemplo de uma
rocha cristalina feldspática qualquer. O primeiro estágio caracteriza-se pelo inicio do ataque químico ao
feldspato. Este apenas perde o seu brilho nacarado característico, tornando-se baço. A biotita, se presente,
perde parcialmente sua coloração, porém a textura da rocha é totalmente conservada. Em um segundo estágio,
os minerais são totalmente decompostos, mas percebe-se ainda a textura original da rocha. No caso do nosso
exemplo citado, tal produto recebe a designação popular de saibro. Finalmente, o terceiro estágio é o da
decomposição total da rocha, desaparecendo por completo a sua textura. É o que se denomina regolito, solo ou
manto de alteração. Certamente, há a passagem gradual entre esses três estádios. Deve ser aqui lembrado
que o processo de decomposição de uma rocha não vai além do nível de drenagem da região. De um modo
geral, somente acima deste nível se da o movimento de percolação das águas, as responsáveis pela
decomposição química das rochas.
Poucos são os minerais resistentes ao ataque químico. Entre eles, o mais importante é o quartzo. A
grande maioria decompõe-se com o tempo, transformando-se em minerais estáveis sob as condições
superficiais, mais os compostos solúveis, que são levados pelas águas, quando o clima for favorável a tal
fenômeno. O resíduo insolúvel permanece no lugar ou é levado também sob a forma de suspensão finíssima,
às vezes de natureza coloidal. Graças à deposição deste material fino (na maioria das vezes constituído por um
ou mais minerais argilosos), formar-se-ão as camadas de argilas. Não se verificando tal transporte seletivo, o
material fino, de dimensões coloidais fará parte do solo.
Os produtos da decomposição são os minerais secundários e algumas soluções. O tipo de argila
(mineral secundário) depende do mineral que a origina, do meio e da lixiviação subseqüente. A sílica em
solução pode precipitar ao redor dos grãos de quartzo.
Podemos classificar os processos de decomposição química conforme a natureza da reação existente
que predomina no processo, que poderá ser complexo, envolvendo mais de um tipo de reação química. Estas
podem ser: oxidação, redução, hidrólise e hidratação, carbonatação (decomposição pelo ácido carbônico) e
dissolução.
3.4.1 Processos do intemperismo químico
3.4.1.1 Decomposição por oxidação
É um dos primeiros fenômenos ocorrentes na decomposição subaérea. A oxidação pode ser promovida
tanto por agentes orgânicos como inorgânicos, sendo mais importantes os primeiros, resultantes principalmente
do metabolismo de bactérias. Os elementos mais suscetíveis de oxidação durante o intemperismo são:
carbono, nitrogênio, fósforo, ferro e manganês. Possui também importância a oxidação de compostos de
enxofre, como os sulfetos, dada a formação de ácido sulfúrico, agente poderoso na decomposição das rochas.
O ferro bivalente contido nas rochas passa para a forma trivalente, provocando, assim, modificações na
estrutura cristalina dos minerais ricos em ferro. Com a oxidação aparece normalmente uma mudança de cor,
para vermelho ou amarelo. Esta mudança é freqüentemente o primeiro indicio de decomposição.
Os íons de oxigênio contidos nas águas de infiltração, provenientes da atmosfera e da dissociação das
moléculas de água, reagem com qualquer elemento que forma os minerais, como o Fe, Mn, etc., das rochas,
liberando óxidos de ferro hidratados.
Exemplo:
4FeS2 + 8H2O + 15O2 → 2Fe2O3 + 8H2SO4
pirita
óxido de ferro
ácido sulfúrico
2Fe2SiO4 + O2 + 10H2O → 4Fe(OH)3 + 2H4SiO4
fayalita
bernalita
ácido silícico
Fe2SiO4 + 2H2O + ½O2 → Fe2O3 + H4SiO4
fayalita
hematita
Os óxidos de ferro hidratados são os grandes pintores da natureza, apresentando cor amarelo parda,
+3
+2
quando muito hidratados (Fe ); e cor vermelha, quando pouco hidratados (Fe ). Por esta razão, o manto de
intemperismo apresenta tonalidades variando em geral do amarelo ao vermelho. Quando a concentração de
óxido de ferro é muito grande no solo, esse pode se tornar uma importante fonte de minério de ferro. Esse solo
rico em ferro é conhecido como solo laterítico.
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3.4.1.2 Decomposição pela redução
Fenômenos de redução verificam-se em certas jazidas metalíferas, graças à ação do gás sulfídrico,
substância fortemente redutora. O ambiente de putrefação é favorável à formação de H2S e também de
hidrogênio nascente, outro agente de grande poder redutor, que pode atacar o sulfato de cálcio dos sedimentos
formando água e CaS, que se transforma posteriormente em hidróxido, e depois em carbonato de cálcio.
Fe2O3 + 4S-2 + 6H+ → 2FeS2 + 3H2O + 2e
3.4.1.3 Decomposição por hidrólise e hidratação
Estes dois processos acham-se intimamente relacionados. Pela hidratação a água é incorporada, indo
fazer parte do edifício cristalino do mineral e pela hidrólise dá-se a decomposição pela água.
Na hidrólise os íons de H+ das águas de infiltração, provenientes da dissociação das moléculas de água
e dos solutos ácidos, reagem com os minerais alumino-silicatos das rochas quebrando a estrutura cristalina da
maioria dos minerais, dando origem a novas espécies minerais, como as argilas.
Os minerais mais comuns das rochas, os silicatos, são atacados quimicamente pela água em dois
passos sucessivos. Primeiramente, a água penetra nos capilares dos minerais, afrouxando-os. No segundo
passo, provavelmente se realiza a hidrólise propriamente dita. Pela hidrólise ocorre a quebra completa da
estrutura cristalina do mineral atacado. A água pura, nas condições normais de pressão e temperatura,
apresenta um pequeníssimo grau de dissociação. Esta, contudo, cresce com a elevação da temperatura. A
água, uma vez em estado de dissociação, desdobra os silicatos em seus íons. Tomando-se como exemplo o
feldspato (ortoclásio), mineral mais comum das rochas, temos a seguinte reação:
2[K(AlSi3O8)] + 2H+ + 9 H2O → Al2(Si2O5)(OH)4 + 2K+ + 4H4SiO4
Ca(Al2Si2O8) . 2Na(AlSi3O8) + 6H2O + 4CO2 → 2NaHCO3 + Ca(HCO3)2 + 2Al2(Si4O10)(OH)2.H2O
feldspato plagioclásio
bicarbonato
de sódio
bicarbonato
de cálcio
argilomineral
A transformação de um mineral em argila por intemperismo leva, na natureza, centenas a milhares de
anos, não se formando, portanto, num período curto, como no correspondente à vida útil das obras de
engenharia. Por hidrólise, podem se formar diferentes tipos de argilas, dependendo das condições ambientais
de drenagem natural e de pH, que podem ser classificados em argilas expansivas e não expansivas. Entre as
argilas não expansivas ou de expansão desprezível, as mais comuns são:
•
Caulinita, que são silicatos hidratados de Al;
•
Micas hidratadas, que são basicamente silicatos hidratados de Al com K ou Na, podendo conter ainda Fe e
Mg.
•
•
•
Entre as argilas expansivas, denominadas de esmectitas, as mais comuns são:
Montmorilonitas: silicatos hidratados de Al, Fe e Mg.
Nontronitas: silicatos hidratados de Al e Fe.
Serpentinitas: silicatos hidratados de Al e Mg.
Fig. 35 – Decomposição esferoidal de basalto.
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3.4.1.4 Decomposição pelo ácido carbônico
A água de chuva dissolve o CO2 da atmosfera. A maior parte do CO2 continua em solução, enquanto
uma pequena parte se combina com a água para dar ácido carbônico, que se encontra sempre em estado de
dissociação: H2O + CO2 → H2CO3
Trata-se de um ácido bastante fraco, por ser pequena a dissociação e por ser mais intensa a reação
contrária dos íons formando água e gás carbônico. Apesar disso, trata-se, provavelmente, do agente mais
importante no intemperismo químico, pois age secularmente sobre os feldspatos (o mineral mais comum da
crosta terrestre), segundo a equação:
2K(AlSi3O8 ) + H2CO3 + 12H2O
ortoclásio
ácido
carbônico
-
→ 2KHCO3 + Al2(Si2O5)(OH)4
bicarbonato
de potássio
argilomineral
+ 5H4SiO4
ácido silícico
Outros ácidos, além do ácido carbônico, têm importância no intemperismo, como ácidos húmicos,
ácidos orgânicos resultantes do metabolismo de microrganismos, ácido sulfúrico proveniente da decomposição
de pirita, etc. Não se sabe ao certo qual o mais ativo, pelo fato de o tempo de decomposição ser extremamente
longo.
Os calcários (rochas sedimentares) e os mármores (rochas metamórficas) são constituídos
basicamente de calcita ou dolomita respectivamente. As águas de infiltração que percolam pelas fendas
daquelas rochas promovem reações de carbonatação e seus minerais são levados em solução sem deixar
resíduos formando, após milhares de anos, canais e cavernas de dissolução.
Fig. 36 – Decomposição de rochas por carbonatação.
3.4.1.5 Dissolução
Os ácidos agem também diretamente na dissolução de certos minerais. Os carbonatos são um dos
mais facilmente solubilizados. Um calcário ou um dolomito é lentamente dissolvido. Em se tratando de água
+2
-2
pura, a dissociação CaCO3 → Ca + CO3 é mínima. Contudo, se houver gás carbônico dissolvido na água, o
+
- íon H do ácido reage com o CO3
do calcário, aumentando assim a concentração dos íons HCO3, e a
dissociação do carbonato será, portanto, mais intensa. Forma-se assim, o bicarbonato de cálcio Ca(HCO3)2,
que é levado em solução.
O material argiloso insolúvel pode permanecer no mesmo lugar, de modo que poucos centímetros de
solo argiloso de uma região calcária podem corresponder a vários metros de espessura de calcário que já foi
dissolvido e lixiviado. Freqüentemente podemos observar a dissolução de mármores em fachadas de edifícios,
quando expostas à chuva, ou em pias de mármore.
Se em uma região calcária houver intensa circulação de água subterrânea, a dissolução processar-se-á
nas fendas, que vão sendo aumentadas, formando-se as cavernas calcárias, que serão tratadas no capitulo
referente à água subterrânea.
Caso altamente elucidativo é o de dois obeliscos egípcios, um deles levado à cidade de Nova York, e o
outro a Londres. Estes obeliscos de granito com inscrições gravadas em relevo estavam expostos a 3.500 anos
nas cidades de Alexandria e Heliópolis. O que foi levado para Londres sofreu a ação do intemperismo, mas a
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destruição não foi muito grande. O que foi para Nova York, em 1880, foi altamente danificado pelo clima úmido
e pelo freqüente congelamento, destruindo-se quase totalmente grande parte das gravuras em relevo. Ou seja,
em pouco mais de um século, portanto, o intemperismo foi muito mais ativo que num tempo 40 vezes maior, no
clima egípcio, apesar da precaução tomada, revestindo-se o obelisco duas vezes (em 1920 e 1930) com
vernizes especiais, impermeabilizantes.
Verificações em túmulos antigos de mármore em regiões úmidas mostram que o grau de dissolução é
de cerca de 10 mm por século. Em um castelo antigo da Rússia observaram a formação de 10 a 40 cm de solo
no alto de uma torre de calcário, no intervalo de 231 anos, entre 1699 e 1930. Este solo é muito semelhante ao
solo existente sobre o mesmo calcário ocorrente nas vizinhanças, provando a mesma derivação. É interessante
notar em regiões onde é menos intensa a queima de carvão para aquecimento, diminuindo, portanto, a
quantidade de CO2 da atmosfera, a dissolução do carbonato de cálcio é menor.
Fig. 37 – Efeitos do processo de dissolução em rochas.
3.5 Ação biológica na meteorização mecânica (física)
A atividade orgânica de animais escavadores, vermes e outros deve apenas ser citada, representando
pouca importância no intemperismo físico. Favorece, por outro lado, o intemperismo químico por facilitar o
caminho da água.
As árvores, muitas vezes, introduzem suas raízes em fraturas com material semi-alterado. Devido ao
seu crescimento, estas raízes tendem a deslocar os blocos diaclasados propiciando novos fraturamentos.
Muitas vezes esta força provem da ação do vento sobre a árvore, a qual transmite as tensões às raízes. O
exemplo de calçadas quebradas por raízes de árvores é sugestivo.
Fig. 38 – Efeito de cunha das raízes de árvores promovendo a fragmentação de rochas.
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3.6 Ação do homem
O homem, na atualidade, é um dos grandes quebradores de rocha em seu trabalho de cominuição
especialmente para obras de engenharia civil. Cada nova fratura, assim obtida, favorecerá o intemperismo.
3.7 Ação dos organismos
Cabe um destaque à ação dos organismos, por ser ação bioquímica. As plantas contribuem com CO2,
O2 e ácidos orgânicos. A remoção de certos nutrientes pelas plantas cria certo desequilíbrio químico no solo ou
saprólito, que irá atingir os minerais.
As bactérias, no entanto, são as que iniciam o ataque bioquímico. Por causa da magnitude das
exigências relativas à energia e poder de redução e oxidação desses organismos, grande quantidade de
minerais precisa ser transformada.
Agentes complexados de produtos metabólicos também auxiliam a dissolver substâncias inorgânicas e
alguns desses podem ser formados por micróbios.
3.8 Formação de matacões em subsuperfície
O processo de formação de matacões em subsuperfície é bastante conhecido e exemplifica bem o
ataque químico sobre a rocha.
A água com CO2 e outros reagentes penetra nas fraturas e passa a atacar um bloco inicial sob a forma
de um paralelepípedo. Nas faces há uma frente de ataque, nas arestas duas, nos vértices três. Como resultado
tem-se o arredondamento e a formação de matacões esféricos. Isto só se verifica quando o maciço rochoso é
pouco diaclasados preservando núcleos que ficam protegidos.
Fig. 38 A – Formação de matacões.
3.9 Intemperismo predominante
Os processos de intemperismo físico e químico não ocorrem isoladamente, mas simultaneamente.
Dependendo das condições climáticas, podem predominar os processos de intemperismo físico ou de
intemperismo químico. Em climas secos (frios ou quentes) predomina o intemperismo físico; em climas úmidos
predomina o intemperismo químico.
As reações químicas são aceleradas pela temperatura, portanto o intemperismo químico será maior
nas regiões de climas úmidos e quentes do que nos climas úmidos e frios. Ele é máximo, evidentemente, nos
trópicos.
Por estas razões, é que as espessuras máximas dos mantos de solos de decomposição de rochas
(regolitos) são da ordem de 120 m entre Curitiba e São Paulo, enquanto no Rio Grande do Sul são da ordem de
40 m, apesar da precipitação pluviométrica ser aproximadamente a mesma. Na região amazônica, as jazidas
de bauxitas ocorrem em solos residuais com espessuras de até 100m.
A profundidade do intemperismo físico é pequena, enquanto a do intemperismo químico é muito
grande, atingindo a mais de uma centena de metros em climas quentes e úmidos.
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3.10 Relação entre intemperismo e resistência das rochas
A resistência da rocha depende, de maneira geral, muito mais do estado de sanidade do que do tipo
petrológico. Isto é válido principalmente para as rochas ígneas e metamórficas que, quando sãs, possuem
resistência suficiente para praticamente todo tipo de obra. Dependendo da alteração, essa resistência cai
rapidamente.
Segundo Farjallat (1972), a importância da alteração dos materiais rochosos em construção reside
principalmente em 4 efeitos: diminuição de resistência com ou sem produção de finos; variação nas
características mecânicas de deformação e deformabilidade; variação na porosidade e permeabilidade e
conseqüentemente na estanqueidade; diminuição nas características de aderência ou adesividade, tanto a
ligantes hidráulicos como betuminosos.
3.11 Resistência dos minerais ao intemperismo químico – escala de resistência do
intemperismo
A resistência a decomposição dos minerais silicatados é diretamente proporcional ao teor de sílica e
inversamente proporcional ao teor de cátions presentes dentro da estrutura cristalina dos minerais. Por esta
razão, o quartzo, constituído só de SiO2, dificilmente se encontra decomposto na natureza.
Quadro 9 A - Escala de resistência ao intemperismo
MINERAIS DE
BAIXA
RESISTÊNCIA
→
MINERAIS DE
ALTA
RESISTÊNCIA
←
RESISTÊNCIA CRESCENTE
←
MINERAIS ESCUROS
MINERAIS CLAROS
FELDSPATO Ca
PIROXÊNIOS
ANFIBÓLIOS
MICA BIOTITA(preta)
FELDSPATO CaNa
FELDSPATO NaCa
FELDSPATO Na
FELDSPATO K
HEMATITA – LIMONITA
F2O3
F2O3 n H2O
MICA MOSCOVITA
CALCEDÔNIA
QUARTZO
3.12 Importância da resistência à decomposição dos minerais para a espessuras dos solos
residuais
Num mesmo clima úmido e numa mesma topografia a espessura dos solos, que residem sobre a rocha
que lhes deu origem por decomposição, é variável com o tipo de rocha, conforme mostrado esquematicamente
na figura a seguir.
Fig. 39 A – Espessuras relativas das camadas de solo sobre diferentes tipos de rochas.
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Quadro 9 B - Composições mineralógicas das rochas da figura 39 A
Feldspatos K
±60%
Quartzo
±30%
Feldspato CaNa
±10%
Xistos e
Micas escuras
±70%
Filitos
Quartzo
±30%
Granitos
±60%
Basaltos
Feldspatos CaNa
Diabásios
Piroxênios
±40%
Quartzo
±90%
Feldspato
±10%
Quartzito
Os basaltos e os diabásios, de mesma composição, são rochas constituídas de minerais de baixa
resistência a decomposição, dando origem a grande espessura de solo, dependendo da morfologia do terreno.
Os xistos e os filitos, sendo constituídos principalmente de micas com uma resistência ao intemperismo
químico um pouco maior, originam solos com uma espessura um pouco menor que a dos provenientes dos
basaltos.
Os quartzitos, constituídos basicamente de quartzo que não se decompõem, ocorrem na superfície
sem cobertura de solos ou geram solos de muito pequena espessura. Geralmente ocorrem solos arenosos de
pequena espessura em zonas planas.
Já os granitos, onde predominam minerais de alta resistência a decomposição (+ 85%), estão cobertos
por uma pequena espessura de solos em relação aos basaltos e aos xistos. Dessa forma, a construção de
subsolos de edifícios deve ser realizada preferencialmente sobre xistos ou basaltos, porque as escavações em
solos custam cinco vezes menos do que em rocha. Deve-se evitar, por motivos econômicos, construí-los sobre
granitos ou quartzitos.
3.13 Velocidade do intemperismo químico em rochas sãs
A velocidade de intemperismo químico é muito pequena. Em laboratório se consegue reproduzir o
intemperismo químico, mas não se obteve ainda uma escala de tempo. Os dados que se dispõe são de obras
muito antigas, onde as rochas empregadas ficaram permanentemente expostas ao sol e à chuva e
apresentaram as seguintes velocidades de decomposição:
•
PIRÂMIDES DE GRANITO DO EGITO → 1cm/5000 anos
•
TÚMULOS DE MÁRMORE DA INGLATERRA → 1cm/200anos
Portanto, toda vez que se empregar rochas sãs e duras, constituídas de minerais-silicatos como
granitos, gnaisses, basaltos, etc., deve-se esperar uma velocidade de decomposição maior que 1cm/1000anos.
Assim, não haverá qualquer problema de durabilidade dessas rochas, uma vez que a vida útil das obras
de engenharia é, em geral, bem inferior a 100 anos.
14
4 GEOLOGIA ESTRUTURAL
A geologia estrutural estuda a maneira pelas quais as rochas se dispõem na litosfera (dobradas,
falhadas ou fraturadas), e as forças que atuaram na deformação dessas rochas: forças internas, de origens
profundas, ou externas, resultantes da ação da gravidade. É considerada como o estudo das estruturas
individuais presentes nos corpos rochosos como dobras, falhas e fraturas. Essas estruturas individuais formam
padrões que permitem definir unidades tectônicas. O estudo da forma, padrão e evolução das grandes
unidades tectônicas, como bacias sedimentares, cinturões orogenéticos etc., denomina-se geotectônica.
A tectônica é o ramo da geologia que estuda os processos mecânicos de origem profunda,
responsáveis pelas deformações da litosfera, e as estruturas que resultam desses processos. Assim, a
tectônica tenta determinar as leis que governam esses processos e as causas que as produziram. Preocupa-se,
primariamente, com os problemas relacionados com a estrutura e o desenvolvimento da crosta terrestre.
4.1 Deformações das rochas
As rochas estão constantemente sob a ação de forças que se originam tanto na superfície quanto no
interior da Crosta. Essas forças causam vários tipos de deformações.
Por deformação entende-se qualquer variação de forma ou volume ou de ambos, que um corpo
experimenta quando sujeito à ação de pressões, tensões, variações de temperatura, etc.
As deformações podem ser:
Quadro 10 Tipos de deformações das rochas
ELÁSTICAS
DEFORMAÇÕES
PLÁSTICAS
RÚPTEIS
a) Deformação Elástica: A rocha, quando submetida a esforços, sofre deformação, entretanto retorna à forma
e volume primitivo quando cessa o esforço de deformação.
b) Deformação Plástica: Quando ultrapassa o limite de elasticidade de um corpo (rocha), o mesmo se
deforma não mais retornando à forma e volume primitivo quando cessa o esforço de deformação.
c) Deformação Rúptil: Ultrapassando o limite de plasticidade de um corpo (rocha), este se rompe sofrendo
deformação por ruptura ou fratura.
Estas perturbações podem ter origem atectônica ou tectônica, dependendo da natureza do esforço que
promove a deformação na rocha.
Fig. 39 – Representação esquemática de deformações plásticas e rúpteis de rochas.
15
4.2 Deformações atectônicas
Deformações atectônicas ou adiastróficas são as que se desenvolvem especialmente nas
sedimentares, sem o concurso da tectônica ou diastrofismo: isto é, não são causadas pelas deformações que
afetam os níveis profundos da crosta e não envolvem propagação das forças internas da Terra (forças
tectônicas) através do substrato rochoso sobre o qual elas se apóiam.
Estas deformações restringem-se a pequenas áreas, e originam-se por movimentos causados
principalmente pela ação da gravidade sobre massas rochosas destituídas de suporte ou apoio. Ocorrem à
superfície do terreno ou em níveis próximos a ela, e manifestam-se, via de regra, por meio de dobras e falhas
de pequeno porte, ditas atectônicas. Tais estruturas formam-se nos sedimentos durante sua própria deposição
antes de serem recobertos ou, ainda, desenvolvem-se nos sedimentos após sua formação, mas sem a
intervenção do tectonismo. Essas estruturas resultam, assim, de processos superficiais comumente
relacionados a fenômenos de erosão e deposição.
4.3 Perturbações tectônicas
As estruturas desenvolvidas em massas rochosas como resultado de movimentos tectônicos já foram
discutidas. Viu-se então que há abundantes evidências e manifestações provando que no passado geológico, e
mesmo atualmente, a crosta da Terra sofreu deslocamentos, basculamentos, arqueamentos, emergência ou
subsidência, por meio dos quais as formações rochosas têm passado por transformações quanto á sua
posição.
Diastrofismo é o termo geral que engloba todos esses movimentos da litosfera. Os movimentos podem
diferir bastante quanto ao sentido e à direção (para cima, para baixo, inclinado ou horizontal) e podem ainda ser
extremamente lentos e graduais, ou súbitos e violentos.
Os movimentos diastróficos podem ser motivados pela elasticidade da Terra bem como por sua
plasticidade. Se a pressão atuante é pequena, a litosfera volta à sua forma original ao ser aliviada a pressão.
Mas, se a pressão é grande e prolongada, a litosfera sofrerá processo de deformação, rompimento ou
dobramento.
Os movimentos da Terra que produzem enérgicos dobramentos e falhamentos de empurrão, indicando
compressão tangencial, foram denominados movimentos orogenéticos, de vez que tais estruturas são
encontradas em muitas cadeias de montanhas, reservando-se o termo movimentos epirogenéticos para o
amplo arqueamento e os deslocamentos verticais da crosta. Os processos são denominados, respectivamente,
de orogênese ou orogenia e epirogênese.
4.4 Zona de plasticidade e de fratura
Por plasticidade entende-se uma mudança gradual na forma e na estrutura interna de uma rocha,
efetuada por reajuste químico e por fraturas microscópicas, enquanto a rocha permanece essencialmente
rígida. Durante este processo não se produz a fusão. A rocha não chega a fundir-se.
Sob enormes pressões e temperaturas que existem nas grandes profundidades da Crosta, todas as
rochas experimentam uma tendência maior à plasticidade do que à fratura. A temperatura e a pressão
elevadas, a presença de umidade e a natureza da própria rocha são fatores que influem nesta plasticidade.
Próximo da superfície, as rochas são mais propensas à ruptura. Dessa forma, podemos distinguir na Crosta
duas zonas distintas de deformações: uma zona de plasticidade, a grande profundidade, e uma zona de fratura,
próxima da superfície. A máxima profundidade da zona de fratura é de aproximadamente 18 km. Abaixo dessa
profundidade, todas as rochas se manifestam como plásticas ante uma deformação. Quando falamos em
termos gerais de todas as rochas, a zona exterior de 18 km de espessura da Crosta pode ser considerada
quase que inteiramente como uma zona de plasticidade e fraturas combinadas.
As estruturas produzidas na zona de fraturas são as fraturas, falhas e fendas. Na zona de plasticidade
originam-se dobras, estruturas gnaíssicas, xistosas, etc.
4.5 Rochas competentes e incompetentes
Certas rochas possuem mais facilidade de se dobrarem e transmitirem os esforços recebidos. Tais
rochas são denominadas competentes como os folhelhos, argilitos, calcários, etc.
As que possuem maior tendência para se fraturarem são chamadas incompetentes, como o granito, o
diabásio, o gnaiss, o quartzito, etc.
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4.6 Dobras (deformações plásticas)
São ondulações ou convexidades e concavidades de tamanhos variados, existentes nos corpos
rochosos originalmente planos. Tais ondulações, conforme anteriormente referido, podem ter origem tectônica
ou atectônica. As dobras originadas por causas tectônicas, ou seja, de forças que se originam e atuam no
interior da crosta terrestre, em geral são de grandes envergadura e ocorrem em rochas compactas,
consolidadas.
As dobras atectônicas são resultantes de movimentos localizados que operam na superfície ou muito
próximo da superfície terrestre tais como deslizamentos, escorregamentos, acomodações de camadas
sedimentares, avanço de geleiras, etc. Atuam, portanto, na superfície da terra, em geral são de pequena
envergadura e atuam geralmente sobre sedimentos inconsolidados.
4.6.1 Terminologia geral
Do ponto de vista geral, há dois tipos fundamentais de dobras: os sinformes e os antiformes (Fig. 40).
Um antiforme é uma dobra que converge ou que se fecha para cima, sendo desconhecidas (ou
desconsideradas) as relações estratigráficas de suas rochas. Sinforme é uma dobra que converge ou que se
fecha para baixo, sendo desconhecidas (desconsideradas) as relações estratigráficas de suas rochas.
Quando se conhecem as idades relativas das rochas dobradas, as dobras podem ainda ser
classificadas em duas categorias principais: sinclinal e anticlinal.
Anticlinal é uma dobra que se fecha para cima, estando as rochas mais antigas no seu núcleo, ou
seja, no seu centro de curvatura (parte interna da dobra). Sinclinal é uma dobra que se fecha para baixo, tendo
as litologias mais novas no seu núcleo.
Fig. 40 - Classificação de dobras quando se conhece a idade das camadas: (A) Anticlinal antifórmico; (B)
Anticlinal sinfórmico; (C) Sinclinal sinfórmico; (D) Sinclinal antifórmico
4.6.2 Elementos geométricos de uma dobra
Os principais elementos geométricos constituintes de uma dobra (Fig. 41) são:
a) Superfície axial: É a superfície contendo as linhas de charneira de todas as superfícies dobradas
sucessivas. A superfície axial pode ser planar (vertical, horizontal ou inclinada), ou curva.
b) Eixo ou charneira: É a linha ao redor da qual se dá o encurvamento, de forma que existe um eixo para
cada camada. Pode ser definido ainda como a linha de intersecção da superfície axial com qualquer
camada.
c) Flancos: São os dois lados ou abas de uma dobra que se unem no eixo da mesma. No caso da ocorrência
de várias dobras, um flanco pode pertencer a duas dobras ao mesmo tempo (ver figura).
d) Crista: É a linha ao longo da parte mais elevada da dobra, podendo ou não coincidir com o eixo da dobra.
Cada camada apresenta uma crista, e a superfície formada por todas as cristas de uma dobra definem o
plano de crista.
e) Quilha: é a linha situada na porção mais baixa da dobra.
4.6.3 Tipos de dobras
a) Anticlinal: dobra com a convexidade voltada para cima, ou seja, na qual os flancos se abrem par baixo.
Caracteriza-se por possuir camadas mais antigas na sua parte interna (Fig. 42).
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Fig. 41 - Elementos geométricos de uma dobra. SA: superfície axial; SC: superfície de crista; SQ: superfície de
quilha; ch: charneira anticlinal; c’h’: charneira sinclinal; li: linha de inflexão; lc: crista ou linha de crista; lq: quilha
ou linha de quilha.
b) Sinclinal : dobra com a concavidade voltada para cima, ou seja, na qual os flancos se abrem para cima, ao
contrário da anticlinal. Caracteriza-se por apresentar rochas mais novas na parte central (Fig. 42 e 43).
c) Dobra simétrica: é a dobra cujos flancos apresentam o mesmo ângulo de mergulho. A superfície axial,
neste caso, divide a dobra em duas partes especularmente simétricas (Fig. 42 e 43).
d) Dobra assimétrica: é a dobra cujos flancos mergulham em ângulos diferentes (Fig. 43 A e 44).
e) Dobra isoclinal : dobra que apresenta os dois flancos mergulhando na mesma direção e com o mesmo
ângulo de mergulho, ou seja, os flancos são paralelos. A superfície axial pode ser vertical, inclinada ou
horizontal, sendo, neste último caso, definida como dobra recumbente (Fig. 45).
f) Dobra recumbente: dobra em que a superfície axial e os flancos são horizontais. Também chamada de
dobra deitada. Neste tipo de dobra um flanco situa-se abaixo do outro (Fig. 46, 47 e 48).
g) Monoclinal: dobra em forma de degrau, tendo apenas um dos lados (flancos) inclinado. Consiste na
mudança no valor do mergulho que, de suave, passa a relativamente mais forte e novamente suave,
enquanto sua direção permanece, praticamente, a mesma (Fig. 49).
h) Dobra com eixo mergulhante: é a dobra cujo eixo forma ângulo com a horizontal. Em planta apresentam
os flancos convergentes (Fig. 50 e 50 A).
Fig. 42 - Anticlinal e sinclinal com alguns elementos geométricos de uma dobra. A idade das camadas aumenta
de cima para baixo.
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Fig. 43 – Seqüência de anticlinal e sinclinal simétricas.
Fig. 43 A – Anticlinal assimétrica.
Fig. 44 - Conjunto de dobras assimétricas.
Fig. 45 - (A) e (B): Dobras isoclinais muito erodidas.
Fig. 46 e 47 – Fotografias de dobras recumbentes ou deitadas.
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Fig. 48 - Dobra recumbente ou deitada.
Fig. 49 – Dobra monoclinal.
Fig. 50 - Blocos-diagrama e mapa geológico de anticlinal e sinclinal com eixo mergulhante. A idade das amadas
aumenta de 6 para 1.
Fig. 50 A - Blocos-diagrama de anticlinal e sinclinal com eixo mergulhante.
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4.7 Falhas (deformações rúpteis)
São rupturas e deslocamentos relativos que ocorrem numa rocha ao longo de um plano, e pelo qual as
paredes opostas se movem uma em relação a outra. O bloco situado acima do plano de falha é denominado
capa ou teto, enquanto o situado abaixo é denominado lapa ou muro. Falhas verticais não apresentam capa
nem lapa. Portanto o aspecto essencial para a existência de falha é a ocorrência de movimento relativo entre os
blocos. De modo geral, o falhamento pode resultar de esforço compressivo, distensivo ou de torção.
4.7.1 Elementos geométricos de uma falha
a) Plano de falha: é a superfície ao longo da qual de deu o deslocamento. Quando o deslocamento processase de tal modo que ocorra muita fricção entre os blocos movimentados, a superfície do plano de falha tornase lisa e brilhante. Neste caso recebe a denominação de espelho de falha. Porém, geralmente o plano de
falha apresenta-se com pequenas irregularidades semelhantes a pequenos degraus (rugosidade
escalonada) e também com estrias ou caneluras. O escalonamento indica o sentido do movimento relativo
dos blocos e as estrias ou caneluras, a direção do movimento.
b) Linha de falha: é a linha resultante da intersecção do plano de falha em questão com a superfície do
terreno (Fig. 51).
c) Rejeito: é o valor do deslocamento sofrido durante a movimentação dos blocos. Esse deslocamento poderá
ser medido de maneiras diferentes, recebendo nomes distintos (Fig. 53):
c.1) Rejeito total: é a medida do deslocamento máximo real sofrido pelos blocos.
c.2) Rejeito vertical: é a medida do desnivelamento ocorrido em conseqüência da movimentação.
c.3) Rejeito horizontal: é a medida do deslocamento horizontal (afastamento) ocorrido, medido num plano
perpendicular à direção do falhamento.
c.4) Rejeito direcional: é a medida do deslocamento paralelo à direção da falha.
c.5) Rejeito de mergulho: é a medida do deslocamento efetuado paralelamente ao mergulho do plano de
falha.
Fig. 51 - Elementos geométricos de uma falha.
Fig.52 - Superfície de rocha contendo estrias e
escalonamentos. O sentido do movimento (setas)
foi inferido por meio dos ressaltos da superfície
estriada (escalonamentos)
Fig. 53 - Tipos de rejeitos de uma falha: ab = rejeito total; ac = db = rejeito de mergulho; ad = bc = rejeito
direcional; ae = rejeito horizontal; af = eb = rejeito vertical; cf = rejeito horizontal de mergulho.
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4.7.2 Tipos de falhas
Existem diversos tipos de falhas, sendo os principais:
a) Normal : é aquela em que o movimento relativo das partes foi tal que o bloco de cima (capa) aparentemente
se movimentou no sentido do mergulho (movimentou-se para baixo), isto é, a capa desceu em relação ao
bloco de baixo (lapa) (Fig. 54, 55 e 56).
b) Inversa : é aquela em que o bloco de cima (capa) aparentemente se movimentou para cima em relação à
lapa (bloco de baixo), ocorrendo uma espécie de “encavalamento” (Fig. 57).
c) Falha transcorrente: quando se verifica apenas deslocamento horizontal dos blocos rochosos. Também
chamadas de Falhas de rejeito horizontal (Fig. 58).
d) Vertical: quando a movimentação foi essencialmente vertical, isto é, o plano de falha é vertical e o
movimento também. Neste caso não se pode estabelecer capa e lapa.
e) Rotacional: é a falha onde ocorreu movimentação rotacional (Fig. 59).
f) Horst e graben: quando temos um conjunto de falhas escalonadas normais. A parte elevada é denominada
horst ou muralha tectônica, e a parte baixa denomina-se graben ou fossa tectônica (Fig. 60).
Fig. 54 – Desenho esquemático e fotografia de falha normal, esta com rejeito aproximado de 1,5 m.
Fig. 55 - Falha normal, resultante de esforços tensionais, mostrando plano de falha e escarpa de falha.
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Fig. 56 - Rifteamento originado por falhas normais paralelas.
Fig. 57 - Bloco elevado entre duas falhas inversas.
Fig. 59 – Falha rotacional.
Fig. 58 - Falha transcorrente ou de rejeito horizontal.
Fig. 60 - Sistema de falhas em graben e horst. G = graben;
H = horst
4.7.3 Reconhecimento de falhas no campo
O reconhecimento de falhas algumas vezes é fácil, principalmente quando ocorrem em afloramentos ou
cortes. Porém, na maioria das vezes, a escarpa de falha já foi modificada pela erosão e a ação do
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intemperismo provocou a alteração das rochas, cobrindo-as com um manto de intemperismo. Assim, a falha
também fica encoberta, dificultando sua identificação. As principais evidências indicativas de falhas são:
a) Evidências litológicas
1 Estrias e escalonamentos. As estrias são pequenos sulcos, aproximadamente paralelos, produzidos
pelo deslocamento relativo dos blocos, enquanto os escalonamentos são pequenas irregularidades
semelhantes à pequenos degraus. A direção do movimento é identificada pelas estrias e o sentido do
deslocamento pelo escalonamento. Na prática, o sentido do deslocamento poderá ser determinado da
seguinte maneira: passa-se a mão sobre a superfície de falha, acompanhando a direção das estrias. O
deslocamento do bloco que estava em contato com a superfície que está sendo analisada é no sentido
“mais macio” ao tato. (ver Fig. 52)
2 Existência de brecha tectônica (milonito). Como as rochas dispostas ao longo do plano de falha
sofrem ação de intensa pressão dirigida (atrito), são freqüentemente fragmentadas, originando brecha
tectônica, se o atrito for menos intenso, e milonito, se o atrito for muito intenso. Desta forma, a existência
de uma faixa alongada de brecha tectônica ou milonito, indica, seguramente, a existência de uma falha.
Porém, convêm lembrar que, poderão ocorrer falhas sem que se desenvolvam brecha tectônica ou
milonito
3 Encurvamento de camadas. A ocorrência de camadas encurvadas (Fig. 61), indica, seguramente, a
existência de falha.
4 Fraturamentos paralelas. Muitas falhas são caracterizadas por fraturas menores, próximas umas das
outras, ao longo da direção em que se efetuou o movimento. Esses fraturamentos tornam as rochas
mais permeáveis, permitindo a ação mais rápida do intemperismo nessas zonas de fraturas que nas
rochas adjacentes. Muitas vezes as fraturas encontram-se preenchidas por minerais secundários (sílica,
carbonatos, sulfetos, etc.).
Fig. 61 - Camadas encurvadas indicando a presença de falhas.
b) Evidências fisiográficas. As evidências fisiográficas, embora apenas indicativas, são também muito
importantes na identificação de falhas, podendo ser estudadas através da observação de fotografias aéreas,
seguidas de checagem em campo. As principais evidências fisiográficas são escarpas, depressões
lineares, deflexões paralelas de vales, reversão de drenagem, mudança brusca na vegetação, no solo
e nas rochas. Portanto, a presença de escarpas poderá indicar a existência de falhas. Contudo, nem toda
escarpa origina-se por falhamento. Algumas são formadas por ação erosiva.
4.8 Fraturas
É uma deformação por ruptura. Trata-se de um plano de ruptura que separa um bloco rochoso em duas
partes, sem que tenha havido qualquer deslocamento.
Junta: Fratura originada por contração devido ao resfriamento, como por exemplo no resfriamento de
corpos magmáticos.
Diáclase: Fratura originada por esforços tectônicos. Tais esforços podem ser de compressão ou por
contração.