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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
MARCELO DOURADO DA SILVA
AVALIAÇÃO GEOLÓGICO-GEOTÉCNICA DE UMA PEDREIRA NO MUNICÍPIO DE SIMÕES FILHO, BAHIA
Salvador 2013
MARCELO DOURADO DA SILVA
AVALIAÇÃO GEOLÓGICO-GEOTÉCNICA DE UMA
PEDREIRA NO MUNICÍPIO DE SIMÕES FILHO, BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Paulo Gustavo Cavalcante Lins Co-orientador: Prof. Pedro Maciel de Paula Garcia
Salvador 2013
ii
TERMO DE APROVAÇÃO
MARCELO DOURADO DA SILVA
Salvador, 27 de março de 2013
AVALIAÇÃO GEOLÓGICO-GEOTÉCNICA DE UMA PEDREIRA NO MUNICÍPIO DE SIMÕES FILHO, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
_____________________________________________________ Profº. Drº. Paulo Gustavo Cavalcante Lins - Orientador
Escola Politécnica - Universidade Federal da Bahia
_____________________________________________________ Profº. Drº. Luiz Cesar Corrêa-Gomes
Instituto de Geociências – Universidade Federal da Bahia
_____________________________________________________ Profº. Drº. Carlson de Matos Maia Leite
Petrobras\Instituto de Geociências – Universidade Federal da Bahia
AGRADECIMENTOS
O autor agradece a todos aqueles que contribuíram, de forma direta ou indireta, para
a elaboração deste trabalho, e em particular:
Ao Professor Paulo Lins, pela orientação e por ter apresentado uma perspectiva
nova sobre geologia aplicada;
Ao Professor Pedro Garcia, pela co-orientação que enriqueceu a organização deste
trabalho;
À Natali Passos pelo auxílio com as descrições litológicas;
Aos professores Manoel Jerônimo e Ernande Melo pelo acesso aos equipamentos
do laboratório de mineralogia;
Aos servidores da CBPM – Companhia Baiana de Pesquisa Mineral, pela qualidade
da confecção das laminas;
Aos funcionários das Pedreiras Bahia, pelo apoio durante a coleta de dados de
campo.
RESUMO
O presente trabalho versa sobre a avaliação geológico-geotécnica dos taludes
de uma pedreira, localizado na APA do rio Joanes-Ipitanga, no município de Simões
Filho, na Região Metropolitana de Salvador. O maciço rochoso situa-se no Alto de
Salvador (BARBOSA et al, 2005), um horst de rochas metamórficas de alto grau, de
idade arqueana-paleoproterozóica, que limita-se a oeste com a bacia sedimentar
cretácea do Recôncavo, e a leste com sedimentos costeiros cenozóicos. As
principais estruturas geológicas que desarticulam o maciço são duas famílias de
falhas, com cinemática normal-dextral, e superfícies estriadas F1 (N184/65NW) e F2
(N138/60SW), sendo a última geralmente nucleada sobre a foliação metamórfica
SE-NW de ocorrência local, e cinco famílias de juntas fechadas com suave
rugosidade completam o sistema de descontinuidades, com valores médios, J1
(N223/72NW); J2 (N260/71NW); J3 (N070/60SE); J4 (N359/85NE); J5 (N045/18SE).
O estado de tensão necessário para desenvolver as estrias em F1 e F2, de acordo
com a anisotropia pré-existente, é compatível com a extensão geral L-O, seguida de
SE-NO relacionado com a abertura do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá, como último
e mais representativo evento deformacional que afetou estas rochas (MAGNAVITA
et al., 2005). Foram aplicados os sistemas de classificação RMR (Rock Mass Rating)
de BIENIAWSKI (1989) e SMR (Slope Mass Rating) de Romana (1985). Em
laboratório foi analisado os parâmetros necessários para realizar a retroanálise das
condições de ruptura ocorrida num dos taludes, este resultado permitiu o cálculo do
fator de segurança de todas as possibilidades de ruptura planar e em cunha nos
taludes rochosos. Na área da pedreira, os taludes são verticalizados, com desnível
de 45 metros e individualizados de acordo com sua posição: Talude Norte, Talude
Leste, Talude Sul e Talude Oeste. Os resultados da analise SMR e do cálculo do
fator de segurança é coerente com a situação estável dos taludes leste, sul e oeste.
O talude norte apresenta situações potenciais de ruptura, acusados pela
classificação SMR, enquanto o cálculo do fator de segurança produz valores acima
de 1,6 para as mesmas estruturas. Este conflito se deve a diferença da natureza dos
parâmetros de entrada para cada um dos métodos.
Palavras-chave: TALUDE; RUPTURA; RETROANÁLISE.
ABSTRACT
This work corresponds to a geological and geotechnical assessment of slope
of a stone mine, located in the area of environmental protection of Joanes-Ipitanga
River, municipality of Simoes Filho, in the Metropolitan Region of Salvador. The rock
mass is located in the Alto de Salvador (BARBOSA, 2005), a horst of high-grade
metamorphic rocks of Archean-Paleoproterozoic, which is limited to the west
Recôncavo Cretaceous sedimentary basin, and east with coastal sediments
cenozoic. The main geological structures that dismantle the massive failures are two
families with normal-dextral kinematics, and striated surfaces F1 (N184/65NW) and
F2 (N138/60SW), the latter usually nucleated on the metamorphic foliation of NW-SE
local occurrence and five families of closed joints with smooth roughness complete
the system of discontinuities, with mean values, J1 (N223/72NW) J2 (N260/71NW),
J3 (N070/60SE) J4 (N359/85NE) J5 (N045/18SE). The state of tension needed to
develop the grooves in F1 and F2 in accordance with the pre-existing anisotropy is
compatible with overall stretching EW, followed by SE-NW associated with the
opening of the rift Recôncavo-Tucano-Jatobá as the last and more representative
deformation event that affected these rocks (MAGNAVITA et al., 2005). We applied
the classification systems RMR (Rock Mass Rating) of BIENIAWSKI (1989) and SMR
(Slope Mass Rating) of Roman (1985). Was analyzed in the laboratory parameters
necessary to perform the retro-analysis of the conditions of rupture occurred in one of
the slopes, this result allowed the calculation of the safety factor of all possible planar
and wedge failure in rock slopes. In the mine area, the slopes are upright, with a drop
of 45 meters and individualized according to their position: North Slope, East Slope,
South Slope and West Slope. The results of the SMR analysis and calculation of
safety factor is consistent with the stable situation of the slopes east, south and west.
The north slope has potential situations of rupture, accused by the SMR
classification, while the safety factor calculation produces values above 1.6 for the
same structures. This conflict occurs because of the difference of types of input
parameters for each of the methods.
Keywords: SLOPE; RUPTURE; RETRO-ANALYSIS.
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. 1- Situação e localização da área de trabalho. TN - Talude Norte; TL -
Talude Leste; TS – Talude Sul; e TO – Talude Oeste. .............................................. 16
Figura 1. 2 - Imagem obtida do Google Earth (2011). ............................................... 16
Figura 3. 1- Distribuição de vetores de força. (a) afloramento rochoso; (b) resultantes
no plano considerado (MIOTO; COELHO, 1998). ..................................................... 23
Figura 3. 2– Elipsóide de tensão triaxial. ................................................................... 24
Figura 3. 3- Valores de tensões verticais determinados em projetos de mineração
(Hoek e Brown, 1980)................................................................................................ 27
Figura 3. 4 – Modelos teóricos para o desenvolvimento de tensões máximas de
cisalhamento em vales com maciços rochosos homogêneos (a) e heterogêneos (b)
(Goodman, 1989) ...................................................................................................... 28
Figura 3. 5- Esquemas de deformação. (a) Dúctil ; (b) Dúctil-Rúptil; (c) Rúptil-Dúctil;
e (d) Rúptil (HASUI; MIOTO, 1992) ........................................................................... 30
Figura 3. 6 - Passagem do domínio rúptil para o dúctil. Ilustrado por falha F e zona
de cisalhamento ZC (SIBSON, 1977), modificado por (HASUI; MIOTO, 1992). ....... 31
Figura 3. 7 – Descontinuidades na deformação coaxial. (a) Identificação dos tipos;
(b) Esquema do caso de desenvolvimento de C e C´. O circulo indica o estado
indeformado no interior do bloco (HASUI; MIOTO, 1992). ....................................... 32
Figura 3. 8- Descontinuidades formadas em faixas afetadas por cisalhamento não-
coaxial. R - Fratura de cisalhamento de Riedel; R´ - Fratura de cisalhamento
conjugada de Riedel; T - Fratura de partição; P, Y e X são fraturas de cisalhamento.
X//σ3 e Z//σ1 são os eixos cinemáticos e dinâmicos no instante da deformação
(HASUI; MIOTO, 1992). ............................................................................................ 33
Figura 3. 9 - Critério de Ruptura de Mohr-Coulomb. Extraido de Fiori e Carmignani
(2009). ....................................................................................................................... 41
Figura 3. 10 - Componentes normais e de cisalhamento do esforço e deslocamento
ao longo do plano de acamamento da amostra. Extraido de Fiori e Carmignani
(2009). ....................................................................................................................... 42
Figura 3. 11 - (a) Pico de resistência cisalhante e resistência residual. (b) Retas
representativas dos esforços de pico e residual. Extraido de Fiori e Carmignani
(2009). ....................................................................................................................... 43
Figura 3. 12- Principais tipos de deslizamento em taludes e estereogramas de
estruturas que podem dar origem a esses deslizamentos (Hoek & Bray, 1981),
modificado por Fiori e Carmignani (2009). ................................................................ 45
Figura 3. 13- Conceito de cone de atrito e escorregamento de um bloco ao longo de
um plano, sob a ação de seu próprio peso. A movimentação ocorre quando i > ɸ ou
quando o vetor peso (P) cair fora do cone de atrito. A) Condição de equilíbrio-limite,
na qual ɸ = i, b) Cone de atrito em um bloco inclinado, c) Projeção do cone de atrito
em diagrama de Wulff e d) Projeção do cone de atrito em diagrama de Schmidt-
lambert. Extraido de Fiori e Carmignani (2009). ........................................................ 49
Figura 4. 1 - Cráton do São Francisco e detalhe da geologia regional da área de
trabalho (SOUZA, 2010) ............................................................................................ 56
Figura 4. 2 – Mapa geológico simplificado da porção setentrional do Cráton do São
Francisco, destacando blocos Arqueanos-Paleoproterózoicos. (ALKMIM, 2004)
Modificado por Santos (2010). .................................................................................. 57
Figura 4. 3 - Corresponde aos blocos crustais arqueanos durante o processo de
colisão obliqua (Barbosa & Sabaté, 2002), modificado por Santos (2010)................ 59
Figura 4. 4 - Abertura E-W e posteriormente NO-SE do Rifte Recôncavo-Tucano-
Jatobá (MAGNAVITA et al., 2005). ........................................................................... 61
Figura 4. 5 – Mapa geológico regional do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e a
diversidade de substratos da bacia. (MILANI, 1987) Modificado por (WIEDERKEHR,
2008) ......................................................................................................................... 62
Figura 4. 6 - Arcabouço Estrutural da Bacia do Recôncavo. Adaptado de (ABRAHÃO
FILHO, 2009) ............................................................................................................. 63
Figura 4. 7 – Mapa das classes de densidade relativa produzido com ArcGIS 3D
analyst. ...................................................................................................................... 65
Figura 4. 8- Diagrama estereográfico sinóptico da distribuição das Juntas no maciço
rochoso. N=251. ........................................................................................................ 79
Figura 4. 9- Diagrama de Rosetas da direção das Juntas. N = 251. ......................... 80
Figura 4. 10 – Visada para oeste, Talude Oeste, face livre para o Leste. (a)
Fotografia do Talude Oeste, bancada superior com 50 metros de altura. (B) Esboço
das Juntas aflorantes, família 3m (076/60SE) destacado em vermelho. ................... 80
Figura 4. 11 - Diagrama estereográfico sinóptico da distribuição das Falhas no
maciço rochoso. N=126. ............................................................................................ 81
Figura 4. 12 - Diagrama de Rosetas da direção das falhas. N = 126. ....................... 82
Figura 4. 13 - Diagrama estereográfico sinóptico das estrias das Falhas no maciço
rochoso. Sobre F1 o máximo 35º para N344 e sobre F2 o máximo 30º para N297,
N=40. ......................................................................................................................... 82
Figura 5. 1 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude
norte. ......................................................................................................................... 85
Figura 5. 2 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude norte.
Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude
em verde. .................................................................................................................. 86
Figura 5. 3 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude
leste. .......................................................................................................................... 87
Figura 5. 4 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude leste.
Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude
em verde. .................................................................................................................. 88
Figura 5. 5 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude
sul. ............................................................................................................................. 89
Figura 5. 6 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude sul, trecho
leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do
talude em verde. ........................................................................................................ 89
Figura 5. 7 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude sul, trecho
leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do
talude em verde. ........................................................................................................ 90
Figura 5. 8 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude
oeste.......................................................................................................................... 91
Figura 5. 9- Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude oeste, trecho
leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do
talude em verde. ........................................................................................................ 91
Figura 5. 10 – Histograma do Ângulo de atrito, 68 medições. ................................... 92
Figura 5. 11 - Análise de ruptura planar no talude norte segundo a junta J3 ............ 93
Figura 5. 12 - Análise de ruptura planar no talude oeste, segundo J5 e J4............... 94
Figura 5. 13 - Análise de ruptura em cunha no talude norte...................................... 95
Figura 5. 14 - Análise de ruptura em cunha no talude leste. ..................................... 95
Figura 5. 15 - Análise de ruptura em cunha no talude sul. ........................................ 96
Figura 5. 16 - Análise de ruptura em cunha no talude oeste. .................................... 96
Figura 5. 17 - Análise de tombamento de bloco segundo J2 no talude norte. ........... 97
Figura 5. 18 - Análise de tombamento de bloco segundo J3 no talude sul. A) trecho
leste. B) Trecho oeste ............................................................................................... 98
Figura 5. 19 - Análise de tombamento de bloco segundo F1 no talude oeste. .......... 98
Figura 5. 20 - Parâmetros do talude leste oriundos da reconstituição da configuração
do talude obtidos no RocPlane. ............................................................................... 108
Figura 5. 21 – Ilustração da ruptura planar gerada por J3 no talude norte elaborado
do DIPS. .................................................................................................................. 109
Figura 5. 22 – Ilustração da ruptura planar gerada por J4 no talude oeste elaborado
do DIPS. .................................................................................................................. 110
Figura 5. 23 – Ilustração da ruptura planar gerada por J5 no talude oeste elaborado
do DIPS. .................................................................................................................. 111
Figura 5. 24 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2b,J3). J1 representa a falha F2b
(N125/68SO) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE). .......................................... 112
Figura 5. 25 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2b,J4). J1 representa a falha F2b
(N125/68SO) e J2 representa a junta J4 (N004/85SE). .......................................... 113
Figura 5. 26 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2a,J3). J1 representa a falha F2a
(N147/47SO) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE). .......................................... 113
Figura 5. 27 - Ilustração da ruptura da cunha i(J4,J3). J1 representa a junta J4
(N004/85SE) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE). ........................................... 114
Figura 5. 28 - Ilustração da ruptura da cunha i(J4,F2a). J1 representa a junta J4
(N004/85SE) e J2 representa a falhaF2a (N147/47SE). ......................................... 114
Figura 5. 29 - Ilustração da ruptura da cunha i(J2,F2). J1 representa a junta J2
(N267/63NO) e J2 representa a falhaF2 (N155/54SO). .......................................... 115
Figura 5. 30 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a
junta J1 (N222/73NO) e J2 representa a junta J4c (N013/53SE). ........................... 116
Figura 5. 31 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a
junta J1 (N222/73NO) e J2 representa a junta J4c (N013/53SE). ........................... 116
Figura 5. 32 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a
junta J1 (N222/73NO) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE). .......................... 117
Figura 5. 33 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4a) no trecho leste. J1 representa a
junta J1 (N222/73NO) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE). .......................... 117
Figura 5. 34 - Ilustração da ruptura da cunha i(F1,J4a) no trecho leste. J1 representa
a falha F1 (N185/71NO) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE). ....................... 118
ÍNDICE DE FOTOGRAFIAS
Microfotografia 4. 1 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados do Charnoenderbito na lamina 05. Biotita (Bt), minerais opacos (Mo),
plagioclásio (Pl), diopsídio (Di), quartzo (Qz), microclina (Mi) e Hiperstênio (Hi). Área
onde é possível identificar fraturas no Quartzo sinalizado com borda vermelha na
fotografia em luz plana. ............................................................................................. 66
Microfotografia 4. 2 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados. Biotita (Bt), minerais opacos (Mo), plagioclásio (Pl), diopsídio (Di), quartzo
(Qz), microclima (Mi) e Hiperstênio (Hi). Embaiamento do quartzo com o plagioclásio
no canto esquerdo superior ....................................................................................... 68
Fotografia 4. 3 – Visada para sul, talude sul, trecho leste. Monzogranito Gnaisse
truncado pelo Quartzo Diorito. Circulo vermelho indica local onde foi retirada a
amostra para a confecção da lamina 02.................................................................... 69
Microfotografia 4. 4 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados. No Monzogranito Gnaisse na parte superior, quartzo (Qz),plagioclásio (Pl),
microclina (Mi), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo). No Quatzo Diorito na parte
inferior, plagioclásio (Pl),Biotita (Bt),quartzo (Qz), minerais opacos (Mo), e
microclima (Mi). Linha tracejada em vermelho indica sigmoides no Quartzo Diorito. 70
Fotografia 4. 5 –Visada para norte, talude norte, 45 metros de altura. Zona de
cisalhamento rúptil nucleada sobre a foliação, onde foi retirada a amostra de Quartzo
Monzodiorito Anfibolitizado da lamina 12. ................................................................. 71
Microfotografia 4. 6 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados. No , Quartzo Monzodiorito Anfibolitizado, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl),
microclina (Mi), Biotita (Bt). (Hb) hornblenda e minerais opacos (Mo). ..................... 72
Microfotografia 4. 7 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados. No Hornblenda Quartzo Monzonito, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl),
microclina (Mi), hornblenda (Hb), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo). ..................... 74
Fotografia 4. 8 – Visada para sul, talude sul, próximo da intereseção do talude leste.
Hornblenda Granodiorito em afloramento. ................................................................ 75
Microfotografia 4. 9 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis
cruzados. No Hornblenda Quartzo Monzonito, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl),
microclina (Mi), hornblenda (Hb), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo). ..................... 76
Fotografia 4. 10 - Setor leste do Talude Norte, visada da fotografia para o Norte.
Intrusão grosseira, notar núcleo de piroxênio próximo à caneta. Saturação
exagerada para destacar a intrusão. ......................................................................... 77
Fotografia 4. 11 – Setor leste do Talude Norte, visada da fotografia para o Norte.
Granulito foliado, cortado por intrusão mais antiga N330/75NE (vermelho) com 100
cm de espessura, por sua vez truncado por intrusão granítica mais nova, sub-
horizontal (amarelo) com 30 cm de espessura. ......................................................... 78
Fotografia 4. 12 - Superfície de falha N130/63SW, representante da família F2, os
slickenside no Talude Norte. ..................................................................................... 81
Fotografia 5. 1- Talude Norte, Visada para norte. Bancada inferior 14 m, Banca
Superior 45 m parte oeste. ........................................................................................ 85
Fotografia 5. 2 - Exemplar de ruptura em cunha no talude norte, nucleada entre F2a
(amarelo) e J4 (verde). .............................................................................................. 86
Fotografia 5. 3 - Talude Leste, Visada para Leste. .................................................... 87
Fotografia 5. 4 - Talude sul, Visada para sul. ............................................................ 88
Fotografia 5. 5- Talude oeste, visada para oeste. ..................................................... 90
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1 - Ensaios expeditos para estimar a resistência de materiais geológicos .... 19
Tabela 2- RMR (Rock Mass Rating) .......................................................................... 52
Tabela 3- Valores dos fatores de ajuste para classes de orientação ........................ 54
Tabela 4 - Fator de ajuste para o método de escavação .......................................... 55
Tabela 5- Classes de Estabilidade ............................................................................ 55
Tabela 6 - Classificação da condição das descontinuidades do talude norte............ 99
Tabela 7- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de
Bieniawski (1989) do talude norte ........................................................................... 100
Tabela 8 - Classificação da condição das descontinuidades do talude leste .......... 100
Tabela 9- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de
Bieniawski (1989) do talude leste ............................................................................ 101
Tabela 10- Classificação da condição das descontinuidades do talude sul ............ 101
Tabela 11- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de
Bieniawski (1989) do talude sul ............................................................................... 102
Tabela 12- Classificação da condição das descontinuidades do talude oeste ........ 102
Tabela 13 - Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de
Bieniawski (1989) do talude oeste ........................................................................... 102
Tabela 14- Classificação SMR das estruturas do talude norte ................................ 103
Tabela 15- Classificação SMR das estruturas do talude leste ................................ 104
Tabela 16- Classificação SMR das estruturas do talude sul, trecho leste ............... 105
Tabela 17- Classificação SMR das estruturas do talude sul, trecho oeste .............. 105
Tabela 18- Classificação SMR das estruturas do talude oeste ............................... 106
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO .................................................................................................................................15
1.1 Apresentação ..............................................................................................................................15
1.2 Localização ..................................................................................................................................15
1.3 Objetivos .....................................................................................................................................17
2 MATERIAIS E MÉTODOS .................................................................................................................18
2.1 Levantamento de Campo ............................................................................................................18
2.2 Tratamento de Amostras .............................................................................................................18
2.3 Programas Computacionais .........................................................................................................20
2.3.1 Dips ..........................................................................................................................................20
2.3.2 Rocplane ..................................................................................................................................20
2.3.4 Swedge ....................................................................................................................................21
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ..........................................................................................................22
3.1 Estado de Tensões.......................................................................................................................22
3.1.1 Tensão e Campo de Tensões ....................................................................................................23
3.1.2 Origem das Tensões Naturais ...................................................................................................25
3.1.3 Tensões Induzidas em Engenharia ............................................................................................28
3.2 Estrutura e Deformação ..............................................................................................................29
3.2.1 Comportamento das Rochas.....................................................................................................30
3.2.1.1 Deformação Coaxial ..............................................................................................................31
3.2.1.2 Deformação Não-Coaxial .......................................................................................................32
3.3 Estruturas Fundamentais.............................................................................................................33
3.3.1 Juntas .......................................................................................................................................33
3.3.2 Falhas .......................................................................................................................................34
3.4 Caracterização de Maciços Rochosos ...........................................................................................37
3.5 Resistência e Critério de Ruptura.................................................................................................40
3.6 Análise Cinemática de Taludes em Rocha ....................................................................................44
3.6.1 Tratamento de Dados Estruturais .............................................................................................45
3.6.2 Escorregamento Segundo Estruturas Planares ..........................................................................46
3.6.3 Deslizamento em Cunha ...........................................................................................................47
3.6.4 Tombamento de Blocos ............................................................................................................48
3.7 Condições para Movimentações de Blocos ..................................................................................48
3.7.1 Representação do Cone de Atrito em Projeção Estereográfica ..................................................49
3.7.2 Condições para a movimentação de blocos ..............................................................................49
3.8 Retroanálise ................................................................................................................................51
3.9 Sistemas de Classificação de Maciços Rochosos...........................................................................51
3.9.1 RMR (ROCK MASS RATING).......................................................................................................52
3.9.2 SMR (SLOPE MASS RATING) ......................................................................................................53
4 GEOLOGIA ......................................................................................................................................56
4.1 Geologia Regional .......................................................................................................................56
4.1.1 Unidades Tectônicas da Porção Norte do Cráton do São Francisco ...........................................57
4.1.2 O Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá ............................................................................................60
4.1.3 Grupo Barreiras ........................................................................................................................64
4.2 Geologia Local .............................................................................................................................64
4.2.1 Litologias ..................................................................................................................................65
4.2.1.1 Região Sudoeste ....................................................................................................................65
4.2.1.2 Região Central .......................................................................................................................69
4.2.1.3 Região Nordeste ....................................................................................................................73
4.2.2 Intrusões ..................................................................................................................................76
4.2.4 Evolução das estruturas ...........................................................................................................83
5 ESTABILIDADE DOS TALUDES ..........................................................................................................84
5.1 Situação dos Taludes ...................................................................................................................84
5.2 Análise Cinemática dos Taludes em Rocha...................................................................................92
5.2.1 Determinação do Ângulo de Atrito ...........................................................................................92
5.2.2 Análise de escorregamentos segundo estruturas planares ........................................................93
5.2.3 Análises de Deslizamentos em Cunha .......................................................................................94
5.2.4 Tombamento de blocos ............................................................................................................97
5.3 Classificação do Maciço Rochoso .................................................................................................99
5.3.1 RMR (Rock Mass Rating) ...........................................................................................................99
5.3.2 SMR (Slope Mass Rating) ........................................................................................................103
5.4 Retroanálise ..............................................................................................................................106
5.5 Cálculo do Fator de Segurança ..................................................................................................108
5.5.1 Calculo do Fator de Segurança Segundo Estruturas Planares ..................................................108
5.5.2 Calculo do Fator de Segurança Segundo as Cunhas .................................................................111
6 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ...............................................................................................120
REFERÊNCIAS ..................................................................................................................................123
15
1 INTRODUÇÃO
1.1 Apresentação
Em atividades de mineração, onde intervenções em forma de túneis ou
taludes podem criar condições de instabilidade no maciço rochoso, é necessária
uma avaliação do contexto geológico para este fim. A possibilidade de ruptura do
maciço envolve muitos aspectos relevantes como a segurança dos operários e
equipamentos, a operacionalidade, economicidade do processo de lavra e o legado
para a sociedade. No caso deste trabalho, se trata da avaliação dos taludes de uma
pedreira no município de Simões Filho, na região metropolitana de Salvador.
Esta avaliação visa à natureza do maciço, sua constituição e histórico de
tensões e suas características geométricas, como forma, inclinação, altura dos
taludes, distribuição espacial das descontinuidades e percolação de fluidos, entre
outros. Além do mapeamento e da analise de amostras em laboratório, o uso de
programas de computador permite a quantificação da segurança dos taludes.
Os dados levantados nesse projeto servirão para contribuir com o nível de
conhecimento geotécnico na Região Metropolitana de Salvador, onde diversas obras
de engenharia estão envolvidas com escavação em rocha no mesmo contexto
geológico que a pedreira.
1.2 Localização
A área escolhida como objeto de estudo foi a cava atual das Pedreiras Bahia,
situada no município de Simões Filho, na região metropolitana de Salvador, dentro
da APA do rio Joanes-Ipitanga. Tem coordenada central de referência a UTM
564584 m E, 8578304 m N e o acesso a pedreira é feito pelo km 14 da BR-324. O
mapa de situação e localização da mina é apresentado na Figura 1.1.
16
A área escavada tem aproximadamente 10 hectares e foi setorizada em
quatro taludes principais de acordo com a posição dentro da cava: Talude Norte;
Talude Leste; Talude Sul (Trecho leste e oeste); e Talude Oeste. A imagem da área
escavada do Google Earth, obtida pelo satélite GeoEye em julho de 2011, mostra a
situação atual da área escavada e a distribuição dos taludes, ver Figura 1.2.
Figura 1.2 - Imagem obtida do Google Earth (2011).
Figura 1. 1- Situação e localização da área de trabalho. TN - Talude Norte; TL - Talude Leste; TS – Talude Sul; e TO – Talude Oeste.
Figura 1. 2 - Imagem obtida do Google Earth (2011).
250 m
17
1.3 Objetivos
A avaliação geológico-geotécnica em pedreiras envolve dois aspectos
fundamentais: A segurança dos taludes deixados na região para a posteridade; a
busca por tornar mais eficiente a produção de materiais para construção civil. Desta
forma, este trabalho visa à caracterização geológica-geomecânica da área de
mineração das Pedreiras Bahia.
Para tanto, foram realizados:
1) Levantamento de dados a partir de mapeamento geológico;
2) Tratamento dos dados levantados, a fim de identificar as famílias de
descontinuidades e do padrão de ruptura que podem gerar em cada face
de talude;
3) Classificação do maciço rochoso com base nos seguintes sistemas de
classificação geomecânica:
a. RMR (Rock Mass Rating) – de Bieniawski (1989), utilizado para a
identificação de classes de maciço, é principalmente aplicado na
escavação de túneis, e serve de subsidio para o calculo do SMR.
b. SMR (Slope Mass Rating – de Romana, (1985), utilizado para avaliar a estabilidade dos taludes rochosos;
4) Retroanálise e quantificação da segurança dos taludes através de programas de computador.
18
2 MATERIAIS E MÉTODOS
2.1 Levantamento de Campo
A avaliação geológico-geotécnica de taludes rochosos só é possível com a
descrição das características do maciço rochoso e de suas descontinuidades físicas.
As informações de campo pertinentes a este estudo ocorreu entre janeiro e março
de 2012. Como não há um cadastro topográfico da cava atual da mina, foi levantada
mais de uma centena de pontos com GPS Garmin etrex20 na base dos taludes, que
possibilitou a criação de uma base cartográfica para o mapeamento. Também foi
utilizada a imagem do local exibida no Google Earth, obtida em 27 de julho de 2011,
que apresenta o estagio atual da cava da mina.
Nem toda a extensão da base dos taludes pode ser mapeada, devido à
existência de trechos alagadiços no talude oeste ou de pilhas de matacões no talude
norte e sul. Os trechos onde o mapeamento poderia ser feito com segurança, foi
executado como recomendado pela ISMR no item 3.4. e registrado em planilha
personalizada para a execução do trabalho.
2.2 Tratamento de Amostras
Blocos limitados por um dos tipos de descontinuidades identificadas foram
utilizados para a determinação do ângulo de atrito. Este teste consiste em inclinar
duas amostras sobrepostas com a descontinuidade avaliada em contato, até ocorrer
o movimento, o ângulo em relação a horizontal é o ângulo de atrito determinado. Um
histograma da distribuição da frequência do ângulo de atrito é apresentado no
capitulo 5, qual apresenta os resultados deste trabalho.
Outras amostras do tamanho de seixos, devidamente identificadas em relação
à posição espacial, tiveram determinado o peso especifico com o método de
imersão-baseado na variação do liquido no Laboratório de Mineralogia do Instituto
de geociências. Este método baseia-se no principio de Arquimedes, onde a perda
aparente de peso de um corpo imerso em um liquido é igual ao peso do liquido
19
deslocado. Verifica-se que o empuxo sofrido pela amostra de rocha é igual ao
produto de seu volume pela densidade do liquido. Admitindo-se para a agua a
massa especifica de 1,000 g/cm³, conclui-se que a diferença de peso indicada na
balança corresponde ao volume da amostra. Neste método, o volume foi obtido pela
variação de peso ocasionada pela imersão da amostra na agua.
Dentre as amostras coletadas para a determinação da massa especifica,
foram escolhidas seis de forma que representa a diversidade litológica do maciço.
Estas foram preparadas para a confecção de lamina petrográfica, com corte na
direção que represente as anisotropias da rocha intacta.
Para a determinação da resistência a compressão das amostras, foi utilizado
o ensaio de campo determinado pela ISMR (1978) de acordo com a tabela 5.
Tabela 1 - Ensaios expeditos para estimar a resistência de materiais geológicos
Grau Descrição Identificação de campo Resistência à compressão simples aproximada (MPa)
S1 Argila muito mole Facilmente penetrada várias polegadas com o pulso.
< 0,025
S2 Argila mole Facilmente penetrada várias polegadas com o dedo polegar.
0,025 - 0,05
S3 Argila firme Pode ser penetrada várias polegadas com o dedo polegar com moderado esforço.
0,05 - 0,10
S4 Argila rígida Prontamente amolgado pelo dedo polegar mas penetrada somente com grande esforço.
0,10 - 0,25
S5 Argila muito rija Prontamente recortada pela unha.
0,25 - 0,50
S6 Argila dura Recortada com dificuldade pela unha.
> 0,50
R0 Rocha extremamente fraca
Marcada pela unha 0,25 - 1,0
R1 Rocha muito fraca Esmigalha-se sob impacto da ponta do martelo de geólogo, pode ser raspada pelo canivete
1,0 - 5,0
R2 Rocha fraca Raspada com dificuldade pelo canivete, marcada com firme pancada do martelo de geólogo
5,0 - 25
R3 Rocha medianamente resistente
Não pode ser marcada pelo canivete. Pode ser fraturada por um único golpe de martelo
25 - 50
20
Grau Descrição Identificação de campo Resistência à compressão simples aproximada (MPa)
R4 Rocha resistente Requer mais de um golpe para fraturar-se
50 - 100
R5 Rocha muito resistente Requer muitos golpes para fraturar-se
100 - 250
R6 Rocha extremamente resistente
Podem ser apenas lascadas pelo martelo
> 250
FONTE: ISRM (1978)
2.3 Programas Computacionais
A identificação das famílias de descontinuidades e suas distribuições no
interior do maciço e posteriormente, a identificação dos possíveis modos de ruptura
na face livre de cada talude e o fator de segurança de cada bloco foram calculadas
em três programas computacionais desenvolvidos pela Rocscience Inc.: Dips,
Rocplane e Swedge.
2.3.1 Dips
O Dips é um programa para análise da orientação de descontinuidades em
maciços rochosos, permite ao usuário visualizar e analisar dados de estruturas
geológicas em diagrama estereográfico. Os diagramas de contorno de densidade de
concentração dos polos e as medias das famílias de descontinuidades foram
calculadas automaticamente.
Para identificar os possíveis tipos de instabilidades, o programa permite
introduzir a o plano que representa a face livre do talude e o valor médio do ângulo
de atrito das descontinuidades, possibilitando a aplicação da analise de estabilidade.
2.3.2 Rocplane
O RocPlane permite avaliar a estabilidade de taludes rochosos sujeitos a
deslizamento segundo um plano. O programa permitiu a reconstituição da coesão da
superfície de descontinuidade através da retroanálise, utilizando o critério de ruptura
de Mohr-Coulomb, onde as variáveis conhecidas foram ajustadas para alcançar o
21
fator de segurança igual a 1. Também permitiu a analise determinística de
estabilidade de todas as famílias identificadas no Dips, que poderiam gerar um
ruptura planar em relação a cada face livre.
2.3.4 Swedge
Swedge é um programa semelhante ao RocPlane. É utilizado para avaliação
de estabilidade de taludes rochosos com superfície de deslizamento formada pela
interseção de dois planos de descontinuidades, formando um bloco em forma de
cunha. Os procedimentos de avaliação do programa é semelhante ao RocPlane,
calculando o fator de segurança das cunhas com orientação conhecida através de
um método determinístico.
22
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3.1 Estado de Tensões
O conhecimento da distribuição e intensidade de diversas forças em um meio
rochoso continuo é empregado na avaliação da integridade e segurança de obras de
engenharia e de empreendimentos de mineração. Além destes usos, é aplicado na
indústria petrolífera e nas analises de risco sísmico. Estas duas ultimas aplicações
tratam das informações de tensão em grandes áreas e a grandes profundidades,
relacionadas a sismos e movimento relativo de placas litosféricas. O estado de
tensão que interessa as obras de engenharia é mais localizado, restringindo-se em
área e em profundidade.
Nas zonas de bordas de placas envolvidas em colisão continental, as
direções das tensões determinadas in situ geralmente coincidem com aquelas do
movimento relativo das placas vizinhas. No seu interior, as variações reológicas das
rochas da crosta terrestre, anisotropias geológicas, energia termal, processos físico-
químicos, processos tectônicos, cargas litostáticas e irregularidades topográficas
podem influenciar no quadro de tensão natural. Desses fatores, são importantes
para as obras de engenharia, aqueles associados a anisotropias geológicas e a
irregularidades topográficas (MIOTO; COELHO, 1998).
O estado de tensão natural das rochas (tensões preexistentes) é perturbado
quando se executa escavações para túneis, fundações de barragens, taludes, poços
de acesso a galeria de mineração. O desenvolvimento de qualquer um desses
projetos induz uma redistribuição de tensões nas rochas (tensões induzidas) nas
vizinhanças do espaço ocupado pela obra. Esta redistribuição se traduz em
deformações de varias magnitudes que podem levar as rochas a se romper
gradativamente num processo de “embarrigamento” da superfície escavada,
desplacamento de paredes e teto de túneis e galerias, desmoronamentos de
paredes de poços ou de modo brusco como a “explosão” de rochas em cavidades
(MIOTO; COELHO, 1998).
23
O estado de tensão nas rochas pode ser avaliado mediante a aplicação de
métodos quantitativos e qualitativos, diretos e indiretos.
3.1.1 Tensão e Campo de Tensões
Tensão é o termo genérico para o esforço resistente no interior de um corpo
quando submetido a uma carga denominada esforço solicitante, é análogo ao
fenômeno elementar Pressão que ocorre nos fluidos, utilizando inclusive a mesma
unidade, considerando não apenas forças perpendiculares ao plano ou seção
considerada, mas também forças oblíquas e tangenciais a esse plano ou seção, que
o sólido é capaz de suportar. Todo corpo solicitado por uma força ou pela resultante
de um conjunto de forças quaisquer se deforma gerando tensões internas. As
principais forças que induzem o estado de tensão em maciços rochosos superficiais
são produzidas pelo campo gravitacional terrestre, desconsiderando forças menores
produzidas por campos magnéticos (MIOTO; COELHO, 1998).
Na avaliação do estado de tensão das rochas, considera-se apenas a força
produzida pela aceleração devido a ação da gravidade terrestre. O termo tensão
envolve dois conceitos: tensão em um plano e tensão em um ponto. O primeiro
define a tensão como a força por unidade de área para um dado elemento de um
plano considerado.
Figura 3. 1- Distribuição de vetores de força. (a) afloramento rochoso; (b) resultantes no plano considerado (MIOTO; COELHO, 1998).
24
As forças de superfície, que atuam na face livre de um corpo rochoso (por
exemplo, a superfície de um afloramento), correspondem à força da pressão
atmosférica. Em profundidade, as forças de massas (gravitacional) passam a atuar
em todas as partículas das rochas até um plano considerado. Este plano não se
sujeita a esforços uniformemente distribuídos em toda a sua extensão (variando de
ponto a ponto), refletindo irregularidades da superfície terrestre e características das
rochas até o plano. As forças de superfícies atuantes neste plano não são
perpendiculares ou paralelas ao mesmo, mas oblíquas, podendo entretanto ser
decompostas em forças normais e de cisalhamento, a ver na Figura 2.1 (MIOTO;
COELHO, 1998).
A distribuição espacial das tensões principais que atuam em um ponto pode
ser obtida com o auxilio do elipsoide de tensão, na Figura 2.2. O estado triaxial, mais
comum na natureza, é aquele no qual as três tensões principais são diferentes entre
si e não são nulas; o biaxial se caracteriza por uma delas nula; o estado uniaxial de
tensão pressupõe duas delas nulas, excluindo-se σ1 e σ3, nulas ao mesmo tempo. A
referencia ao estado de tensão hidrostático (fluidos, rochas dúcteis) implica σ1 = σ2 =
σ3, acarretando elipsoide esferoidal.
Na natureza, a tensão varia de ponto a ponto, ou seja, cada ponto sujeita-se a
um estado de tensão. A distribuição destes estados de tensão, em um determinado
instante, é denominada campo de tensões. Campos de tensões homogêneos não
ocorrem, por duas razões: pela influencia de forças de massa que provocam
variações nas tensões ponto a ponto e por causa das propriedades intrínsecas dos
constituintes dos maciços rochosos (densidade dos minerais, foliação, acamamento
e estruturas rúpteis) que respondem de modo diferente as solicitações.
Figura 3. 2– Elipsóide de tensão triaxial.
25
Define-se como tensão natural a que ocorre nas rochas, na ausência de
qualquer perturbação causada pelo homem (HAYETT et al., 1986), resultando de
uma complexa interação entre as ações de esforços gravitacionais, esforços
tectônicos, variação de energia térmica e processos físicos-quimicos. Portanto, o
estado de tensão natural resulta de sucessivos eventos da historia geológica do
maciço rochoso, correspondendo ao produto de vários estados de tensão anteriores.
Tensão induzida é o estado da tensão consequente da redistribuição das
tensões preexistente devido á intervenção física no maciço rochoso, como a
escavação de um túnel ou de uma cava de mineração. A tensão residual é o
estado de tensão remanescente no maciço rochoso ao termino do mecanismo que
lhe deu origem. Tensão tectônica é o estado de tensão devido ao deslocamento
relativo entre placas litosféricas ou outro processo geológico da dinâmica interna
terrestre. O termo paleotensão é usado para caracterizar um estado de tensão
natural que não é mais ativo, podendo ser considerado como antigo e não mais
atuante, difere de tensão residual, um estado de tensão antigo ainda atuante.
3.1.2 Origem das Tensões Naturais
Heim (1912) apud (HASUI; MIOTO, 1992) postulou que a componente da
tensão vertical estava relacionada ao peso das camadas sobrejacentes e que as
componentes das tensões horizontais eram de igual magnitude, isto levou a se
considerar que o estado de tensão no interior do maciço tende a ser hidrostático.
Esta tendência, considerando-se um período de tempo geológico e o
comportamento deformacional de alguns maciços rochosos, também foi sugerida por
Talobre (1967) apud (HASUI; MIOTO, 1992). Está afirmativa é verdadeira quando se
trata de depósitos de sal.
Na década de 50, Terzaghi e Richart (1952) apud (HASUI; MIOTO, 1992)
propuseram que maciços de comportamento rúptil, deformações na direção vertical
devido ao próprio peso, também apresentavam deformação lateral. A relação entre a
deformação lateral e a deformação axial de uma rocha é denominada coeficiente de Poisson. Quando não há deformação lateral, significa que são desenvolvidas
26
tensões horizontais associadas à presença de rochas, nas vizinhanças, inibindo a
deformação.
A formulação deste conceito é dada por relações entre σh (as duas tensões
horizontais são iguais), σv (tensão vertical devido ao próprio peso) e 𝑣 (coeficiente de
Poisson), sendo expressa pela seguinte relação:
Eq. 1 𝜎ℎ = 𝑣𝜎𝑣(1−𝑣)
Para as rochas, n varia entre 0,15 e 0,35. São comuns os valores 0,25
refletindo a magnitude da componente horizontal da tensão igual a 1/3 da
componente vertical de tensão. Este valor está abaixo do valor previsto pelo critério
de Heim (σv = σn), e também se afasta de valores “medidos” nas rochas. Assim,
ambas as sugestões anteriores não se aplicam a situações reais, caindo em desuso
a partir da década de 80 do século XX.
A componente da tensão devido a força da gravidade (σv) resulta do peso da
coluna de rocha sobrejacente por área unitária de um segmento da crosta terrestre
(tensão associada à força de massa). Em profundidade (h), as forças de massa, que
dependem da densidade (massa especifica) das rochas (𝑑), aumentam
progressivamente (ação da gravidade, g) e atuam em todas as partículas do
segmento de rocha considerando:
Eq. 2 𝜎𝑉 = 𝑑𝑔ℎ
A Figura 2.3 apresenta esta variação σv e, rochas com massa especifica de
2,7 g/cm3 em segmento de 1 m2. Os pontos que próximos da reta são indicações de
valores estimados de tensões verticais em obras de engenharia e mineração,
mostrando um caráter dispersivo das determinações in situ.
27
O estado de tensão de origem tectônica está associado aos diversos
ambientes e fenômenos que ocorrem com o movimento relativo das placas
litosféricas. Em zonas de convergência, as direções das componentes compressivas
sub-horizontais coincidem geralmente, com as direções compressivas das
componentes de tensões “medidas” nos maciços. Nestas zonas, ocorrem os
fenômenos atuais mais intensos de deformação das rochas de atividade magmática
e de liberação de energia sísmica. Na zona de afastamento de massas continentais,
os sentidos das componentes distensivas sub-horizontais são os mesmos deduzidos
pela analise de mecanismo focal de sismos e inserção de rochas magmáticas. Em
zona de soerguimento, no interior de placa litosferica, o alivio das tensões verticais
favorece o desenvolvimento das tensões sub-horizontais que tendem a distensão
nas suas vizinhanças. O estado de tensão tende a um rearranjo, buscando o
equilíbrio entre as massas lateralmente opostas. Estes fenômenos são expressivos
na região dos grandes lagos africanos e na região andina, por exemplo.
Estes esforços, redistribuídos no interior da placa, também são responsáveis
pela reativação de diversas fraturas e falhas originadas em processos tectônicos
mais antigos. Para obras de engenharia, interessa o reconhecimento das tensões
envolvidas nesta reativação e a pequena profundidades, no sentido de qualificar as
direções das tensões principais, normalmente muito próximas daquelas obtidas
pelos métodos de determinação in situ.
Figura 3. 3- Valores de tensões verticais determinados em projetos de mineração (Hoek e Brown, 1980)
28
3.1.3 Tensões Induzidas em Engenharia
Antes de qualquer escavação, o maciço rochoso acha-se em equilíbrio sob
ação das tensões naturais uniformemente distribuídas. Quando se escava a rocha,
ocorre uma modificação do campo de tensões naturais, surgindo um campo
induzido. Junto a superfície da escavação, a tensão menor sofre relaxamento,
podendo gerar, ou mesmo ficar negativa (tração) enquanto que a tensão maior pode
sofrer uma grande concentração, aumentando substancialmente o seu valor e, em
alguns casos, ultrapassando a própria resistência da rocha. A obtenção de uma
situação de equilíbrio depende da capacidade do maciço de acomodarem-se as
novas tensões geradas.
Em obras de escavação de maciços rochosos para execução de taludes, o
reequilíbrio e a concentração das tensões se verificam aos pés das encostas ou em
suas proximidades. A Figura 3.4 mostra esta redistribuição para as condições de
maciços rochosos homogêneos e heterogêneos. No primeiro caso, verifica-se o
máximo de tensões de cisalhamento no fundo do vale, associadas a concentração
das tensões horizontais responsáveis pelo desenvolvimento de juntas sub-
horizontais (MIOTO; COELHO, 1998), no segundo caso, a distribuição das tensões é
anômala, atingindo valores máximos na base do talude do lado direito.
Figura 3. 4 – Modelos teóricos para o desenvolvimento de tensões máximas de cisalhamento em vales com maciços rochosos homogêneos (a) e heterogêneos (b) (Goodman, 1989)
29
3.2 Estrutura e Deformação
O termo estrutura é utilizado para se referir ao arranjo espacial dos
constituintes de um todo. Na geologia, o todo é a Terra e os constituintes podem ser
os átomos/íons, os minerais, as rochas, um conjunto de rochas ou camadas da
Terra, de modo que podem ser reconhecidas estruturas da escala atômica até a
global.
Toda estrutura está sujeita a mudanças, passando de um estado inicial para
um final. Esta passagem constitui o que se chama deformação. O estado inicial pode
ser aquela primário de uma rocha magmática ou sedimentar, ou aquele resultante de
modificações impostas por um evento deformacional anterior ao considerado. O
estado final é aquele configurado pelas modificações impostas por eventos de
deformação e é chamado deformação finita. Do ponto de vista teórico, a deformação
envolve, isolada ou combinadamente: mudança de posição ou translação; mudança
de atitude ou rotação; mudança de forma ou distorção; e mudança de volume ou
dilatação, que pode ser positiva ou negativa (HASUI; MIOTO, 1992).
Na mecânica, translação e rotação são dois tipos de movimentos nos quais
há apenas migração de massa, sem modificações nas distancias entre os seus
pontos, enquanto nos dois outros tipos há transformações qualitativas, com os
pontos não preservados as distancias entre si. Sucede que a deformação das
massas rochosas envolve, sempre, alguma distorção, translação e rotação, e é
comum a dilatação; por isso, em geologia, a noção de deformação engloba todas
estas transformações, ainda que a abordagem seja feita isoladamente e quase
sempre limitando-se à rotação e à distorção.
As mudanças na crosta terrestre e consequentemente nos maciços rochosos
onde é necessária a intervenção, tem em seu registro estrutural as deformações
impostas de movimentos e esforços tectônicos anteriores.
30
3.2.1 Comportamento das Rochas
Genericamente, o comportamento pode ser classificado como: Rúptil, clástico,
friável ou quebradiço, quando prevalecem processos de fragmentação; Dúctil ou
plástico, quando prevalece o fluxo plástico; e elástico.
O limite entre os comportamentos dúctil e rúptil é transicional, existindo uma
faixa onde ambos incidem. Dai as menções aos comportamentos intermediários
rúptil-dúctil, quando se observam rupturas e algum fluxo plástico, e dúctil-ruptil,
quando se dá fluxo plástico e ocorre algum faturamento. O esquema da Figura 3.5
ilustra os quatro tipos de comportamento mecânico das rochas (HASUI; MIOTO,
1992).
O campo de comportamento rúptil situa-se, genericamente, entre a superfície
terrestre até 10-15 km de profundidade, sendo a fragmentação incoesa nos
primeiros 4 quilômetros e coesa dai para baixo. Essa porção crustal é referida como
crosta rúptil. A maioria dos sismos tem hipocentros nesta zona, razão pela qual se
fala também em crosta sísmica. As rochas que se forma ao longo das zonas de
atrito de blocos cataclásticas. A 10-15 km de profundidade, passa-se,
transicionalmente, para o comportamento dúctil. Esta zona de transição é marcada
por temperaturas de 150-250°C. Abaixo desta zona, vem o domínio de
comportamento dúctil, a crosta dúctil ou assísmica. As rochas afetadas por fluxos
plásticos na Figura 3.6.
Figura 3. 5- Esquemas de deformação. (a) Dúctil ; (b) Dúctil-Rúptil; (c) Rúptil-Dúctil; e (d) Rúptil (HASUI; MIOTO, 1992)
31
Como esta monografia trata da avaliação geotécnica de uma pedreira, as
estruturas geológicas que afetam a estabilidade dos taludes são as que consistem
numa descontinuidade mecânica, portanto, o texto contemplará somente o
comportamento rúptil.
3.2.1.1 Deformação Coaxial
Numa situação de comportamento rúptil, a deformação origina
descontinuidades. Estas são denominadas:
• Fraturas de partição (T e T´ na Figura 3.7; também chamadas fraturas de
extensão ou de distensão ou, inadequadamente, de tração ou de tensão
(HASUI; MIOTO, 1992). T´ nem sempre é desenvolvida.
• Fraturas de cisalhamento, que normalmente aparecem como par conjugado
(C e C´ na Figura 3.7). Este par é simétrico em relação a T, formando ângulo
ϴ da ordem de 30º, se a rocha for isotrópica e homogênea; as anisotropias e
heterogeneidades existentes influirão neste ângulo. Também, se a
deformação prosseguir após a formação destas fraturas, o ângulo se
modificará, até se paralelizar ao plano de fluxo.
Os eixos X, Y, Z e os correspondentes σ1, σ2, σ3 dispõem-se como mostrado na
Figura 3.7.
As descontinuidades referidas podem aparecer nas rochas formando juntas,
falhas e fraturas. O conjunto de tais feições geológicas tende a ser simétrico se o
maciço for isotrópico e homogêneo; as fraturas de cisalhamento tendem a ter igual
Figura 3. 6 - Passagem do domínio rúptil para o dúctil. Ilustrado por falha F e zona de cisalhamento ZC (SIBSON, 1977), modificado por (HASUI; MIOTO, 1992).
32
desenvolvimento. As anisotropias e heterogeneidades influirão na geometria do
conjunto.
3.2.1.2 Deformação Não-Coaxial
No caso de comportamento rúptil, as descontinuidades que se desenvolveram são:
• Fraturas de partição (T; também chamadas fraturas de extensão ou de
distensão ou, inadequadamente, de tração ou de tensão);
• Fratura de cisalhamendo de Riedel (Sintetica ou R), fazendo ângulo de ϴ/2
com a direção do binário;
• Fratura de cisalhamento conjugada de Riedel (Antitética ou R´), fazendo
ângulo de 90º-(ϴ/2) com a direção do binário;
• Fratura de cisalhamento P (sintética secundária), fazendo ângulo de ϴ/2 com
o binário;
• Fratura de cisalhamento X (antitética secundária), com ângulo de 90º-(ϴ/2)
com o binário; e
• Fratura de cisalhamento Y ou D, que se formam paralelamente ao binário, em
casos extremos.
As descontinuidades referidas expressam-se nas rochas em forma de juntas e
falhas e os conjuntos de tais feições geológicas tende a ser assimétrico. R, P, X e Y
envolvem movimentos coerentes com o binário; R´ se movimenta contrariamente.
Se o maciço afetado for isotrópico e homogêneo, tais fraturas podem-se formar com
as citadas relações angulares. Se a deformação progride, elas tendem a ser
rotacionadas, no sentido de ficarem paralelizadas ao binário; R´ se movimenta
Figura 3. 7 – Descontinuidades na deformação coaxial. (a) Identificação dos tipos; (b) Esquema do caso de desenvolvimento de C e C´. O circulo indica o estado indeformado no interior do bloco (HASUI; MIOTO, 1992).
33
contrariamente. Se o maciço for anisotrópico, as anisotropias existentes influem na
orientação das fraturas e as relações serão diversas das referidas, representação na
Figura 3.8.
3.3 Estruturas Fundamentais
O tipo fundamental de estruturas para a estabilidade de maciços rochosos,
são as rúpteis, representadas por descontinuidades classificadas como juntas,
falhas, fraturas e clivagem de fratura, descritas a seguir.
3.3.1 Juntas
As juntas ou diaclases são descontinuidades que se apresentam em
superfícies paralelas ou subparalelas, compondo famílias de juntas; estas, em geral,
comparecem em duas ou mais, entrecruzando-se e compondo sistemas de juntas,
que isolam blocos poliédricos, cujas formas e dimensões dependem das orientações
e espaçamento das juntas. Elas podem se formar por ação das tensões regionais,
aparecendo em grandes áreas, em famílias que, normalmente, não tem igual
expressão de ponto a ponto podem se formar por rápida exumação (HASUI; MIOTO,
1992).
Para fins descritivos, as juntas podem ser classificadas segundo diversos
critérios, como:
Figura 3. 8- Descontinuidades formadas em faixas afetadas por cisalhamento não-coaxial. R - Fratura de cisalhamento de Riedel; R´ - Fratura de cisalhamento conjugada de Riedel; T - Fratura de partição; P, Y e X são fraturas de cisalhamento. X//σ3 e Z//σ1 são os eixos cinemáticos e dinâmicos no instante da deformação (HASUI; MIOTO, 1992).
34
a. Relação com outras estruturas planares. Podem ser reconhecidas: Juntas
direcionais; Juntas transversais; e Juntas oblíquas.
b. Relação com dobra. Podem ser distinguidas: Juntas longitudinais, que são
paralelas ao eixo da dobra; Juntas transversais, que são perpendiculares ao
eixo da dobra.
c. Tipo de arranjo. Podem ser referidas: juntas concêntricas; juntas radiais;
juntas escalonadas.
d. Origem. Podem ser: juntas de partição, distensão ou extensão (que alguns
chamam inadequadamente de juntas de tensão ou tração), e juntas de
cisalhamento.
Alguns aspectos podem permitir a qualificação do tipo de junta, quanto a sua origem.
Por exemplo, uma família de juntas preenchidas durante o seu desenvolvimento
pode ser qualificada como do tipo de partição; uma família, em que alguns de seus
planos permitiram atrito de blocos, durante a sua formação, pode ser qualificada
como de cisalhamento. Considerando apenas as famílias de juntas, não é possível
avançar em interpretações genéticas. As relações angulares, que tem sido utilizadas
com frequência, raramente são adequadas para esta finalidade. Isto é
compreensível, umas vez que:
a. Os maciços, na maioria dos casos, possuem anisotropias;
b. As juntas não se formaram todas ao mesmo tempo, mas tiveram
desenvolvimento diácrono no maciço; assim, no desenvolvimento de uma
junta, as anteriores poderiam ter influenciado como anisotropias;
c. Se a deformação prossegue, a atitude das juntas formadas será modificadas;
d. As relações angulares não são tão regulares quanto previstas teoricamente e
os desvios inibem a aplicação dos modelos.
Aliás, são estas restrições que tem limitado o estudo de juntas em seus aspectos
geométricos.
3.3.2 Falhas
As falhas, paráclases ou zonas de cisalhamento rúptil são descontinuidades
ao longo das quais os blocos separados sofrem deslocamentos, atritando-se um
35
contra o outro e impondo fragmentação das rochas. A espessura das rochas
cataclásticas pode-se limitar a de uma película escura nas duas faces que se
atritaram, mas pode alcançar espessura de centenas de metros, falando-se, então,
nesse caso de zona de falha.
As falhas e zonas de falhas são marcadas pelo plano de falha, espelho de
falha, estria de falha e pelos produtos de cominuição que constituem a série de
rochas cataclásticas. Na impossibilidade de observar tais elementos comprovadores
da presença delas, utilizam-se critérios indiretos diversos para a detecção, como a
expressão morfológica (lineamentos), truncamentos de rochas ou sequencias de
rochas e contrastes de características.
A fragmentação das rochas ao longo de falhas processa-se com o
desenvolvimento de microfissuras esparsas e não orientadas, que se adensam e
ampliam, até formarem as fraturas e iniciarem o deslocamento de blocos. A
cominuição das rochas tende a constituir a farinha de falha (fault gouge) ultrafina e
de cor escura. Em estágios intermediários, coexistem fragmentos porfiroclastos e
pseudotaquilitos. Os produtos podem ser coesos e incoesos, sempre envolvendo
aumento de volume (empolamento) e podem estar cimentados ou não por
precipitações de soluções percolantes (HASUI; MIOTO, 1992).
O deslocamento ao longo das falhas é o rejeito, que é medido segundo a
orientação das estrias de atrito, e cuja determinação requer a existência de
referenciais, planares ou lineares, que foram rompidos e deslocados. Numa falha
inclinada ou horizontal, o bloco acima dela é a capa e o abaixo é a lapa. Nas falhas
verticais essa distinção não é feita.
Para fins de descrição, as falhas podem ser sistematizadas segundo critérios
diversos, como:
1. Origem. Considerando os eixos σ1, σ2 e σ3 de tal modo que um dos eixos é
vertical, que as falhas correspondem a fraturas de cisalhamento e que estas
fraturas contem σ2 e fazem ângulo da ordem de 30º com σ1, podem-se
verificar que existem três tipos de falhas: Falhas de gravidade, com mergulho
da ordem de 60º e movimentos que envolvem abatimento da capa; falhas de
empurrão, com mergulho da ordem de 30º e movimentos que envolvem
36
subida da capa; e falhas transcorrentes, que tem mergulho vertical e
movimento de blocos na horizonta, nesse sistema considera falha reversa
aquela que sobe a capa, em ângulo maior que 45º.
2. Inclinação da falha. Podem ser separadas: falhas verticais; falhas de alto
ângulo, com inclinação < 90º e > 60º; falhas de médio mergulho, com
inclinação de 60º e > 30º; falhas de baixo mergulho, com inclinação 30º e >0º;
e falhas horizontais, com inclinação nula.
3. Movimento relativo dos blocos. Podem ser reconhecidas: Falhas normais, em
que a capa desce e a lapa sobe; falhas inversas ou reversas, em que a lapa
desce e a capa sobe; e falha de rejeito direcional, em que os blocos se
deslocam com componentes verticais e horizontais.
4. Eixos de rotação. Podem ser distinguidas: Falhas translacionais, que não tem
rotação de blocos; falhas rotacionais, em que os blocos giram segundo eixo
de rotação perpendicular à falha; e falhas cilíndricas, em que o eixo de
rotação é paralelo à falha.
5. Forma das falhas: Falhas planares; e Falhas curviplanares.
6. Orientação do rejeito. Podem ser distinguidas: Falhas de rejeito direcional,
falhas de rejeito de mergulho, e falhas de rejeito obliquo. A obliquidade pode
variar, de tal modo que se pode ter todas as transições possíveis entre os
dois primeiros tipos.
7. Rumo do mergulho. Podem ser separadas: Falhas sintéticas, que, num
conjunto de falhas, são predominantes e tem mergulho para um determinado
rumo geral; e Falhas antitéticas, que num conjunto de falhas, são
subordinadas e tem mergulho oposto às predominantes.
8. Relação com feições geológicas (estruturas planares ou dobras). Podem ser
reconhecidas: falhas longitudinais; falhas transversais, e falhas oblíquas.
9. Arranjos. Podem ser referidos tipos, como: falhas paralelas; falhas cruzadas;
falhas escalonadas; falhas concêntricas; e falhas radiais.
Somente em casos muito simples, de desenvolvimento de falhas em maciços
isótropos e homogêneos, seja por deformação coaxial ou não-coaxial, os esquemas
teóricos podem ser aplicados diretamente, considerando as atitudes dos planos de
falhas e das estrias, seus movimentos relativos, para deduzir os eixos de
deformação na deformação finita, e os eixos de tensão. σ1 é posicionado na bissetriz
37
do ângulo agudo formado por falhas conjugadas enquanto σ3 corresponde a
bissetriz obtusa; σ2 situa-se na interseção (ANDERSON, 1951).
Todavia, normalmente o quadro que se delineia é o de população de falhas,
diversamente orientadas e com movimentos variados. Este quadro corresponde a
deformação finita e pode ter resultado de:
• Um só evento de deformação; neste caso, pode ter afetado um maciço
isotrópico ou anisotrópico e homogêneo ou heterogêneo, ou
• De vários eventos de deformação superpostos; neste caso, existe o problema
das anisotropias preexistentes influenciando o desenvolvimento das falhas.
Assim sendo, os polos dos planos e das estrias de atrito, bem como os tipos de
falhas, dispersar-se-ão nos estereogramas, e a abordagem por estes elementos não
permite avançar em considerações cinemáticas ou dinâmicas.
3.4 Caracterização de Maciços Rochosos
Um maciço rochoso pode ser definido, segundo a ISRM (1978), como um
meio constituído de blocos de rocha intacta, separados fisicamente por
descontinuidades, que podem conter ou não material de preenchimento. As
propriedades mecânicas e hidráulicas do maciço serão governadas pelas
propriedades da rocha intacta e também pelo número, posição, natureza e
condições das descontinuidades.
As descontinuidades mais comuns e presentes em todos os maciços
rochosos são representados por juntas, falhas, contatos litológicos e foliações
metamórficas. O produto resultante é um agregado descontinuo de blocos, com
formas geométricas irregulares, alternados com zonas de rochas intemperizadas em
graus variáveis e com propriedades físicas muito diferentes, quando comparadas
com a mesma massa de rocha intacta.
Além da redução da resistência por causa da alteração das rochas por
processos intempéricos, a presença de descontinuidades no maciço rochoso é o
fator principal no controle da sua resistência mecânica e deformabilidade. Segundo
Serra Jr (1998), muitos autores notaram que a resistência de uma massa de rocha
38
depende mais das descontinuidades presentes do que propriamente da resistência
das porções intactas da rocha.
A avaliação das propriedades geotécnicas de um maciço rochoso inclui
conhecimento das propriedades da rocha intacta, da ocorrência e natureza das
descontinuidades, da extensão e do grau de alteração e da posição espacial das
descontinuidades no maciço. Fatores como a mineralogia, textura, granulometria e
material cimentante afetam de forma significativa a resistência e a deformabilidade.
Por exemplo, rochas que apresentam engrazamento dos minerais, como as rochas
ígneas, por exemplo, apresentam uma resistência maior do que as rochas clásticas,
nas quais os grãos minerais apenas se tocam. O intemperismo químico altera as
propriedades geotécnicas das rochas em um grau que depende do tipo de rocha,
clima e tempo. Além disso, há ainda uma diminuição da resistência mecânica da
rocha por causa do movimento da agua através das descontinuidades, gerando
pressões neutras (FIORI; CARMIGNANI, 2009).
As estruturas presentes em um maciço que mais interessam a investigação
aplicada são as descontinuidades, cujas propriedades mais importantes são: a
orientação espacial; a persistência da estrutura; a quantidade volumétrica das
juntas; a morfologia da superfície da fratura; a forma e natureza dos
preenchimentos; a abertura entre as superfícies opostas; e a conectividade entre
elas. Em sua maioria, essas propriedades são de natureza geométrica,
expressando-se com significativa variabilidade espacial, mesmo em um único tipo de
maciço rochoso.
Com o intuito de padronizar o levantamento das descontinuidades, a ISRM
(1978) publicou uma sugestão de métodos para a descrição de descontinuidades de
maciços rochosos. A caracterização do maciço é realizada utilizando 10 parâmetros:
Orientação; Espaçamento; Persistência; Rugosidade; Resistência das Paredes;
Abertura; Preenchimento; Condições de Percolação; Número de famílias; e
Tamanho dos Blocos.
Uma família de descontinuidades corresponde a um grupo de
descontinuidades que ocorrem num arranjo paralelo ou semi-paralelo e que
possuam características semelhantes:
39
• Orientação: Atitude da descontinuidade no espaço. Descrita pela direção do
mergulho (azimute) e mergulho da linha de maior inclinação sobre o plano da
descontinuidade.
• Espaçamento: É a distancia perpendicular entre descontinuidades adjacentes.
Refere-se normalmente ao espaçamento médio ou modal de uma família de
juntas.
• Persistência: É a extensão do traço de uma descontinuidade conforme
observado em um afloramento. Pode ser uma medida aproximada de sua
extensão em área ou comprimento de penetração da descontinuidade. Se a
descontinuidade acaba em rocha sã ou em outra descontinuidade a
persistência diminui.
• Rugosidade: É a rugosidade da superfície e ondulação relativas ao plano
médio de uma descontinuidade. A rugosidade e ondulação contribuem para a
resistência ao cisalhamento. Ondulação em grande escala pode também
modificar o mergulho local.
• Resistencia das paredes: É a resistência a compressão das paredes
adjacentes de uma descontinuidade. Deve ser menor que a da rocha intacta
devido ao intemperismo ou alteração das paredes. Se as paredes estão em
contato, teremos uma importante componente da resistência ao cisalhamento.
• Abertura: É a distancia perpendicular entre paredes adjacentes de uma
descontinuidade, cujo espaço intermediário é preenchido por ar ou agua.
• Preenchimento: É o material que separa as paredes adjacentes de uma
descontinuidade e que usualmente é mais fraco que a rocha que lhe deu
origem.
• Percolação: Fluxo de água e umidade livre, visíveis em descontinuidades
individuais ou no maciço rochoso como um todo.
• Numero de famílias: É o numero de famílias que compõem um sistema de
juntas e falhas. O numero pode conter também descontinuidades individuais.
• Tamanho de blocos: São as dimensões dos blocos de rocha que resultam da
orientação das famílias de juntas que se intersectam e do espaçamento das
famílias individuais. Descontinuidades individuais podem também influenciar o
tamanho e a forma dos blocos.
40
3.5 Resistência e Critério de Ruptura
Pode ser admitido que não há um único modo de ruptura de rochas.
Processos de deformação como flexura, cisalhamento, tensão e compressão
podem, cada um, provocar rupturas nas rochas. A flexura refere-se ao processo de
ruptura quando a rocha é submetida a uma flexão, com o desenvolvimento e
propagação de juntas de tensão, e pode ser um processo muito comum em tetos de
túneis, no local em que a seção da rocha, perdendo o apoio, verga-se sob o efeito
da força da gravidade e do peso das rochas sobrejacentes. Rupturas por flexura são
também comuns em taludes de rochas constituídos por camadas com altos
mergulhos, quando blocos podem rotacionar e cair em direção ao espaço livre,
fenômeno conhecido como tombamento de blocos.
A ruptura por cisalhamento refere-se à formação de uma superfície de ruptura
na qual o esforço cisalhante atinge um valor critico, seguido de deslocamento ao
longo do plano de ruptura e relaxamento do esforço. Este fenômeno é comum em
taludes escavados em rochas pouco resistentes, como argilitos, folhelhos e rochas
trituradas em zonas de falhas.
A ruptura por tensão refere-se à ruptura que pode, ocasionalmente, ocorrer
em rochas situadas próximas a superfícies ou na parte convexa de um talude, como,
por exemplo, nos flancos de anticlinais. É um fenômeno muito comum em granitos,
gnaisses e migmatitos, quando as rupturas dispostas sub-paralelamente a superfície
topográfica são amplamente conhecidas como fraturas de alivio. Quando associado
a taludes ou encostas bastantes inclinadas, pode levar a queda de blocos e provocar
ou desencadear movimentos de massa, as vezes de grandes proporções.
Quando a rocha rompe sob tensão, a superfície de ruptura gerada é
frequentemente rugosa e não apresenta materiais esmagados ou fragmentados de
rocha ao longo de sua extensão. Por outro lado, quando a ruptura é por
cisalhamento, dependendo da quantidade do deslocamento, a superfície de ruptura
pode ser lisa e com muito pó de rocha moída, como é, geralmente, o caso de zonas
miloniticas. Existe, no entanto, toda uma gama de gradação de esmagamento de
rocha em zonas de falha.
41
Rupturas por compressão ocorrem em volumes de rocha intensamente
comprimidos por esforços compressivos. O processo de esmagamento da rocha por
compressão é altamente complexo, e inclui a formação de fendas de tensão. Tal
fenômeno pode ocorrer em minas subterrâneas, quando pilares sobrecarregados
podem ser destruídos pelo crescimento e coalescência de fendas originadas por
compressão.
Deve-se ter em mente que a ruptura de uma rocha é um processo bastante
complexo e envolve um ou mais dos modos acima mencionados. Dessa forma,
nenhum método de ensaio de rochas pode ser empregado em detrimento de outros.
De fato a teoria de ruptura faz uso de uma grande variedade de ensaios de
laboratório e de campo, adaptados a natureza do problema a ser investigado.
O mais simples e mais conhecido critério de ruptura é o critério de Mohr-
Coulomb, e consiste numa envoltória, tangenciando o circulo de Mohr, que
representa as condições criticas de combinações dos esforços principais, exibido na
Figura 3.9.
Figura 3. 9 - Critério de Ruptura de Mohr-Coulomb. Extraido de Fiori e Carmignani (2009).
A equação dessa reta é dada por:
Eq. 3 𝜏 = 𝑐 + 𝜎𝑛𝑡𝑔𝜑
Onde 𝜏 representa a tensão cisalhante ou o pico de resistência ao
cisalhamento, 𝜑 é o ângulo de atrito interno ou ângulo de atrito entre duas
superfícies, 𝑐 é a coesão e 𝜎𝑛 é a componente do esforço que atua
perpendicularmente ao plano de ruptura. O critério de ruptura de Mohr-Coloumb é
42
também usado para representar a resistência residual ao esforço, isto é, o esforço
mínimo oferecido pelo material após o pico de deformação. Nesse caso, o subscrito
r pode ser usado com cada um dos termos da equação 3, para identifica-los com
parâmetros do cisalhamento residual. A coesão 𝑐 pode aproximar-se de zero,
enquanto o ângulo de atrito interno residual 𝜑𝑟 poderá variar entre zero e o ângulo
𝜑.
A fim de esclarecer melhor a diferença entre resistência ao cisalhamento e
resistência residual, suponhamos que uma amostra de uma rocha acamadada,
como, por exemplo, um ritmito, seja submetida a um processo de ruptura. A amostra
contem um plano de estratificação cimentado, sendo o plano de acamamento
absolutamente planar, sem irregularidade ou ondulações, e deseja-se provocar o
deslocamento ao longo do plano de acamamento (FIORI; CARMIGNANI, 2009).
Conforme ilustra a Figura 3.10, quando a amostra é submetida a um esforço
qualquer, este é subdividido em duas componentes, uma que atua
perpendicularmente ao plano, conhecido como esforço normal 𝜎𝑛, e a outra, que
atua paralelamente ao plano, sendo responsável pela ruptura ou deslocamento (d)
da rocha, que é medido no experimento. Esse esforço é conhecido como esforço
cisalhante 𝜎𝑠, ao qual se opõe a resistência ao cisalhamento 𝜏.
Figura 3. 10 - Componentes normais e de cisalhamento do esforço e deslocamento ao longo do plano de acamamento da amostra. Extraido de Fiori e Carmignani (2009).
Iniciando-se o experimento, observa-se que a curva da resistência ao esforço
cisalhante aumenta de forma bastante rápida, como mostra sua forte inclinação na
Figura 3.11.a, até atingir um valor máximo ou de pico. Exatamente neste ponto,
ocorre a ruptura do material cimentante do plano de acamamento e as duas porções
da amostra se deslocam. Continuando-se com o experimento, a medida que o
deslocamento das duas porções continua, o esforço cisalhante necessário para a
movimentação diminui, estabelecendo-se em um patamar onde se mantem
43
constante, mesmo para um grande deslocamento; este patamar representa a
resistência ao esforço cisalhante residual.
Figura 3. 11 - (a) Pico de resistência cisalhante e resistência residual. (b) Retas representativas dos esforços de pico e residual. Extraido de Fiori e Carmignani (2009).
Plotando-se o pico da resistência cisalhante e da resistência residual para
diferentes esforços normais obtêm-se as duas envoltórias ilustrados na Figura
3.11.b. para superfícies de descontinuidade planares, como a considerada no
exemplo, os pontos cairão segundo linhas retas.
Para o caso do esforço de pico, a reta é descrita pela equação 3, e para o
caso do esforço residual, quando a coesão cai para aproximadamente zero, a
relação entre 𝜏𝑟 𝑒 𝜎𝑛 é descrita pela reta da equação 4.
Eq. 4 𝜏𝑟 = 𝜎𝑛𝑡𝑔𝜑𝑟
Essas duas equações mostram que, dependendo da coesão inicial da rocha,
a geração de uma falha nova, cujo movimento é descrito pela equação 3, é bem
mais difícil que a reativação de uma falha antiga, cuja movimentação é descrita pela
equação 4. Isso ocorre porque, no primeiro caso, não só terá de ser vencida a
coesão inicial da rocha como também o ângulo de atrito interno 𝜑 que é maior que o
ângulo de atrito interno residual 𝜑𝑟, como se pode observar pelas inclinações das
duas retas representadas na Figura 3.11.b.
Levando-se em conta a equação 3, a ruptura ocorrerá quando o esforço
cisalhante aplicado, diminuído da resistência ao cisalhamento, torna-se igual á
coesão 𝑐. Como não é razoável admitir resistência na presença de um esforço
tensional, esta equação perde seu significado físico quando o valor de 𝜎𝑛 adentra o
a b
44
campo de esforço de tração. O esforço principal mínimo 𝜎3 pode ser de tração,
desde que 𝜎𝑛 permaneça no campo compressivo.
3.6 Análise Cinemática de Taludes em Rocha
A cinemática refere-se á movimentação de corpos, sem fazer, entretanto,
referencia às forças que causam o movimento. Muitos blocos em taludes escavados
em rocha estão em condições estáveis, muito embora contenha planos de fraqueza
bastante inclinados. Isso ocorre quando não há liberdade de movimentação ao longo
de todas as superfícies de fraqueza que os delimitam, pois existem, frequentemente,
impedimentos para sua livre movimentação. Uma vez, no entanto, retirado o
impedimento por qualquer processo, erosão, escavação ou crescimento de fraturas,
o bloco ficará livre e deslizará em seguida.
A identificação dos modelos potenciais de escorregamentos é um pré-
requisito fundamental para a análise da estabilidade e manipulação de taludes. De
um modo geral, os escorregamentos em maciços rochosos podem ser classificados
em três tipos principais: escorregamentos planares, escorregamentos em cunha,
tombamentos de blocos e escorregamentos rotacionais ou curvilineares, estes
últimos, geralmente em taludes terrosos ou em rochas muito alteradas.
A Figura 3.12 ilustra os quatro tipos de ruptura mais comumente encontrados
em maciços rochosos e terrosos e a representação estereográfica das condições
estruturais do maciço, suscetíveis de fornecer os tipos de ruptura para cada caso
(HOEK; BRAY, 1981). Na análise da estabilidade de um talude, o plano que a
representa deverá ser incluído no estereograma, já que a ruptura somente poderá
ocorrer como consequência de movimento em direção a face livre do talude. Os
diagramas representados nas figuras são simplificados; na realidade, podem ocorrer
combinações de diversos tipos de estruturas geológicas que podem dar origem a
tipos mais complexos de deslizamentos. É importante, pois, identificar no campo as
estruturas que representam planos potenciais de ruptura e eliminar aqueles que
provavelmente não serão envolvidos em deslizamentos. Os dados estruturais
para a análise da estabilidade de maciços rochosos dizem respeito, geralmente, a
45
estruturas planares, como falhas, fraturas, xistosidade, acamamento, etc. e dados
lineares, como linhas de interseção de planos, estrias de atrito em planos de falhas,
eixos de dobras, entre outros.
3.6.1 Tratamento de Dados Estruturais
Uma forma adequada de representação e tratamento desses dados é por
meio da projeção estereográfica, que permite a representação de dados estruturais
e sua rápida visualização espacial. Possibilita, ainda, a realização de inúmeras
operações, indispensáveis em estudo de estabilidade de taludes.
A projeção estereográfica de estruturas planares e lineares faz uso do
Diagrama de Igual Área, também denominado de Rede de Schmidt-Lambert, ou
Figura 3. 12- Principais tipos de deslizamento em taludes e estereogramas de estruturas que podem dar origem a esses deslizamentos (Hoek & Bray, 1981), modificado por Fiori e Carmignani (2009).
46
simplesmente Rede de Schmidt. Foi desenvolvido pela primeira vez por H. Lambert,
em 1772, e aplicado à Geologia Estrutural por W. Schmidt em 1925, de quem
herdou o nome (CARNEIRO, 1996). Para o emprego desse diagrama, é mais
comum, no meio geológico, lançar os dados estruturais, considerando-se o
hemisfério inferior da esfera de referência; na engenharia, é mais comum a
utilização do hemisfério superior (FIORI; CARMIGNANI, 2009). Nesta monografia, os
dados estruturais serão lançados no hemisfério inferior.
3.6.2 Escorregamento Segundo Estruturas Planares
Os escorregamentos planares envolvem o deslocamento de massas rochosas
ao longo de uma ou mais superfícies subparalelas, como planos de falha, planos de
acamamento, planos de foliação e de juntas. Para que o escorregamento possa
ocorrer, essas estruturas devem ser aflorantes e inclinadas na direção da face livre
do talude a um ângulo superior ao ângulo de atrito interno e a um ângulo menor que
o da inclinação da superfície livre do talude. O deslizamento se dará ao longo da
direção do mergulho, admitindo-se nas análises uma variação de 20 graus em torno
dessa direção. As dimensões das estruturas planares podem variar desde juntas
menores, que controlam deslizamento de dezenas ou centenas de metros cúbicos, a
grandes deslizamentos translacionais, que envolvem dezenas de milhares de metros
cúbicos de rocha (FIORI; CARMIGNANI, 2009).
A presença de agua subterrânea em taludes potencialmente instáveis, alojada
nos planos de descontinuidade, ou nas fendas de blocos rochosos, pode afetar em
muito a estabilidade do maciço rochoso. A agua nos planos de deslizamento reduz a
resistência ao cisalhamento ainda disponível, enquanto a acumulada nas fendas de
tração aumenta as forças mobilizantes. Além disso, a agua auxilia no processo de
intemperismo, levando a uma progressiva perda da resistência do material. O poder
instabilizante da agua pode ser, em alguns casos, de tal ordem que pode provocar o
deslizamento ao longo de planos muito pouco inclinados, com apenas 2 ou 3 graus
(WALTON; TAYLOR, 1977). Onde existir possibilidade de ocorrência de
deslizamentos planares é particularmente importante controlar não só a agua
subterrânea, mas também a agua superficial.
47
Para o deslizamento planar, três condições devem ser observadas:
a. Em condições drenadas, o ângulo de mergulho do plano de deslizamento
deve ser maior que o ângulo de atrito daquele plano;
b. A direção do deslizamento deverá afastar-se de, no máximo, 20 graus em
relação ao rumo de mergulho da face do talude;
c. O plano de deslizamento deverá aflorar na face do talude.
3.6.3 Deslizamento em Cunha
Os deslizamentos em cunha envolvem escorregamentos translacionais ao
longo de pelo menos dois conjuntos de planos que se intersectam. As orientações
dos dois conjuntos são criticas no condicionamento dos escorregamentos em cunha,
e é necessario que a linha de interseção, que representa a direlçao do deslizamento,
aflore na superfície livre do talude a um ângulo de inclinação superior ao ângulo de
atrito interno.
As forças mobilizantes e resistentes que atuam nos escorregamentos em
cunha requerem analises mais complexas que aquelas envolvidas nos
escorregamentos planares. Se os planos apresentam inclinações muito diferentes, a
força normal que atua em cada um não será igual. Além disso, os planos podem
apresentar diferentes graus de resistência ao escorregamento. A presença de agua,
da mesma forma que nos casos anteriores, pode levar a instabilização da cunha
pela ação de pressões surgidas ao longo dos planos envolvidos no deslizamento.
Para o deslizamento em cunha, três condições devem ser observadas:
a. As superfícies de deslizamento deverão intersectar ou aflorar no talude;
b. A linha de interseção dos dois planos de deslizamento devera aflorar na face
livre do talude;
c. O caimento da linha de interseção ser maior que o ângulo de atrito dos
planos.
48
3.6.4 Tombamento de Blocos
O Tombamento de blocos (toppling) envolve um mecanismo diferente de
movimentação de massas rochas, não ligado a escorregamento propriamente dito.
Blocos individuais, ou um conjunto de blocos, rotacionam sobre eixos fixos, tomando
sobre a face livre do talude. O tombamento de blocos depende da presença de
planos estruturais bem definidos, como acamamento, xistosidade, falhas e juntas.
Para a analise do tombamento de blocos, três condições devem ser
observadas:
a. Deverá haver duas famílias de descontinuidades que se entrecruzam,
inclinadas uma a favor e outra contra a inclinação do talude (MARKLAND,
1972; HOEK, 1981; WALTON, 1985).
b. As condições mais favoráveis para a ocorrência de tombamento aparecem
quando a família que mergulha contra o talude é inclinada a ângulos maiores
que (90º-𝜑) (HOEK; BRAY, 1981; WALTON, 1985), enquanto a família que
mergulha a favor deverá ter inclinações menores que o ângulo de atrito
interno.
c. Os rumos de mergulho desses planos deverão se situar dentro de 20º do
rumo de mergulho da face do talude.
3.7 Condições para Movimentações de Blocos
A facilidade com que as relações tridimensionais podem ser analisadas e
manipuladas por meio da projeção estereográfica faz com que esta seja bastante
atrativa no estudo de problemas de estabilidade de taludes em rocha, especialmente
para os escorregamentos em cunha, que envolve movimentações inteiramente
tridimensionais.
A condição básica para a aplicação da projeção estereográfica no estudo de
estabilidade de taludes em rocha é o reconhecimento de que o ângulo de atrito entre
superfícies pode ser representado por um pequeno circulo na projeção central. Se
49
um bloco de rocha tiver liberdade para se movimentar em qualquer direção, a
envoltória de todas as forças atuantes nele é um cone, cuja geratriz perfaz um
ângulo 𝜑, um bloco permanecerá em repouso em uma superfície planar se a
resultante de todas as forças atuantes no bloco afastar-se da normal á superfície
com um ângulo menor que 𝜑, ou, em outras palavras, se a resultante das forças ficar
posicionada dentro do cone de atrito (Figura 3.13).
3.7.1 Representação do Cone de Atrito em Projeção Estereográfica
A projeção de um cone de atrito em um diagrama de igual ângulo, ou de
Wulff, aparece como um pequeno circulo de raio 𝜑, em torno do polo p da superfície
de escorregamento.
3.7.2 Condições para a movimentação de blocos
As condições para a movimentação de um bloco com peso P, apoiado em um
plano com inclinação i em relação á horizontal, a força cisalhante (Fc) que tende a
movimentar o bloco é dada por:
Figura 3. 13- Conceito de cone de atrito e escorregamento de um bloco ao longo de um plano, sob a ação de seu próprio peso. A movimentação ocorre quando i > ɸ ou quando o vetor peso (P) cair fora do cone de atrito. A) Condição de equilíbrio-limite, na qual ɸ = i, b) Cone de atrito em um bloco inclinado, c) Projeção do cone de atrito em diagrama de Wulff e d) Projeção do cone de atrito em diagrama de Schmidt-lambert. Extraido de Fiori e Carmignani (2009).
50
Eq. 5 𝐹𝑐 = 𝑃𝑠𝑒𝑛(𝑖)
A força normal (Fn) é dada por:
Eq. 6 𝐹𝑛 = 𝑃𝑐𝑜𝑠(𝑖)
A força resistente ao movimento será dada por:
Eq. 7 𝐹𝑟 = 𝐹𝑛𝑡𝑔(ɸ) = 𝑃𝑐𝑜𝑠(𝑖)𝑡𝑔(ɸ)
Onde ɸ é o ângulo de atrito da superfície.
Ocorrerá deslocamento do bloco se a força cisalhante (Fc) for maior que a
força resistente (Fr), ou se 𝑃𝑐𝑜𝑠(𝑖) for maior que 𝑃𝑐𝑜𝑠(𝑖)𝑡𝑔(ɸ). O fator de segurança
é dado pela razão entre as forças resistentes e as forças cisalhantes, ou seja:
Eq. 8 𝐹𝑠 = 𝐹𝑟𝐹𝑐
Na condição de equilíbrio-limite, quando 𝐹𝑠 = 1, as forças resistentes são
exatamente iguais as forças solicitantes, e, pela substituição dos respectivos valores
na equação acima, obtém-se 𝑖 = 𝜑. Dessa forma, a condição para que haja
movimentação é que 𝑖 seja maior 𝜑, quando, então, o corpo estará em condições de
desequilíbrio e tanto maior.
Considerando-se que a força resistente 𝐹𝑟 atua de maneira uniforme na superfície
entre o bloco e o plano, e admitindo-se que o ângulo de atrito seja constante em
todas as direções da superfície, a força de atrito deverá se distribuir em todas as
direções e, assim, a força normal 𝐹𝑛 será envolvida por um cone de atrito. Este cone
tem um circulo de base de raio 𝐹𝑟, altura 𝐹𝑛 e ângulo de geratriz igual a 𝜑.
Considerando-se apenas a atuação da força da gravidade, haverá movimentação do
bloco se for satisfeita a condição 𝑖 > 𝜑, ou seja, se p vetor peso P cair fora do cone
de atrito. Caso contrario, o bloco estará em condições de equilíbrio. Se atuarem
51
outras forças, então a resultante R, em vez da força P, deverá situar fora do cone de
atrito para o bloco ser considerado em condição estável.
3.8 Retroanálise
Para o uso da técnica de retroanálise, é aplicado um método determinístico,
são feitos cálculos tentativos do fator de segurança, até ajustar os parâmetros de
resistência, coesão e ângulo de atrito, à condição de FS = 1,0. Estes cálculos
consideram as condições geométricas e geotécnicas durante a ruptura. Em geral, o
ângulo de atrito é determinado experimentalmente e preestabelecido para a
retroanálise, a coesão é obtido por decorrência. Salienta-se que estes parâmetros
correspondem a resistência media do talude (AUGUSTO FILHO; VIRGILI, 1998).
Uma aplicação muito útil desta técnica é a avaliação do ganho de segurança
com a execução de uma obra de estabilização do talude rompido ou em processo de
ruptura. Os parâmetros de resistência são obtidos por retroanálise e calculam-se os
incrementos a serem obtidos no fator de segurança com a execução da obra, seja
por retaludamento, uma drenagem ou uma estrutura de contenção.
3.9 Sistemas de Classificação de Maciços Rochosos
Segundo Fiori e Carmignani (2009) a primeira classificação geotécnica de
maciços rochosos foi elaborada por Terzaghi em 1946 e, com o tempo, outras
classificações surgiram em função do avanço da ciência e melhor conhecimento das
variáveis dos problemas geotécnicos, até então pouco conhecidas. A classificação
de maciços rochosos é um importante instrumento de comparação de litotipos e
estruturas, visando à análise de sua estabilidade. Assim, um bom método de
classificação estrutural/geotécnica deve incluir em suas análises variáveis mais
significativas ao processo de instabilização destes maciços.
52
De uma maneira geral, os sistemas de classificação utilizam parâmetros
quantitativos que, ponderados, permitem o enquadramento do maciço segundo
categorias. Em geral, boa parte dos sistemas de classificação de maciços rochosos
utiliza o RQD (Rock Quality Designation) introduzido por Derre (1963) como um dos
parâmetros de enquadramento. O valor do RQD corresponde à porcentagem obtida
pela divisão da soma de todos os comprimentos de pedaços de testemunho de
sondagem iguais ou maiores do que 10 cm, pelo comprimento total do testemunho.
Sua definição original estabelece o valor do RQD como:
Eq. 9 𝑅𝑄𝐷 = ∑𝐿>10 𝐶𝑀∑𝐿
𝑋100
Também pode ser obtido o RQD pela medição com trena métrica, na direção
horizontal da face livre do maciço rochoso.
3.9.1 RMR (ROCK MASS RATING)
A classificação geomecânica de Bieniawski (1979) considera, além do RQD, a
resistência uniaxial da rocha intacta, o espaçamento, a abertura, a continuidade e
orientação das juntas e o fluxo da água subterrânea, atribuindo-se pesos relativos a
cada um dos cinco parâmetros escolhidos como critérios de classificação. A tabela 1
apresenta os parâmetros utilizados na ponderação.
Tabela 2- RMR (Rock Mass Rating)
A. PARÂMETROS DA CLASSIFICAÇÃO E SEUS PESOS Parâmetro Faixa de valores
Resistência da
Índice de comp.
Puntiforme
>10 MPa
4-10 MPa
2-4 MPa
1-2MPa
Uso não recomendável
1 rocha intacta
Resistência a comp.
uniaxial
>250 MPa
100-250 MPa
50-100 MPa
25-50 MPa
5-25 MPa
1-5 MPa
<1 MPa
Pesos 15 12 7 4 2 1 0 RQD 90%-100% 75%-90% 50%-75% 25%-50% <25% 2 Pesos 20 17 13 8 3 3
Espaçamento das descontinuidades
> 2 m
0,6 - 2 m
200 - 600 mm
60 - 200 mm
< 60 mm
Pesos
20
15
10
8
5
53
A. PARÂMETROS DA CLASSIFICAÇÃO E SEUS PESOS Parâmetro Faixa de valores
4
Condição das descontinuidades
(ver D)
Superfícies muito
rugosas. Não
persistentes. Fechadas.
Paredes sem alteração
Superfícies pouco
rugosas. Abertura <1mm.
Paredes levemente alteradas.
Superfícies pouco
rugosas. Abertura <1mm.
Paredes muito alteradas.
Superfícies estriadas ou
Preenchimento < 5mm.
ou Abertura de 1-
5mm. Persistentes.
Preenchimento > 5mm.
ou Abertura >
5mm. Persistentes.
Pesos 30 25 20 10 0
Ação da Infiltração por 10m de túnel
(l/m)
Nula <10 10 - 25 25 - 125 > 125
água Relação (u/𝜎1)* 0 <0,1 0,1 - 0,2 0,2 - 0,5 >0,5 5 subterrânea Condições
gerais Completamente
seco Umedecido Úmido Gotejando Fluxo
abundante Pesos 15 10 7 4 0
C. CLASSE DO MACIÇO ROCHOSO DETERMINADA PELO SOMATÓRIO DOS PESOS Somatório de pesos (RMR) 100 ← 81 80 ← 61 60 ← 41 40 ← 21 < 21
Classe do maciço I II III IV V Descrição Muito bom Bom Regular Ruim Muito Ruim
D. RECOMENDAÇÕES PARA A CLASSIFICAÇÃO DA CONDIÇÃO DAS DESCONTINUIDADES Persistência da descont.
Pesos < 1m
6 1-3 m
4 3-10 m
2 10-20 m
1 >20 m
0 Abertura Pesos
Nenhuma 6
<0,1mm 5
0,1-1,0mm 4
1-5mm 5
> 5mm 0
Rugosidade Pesos
Muito rugosa 6
Rugosa 5
Pouco rugosa 3
Suave 1
Estriadas 0
Preenchimento Pesos
Nenhum 6
Duro, <5mm 4
Duro, >5mm 2
Mole, <5mm 2
Mole, >5mm 0
Fonte: Bieniawski (1979)
3.9.2 SMR (SLOPE MASS RATING)
O sistema de Classificação SMR (Slope Mass Rating), proposto por Romana
(1985), é obtido a partir do RMR (Rock Mass Rating) de Bieniawski (1979) com a
subtração dos fatores de ajuste das estruturas criticas em relação a face do talude e
somando o fator de ajuste relacionado ao método de escavação. O emprego destes
métodos tem sido amplamente utilizado em projetos de taludes finais de minas a céu
aberto e no estudo de estabilidade de encostas naturais. O sistema de classificação
geomecânica SMR foi elaborado a partir da revisão de 87 taludes reais na Espanha
e verificado em encostas reais de diferentes países como Grécia, Índia, Coréia,
México e Brasil (ROMANA, 2003). O valor de SMR é dado por:
Eq. 10 𝑆𝑀𝑅 = 𝑅𝑀𝑅 − (𝐹1 × 𝐹2 × 𝐹3) + 𝐹4
54
O fator de ajuste das juntas é produto de três subfatores, apresentado na
tabela 3.
• F1 depende do paralelismo entre o rumo da estrutura e a face do talude,
varia entre 1,00 (quando ambos os rumos são paralelos) e 0,15 (quando o
angulo entre ambos os rumos é maior que 30º e a probabilidade de ruptura é
muito baixa).
• F2 depende do mergulho da estrutura numa ruptura plana, Em certo sentido é
uma medida da probabilidade da resistencia ao esforõ cortante de uma
estrutura. Varia entre 1,00 (Para estruturas com mergulho superior a 45º) e
0,15 (para estruturas com mergulho inferior a 20º).
• F3 Reflete a relação entre os mergulhos da estrutura e do talude.
Tabela 3- Valores dos fatores de ajuste para classes de orientação
Modo de Muito Favorável Razoável Desfavorável
Muito
Ruptura Favorável Desfavorável
P |aj-as| >30º 30 - 20º 20 - 10º 10 - 5º <5º T |aj-as-180|
C |ai-as|
P/C/T F1 0,15 0,4 0,7 0,85 1
P |bj| <20º 20 - 30º 30 - 35º 35 - 45º >45º C |bj|
P/C F2 0,15 0,4 0,7 0,85 1
T F2 1 1 1 1 1
P |bj-bs| >10º 10 - 0º 0º 0 - (-10º) <-10º C |bj-bs|
T |bj+bs| <110º 110 - 120º >120º - -
P/C/T F3 0 -6 -25 -50 -60 Nota: P – Ruptura planar; T – Tombamento; C – Ruptura em cunha; as – direção talude; aj – direção descontinuidade; ai – direção da interseção; bs – mergulho do talude e bj – mergulho descontinuidade. Fonte: Romana (1985)
O valor de ajuste F4 fica por conta da tabela 3.
55
Tabela 4 - Fator de ajuste para o método de escavação
Método de Escavação F4
Talude Natural 15
Pre-Corte 10
Detonação Suave 8
Escavação Mecânica 0
Detonação Deficiente -8 Fonte: Romana (1985)
O resultado conduz a definição das classes de estabilidade segundo o SMR de
Romana (1985).
Tabela 5- Classes de Estabilidade
Classe V IV III II I
SMR 0-20 21-40 41-40 61-80 81-100
Descrição Muito Ruim Ruim Normal Bom Excelente
Estabilidade Totalmente
Instável Parcialmente
Estável Totalmente
Instável Estável Estável
Ruptura Grandes Grandes Algumas Alguns
Estável Cunhas Cunhas Cunhas Blocos
Tratamento Escavação Correção Sistemático Ocasional Nenhuma Fonte: Romana (1985)
56
4 GEOLOGIA
4.1 Geologia Regional
As rochas do Alto de Salvador, localizado a nordeste da região metropolitana
de Salvador, situam-se no Cráton do São Francisco, definido por Almeida (1977), é
um compartimento tectônico regional, que abrange parte dos estados de Minas
Gerais e Bahia, teve seu embasamento estabilizado durante o Paleoproterozóico
(Orosiriano-Riaciano, ~2,0 Ga) pela colisão de segmentos crustais de idade
Arqueana e Paleoproterozóica (BARBOSA; SABATÉ, 2002). Na porção central do
Cráton, ocorre uma bacia intracratônica combinada do tipo rifte-sinéclise
(DANDERFER FILHO, 2000) instalada sobre embasamento arqueano e preenchida,
durante o Proterozóico pelos sedimentos do Supergrupo Espinhaço e São
Francisco. Os limites do Cráton são marcados pela deformação endodérmica das
faixas orogênicas brasilianas que consolidaram a Gondwana Ocidental durante o
Neoproterozóico (Edicariano, ~0,54 Ga; Figura 4.1) (ALMEIDA, 1977).
Durante o Cretáceo Inferior (Aptiano ,~120 Ma), um regime distensivo que
mais tarde viria a evoluir para o Oceano Atlântico, resulta na formação de uma série
Figura 4. 1 - Cráton do São Francisco e detalhe da geologia regional da área de trabalho (SOUZA, 2010)
57
de gabrens assimétricos desenvolvidos em sistemas de rifts, alongados na direção
NE-SO na parte norte do Cráton do São Francisco (SANTOS et al., 1990).
Ao longo do Mioceno (ARAI, 2006), uma grande elevação eustática
influenciou na deposição dos sedimentos flúvio-lacustres de origem
predominantemente continental da Formação Barreiras (BIGARELLA 1975; LIMA
2002).
4.1.1 Unidades Tectônicas da Porção Norte do Cráton do São Francisco
A parte norte do Cráton do São Francisco, aflorante no Estado da Bahia,
possui maciços metamórficos de alto grau, polideformados, que se estendem desde
a região de Ilhéus-Itabuna ao sul, até a região de Curaçá ao norte, e apresenta
preservadas as raízes do orógeno Paleoproterozóico (ALKMIM, 2004). Este orógeno
é o resultado do processo de colagem e acresção continental envolvendo quatro
segmentos principais: Os blocos Gavião, Serrinha, Jequié e o Cinturão Itabuna-
Salvador-Curaça (BARBOSA & DOMINGUES 1996; TEIXEIRA et al. 2000;
BARBOSA & SABATÉ 2001; 2004), representado na Figura 4.3.
Figura 4. 2 – Mapa geológico simplificado da porção setentrional do Cráton do São Francisco, destacando blocos Arqueanos-Paleoproterózoicos. (ALKMIM, 2004) Modificado por Santos (2010).
58
Segundo Hartman & Delgado (2001) o Bloco Gavião tem sua maior parte
encoberto por depósitos Proterozóicos dos supergrupos Espinhaço e São Francisco,
ocorre na parte sudoeste da porção norte do Cráton, e corresponde a um núcleo
arqueano cujas bordas foram retrabalhadas pela orogenia Paleoproterozóica. É
constituído essencialmente por ortognaisses tonalítico-trondhjemítico-granodioríticos
(TTG) e sequencias supracrustais arqueanas e paleoproterozóicas, algumas do tipo
Greenstone Belt.
O Bloco Jequié ocorre na parte leste do Cráton do São Francisco, sendo
composto por ortognaisses-migmatíticos de 3,1-2,9 Ga (U/Pb, Rb-Sr, Pb/Pb),
apresenta megaenclaves básicos e migmatíticos (WILSON, 1987; MARINHO, 1991;
MARINHO et al. 1994). E afetado por intrusões múltiplas graníticas a granodioriticas
de alto e baixo Ti que correspondem atualmente a corpos charnoquiticos a
charnoenderbiticos de 2,8-2,7 Ga (ALIBERT & BARBOSA 1992; FORNARI &
BARBOSA, 1994). O Bloco Jequié sofreu intensa deformação e metamorfismo na
fácies granulito em 2,1 Ga.
O Bloco Serrinha ocorre na parte nordeste do Cráton do São Francisco e
possui substrato formado por granitos e tonalitos gnaissificados e migmatizados,
cujas idades aproximadas ficam entre 3,1 e 2,8 Ga (GAAL et al. 1987; OLIVEIRA et
al. 1999; MELO et al. 2000; RIOS et al. 2002). Este bloco foi metamorfoseado na
fácies anfibolito e suas rochas são cobertas por sequencias Paleoproterozóicas do
Greenstone Belt do Rio Itapicuru e Capim, as quais foram depositadas em bacias de
retro-arco de ~2,0 Ga (SILVA, 1996).
O Cinturão Itabuna-Salvador ocorre na porção leste do Cráton do São
Francisco e possui um trend geral N-S. Esse bloco possui como constituintes
dominantes pelo menos quatro gerações de tonalitos e trondhjemitos sendo que três
são Arqueanas com idades entre 2,7-2,5 Ga e uma é Paleoproterozóica sin-
colisional de idade 2,1 Ga. Estes grupos são interpretados como resultado de fusão
da crosta (BARBOSA; PEUCAT, 2003). Faixas de rochas metassedimentares
constituídas por quartzito com granada, gnaisses alumino-magnesianos com
safirina, grafititos e formações ferríferas e manganesíferas (TEIXEIRA, 1997)
ocorrem intercalados com os tonalitos. A origem dessas rochas é interpretada como
um arco magmático, com arco de ilha, bacias de retroarco e zonas de subducção
59
(FIGUEIREDO, 1989) desenvolvidos entre o Neoarqueano e o Paleoproterozóico
(~2,6 Ga). No cinturão também podem ser encontradas rochas shoshoníticas de 2,4
Ga (BARBOSA, 1990). Durante a colisão paleoproterozóica, todos os constituintes
foram deformados e metamorfisados na fácies granulito.
O Cinturão Salvador–Curaçá (SANTOS; SOUZA, 1983) representa um prisma
de acrescimento crustal, que bordeja os blocos Gavião, Jequié e Serrinha. Esse
cinturão é constituído por rochas da suíte tonalítica–trondhjemítica–granodiorítica.
Todas as unidades litológicas do cinturão estão reequilibradas na fácies anfibolito
alto/granulito (MELO et al. 1995). A presença de idades de 2,7 Ga, obtidas por
método U–Pb (SHRIMP) em zircão (SILVA et al., 1997), tem sido relacionada a
processos de subducção de protólitos tonalíticos–trondhjemíticos em ambientes de
arco de ilhas (BARBOSA, 1997). Idades de 2,08 Ga obtidas pelo método U–Pb
(SHRIMP) em zircões (SILVA et al. 1997) atestam que sua evolução é relacionada
ao evento Orosiriano.
Na cidade de Salvador, na Bahia, até Buquim, em Sergipe, o cinturão Itabuna-
Salvador-Curaçá sofre uma inflexão para NE e possui orientação N045º. Neste setor
foi individualizado por Barbosa (1996) o Cinturão Salvador-Esplanada.
Figura 4. 3 - Corresponde aos blocos crustais arqueanos durante o processo de colisão obliqua (Barbosa & Sabaté, 2002), modificado por Santos (2010).
60
As rochas do Alto de Salvador foram descritas como da fácies granulito por
Fujimore & Allard (1966) e Fujimori (1968, 1988), onde ocorre corpos tabulares de
granitoides, descritos por Celino & Conceição (1983) e Corrêa-Gomes (1992, 1996),
e enxame de diques maficos, apresentados por Mestrinho et al. (1988) e Corrêa-
Gomes (1992, 1996). A definição recente e mais usual é que as rochas granuliticas
foram poli-deformadas e truncadas por um sistema de fraturas, ora preenchidas por
diques máficos, ora por monzo-sienogranitos indeformados, segundo Barbosa et al.
(2005) e Souza et al. (2010). Muito embora, os afloramentos estudados estão
concentrados na parte sul da cidade de Salvador, nas praias dos bairros da Barra e
do Rio Vermelho, distante mais de 30 quilômetros ao sul da área de estudo desta
monografia.
4.1.2 O Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá
Este conjunto de bacias relaciona-se geneticamente ao processo de
rifteamento que afetou o paleocontinente Gondwana durante o Inferior
(Neocomiano), compondo um rifte intracontinental de direção geral N-S. Estes
grabens foram preenchidos por sedimentos flúvio-lacustres.
Tradicionalmente, esse sistema de bacias foi interpretado como uma série de
fossas estruturalmente conectadas desde o inicio do processo de rifteamento, sendo
preenchidas por uma sedimentação flúvio-deltaica, que progradou axialmente, de
norte para sul, sobre sedimentos lacustres concentrados na região do Tucano Sul e
Recôncavo (CHIGNONE, 1979).
Varios autores, tais como Milani (1987), Magnavita e Cupertino (1987), Castro
Jr. (1987) e Milani & Davison (1988), sustentaram que o sistema de riftes do
Reconcavo-Tucano-Jatoba tenha evoluído como uma série de meio-grabens
desconectados (sub-bacias) e limitados por zonas de transferência, obliquas a eles.
Esses meio-grabens possuem uma cunha de sedimentos sintectonicos que
espessam em direção a falha de maior rejeito que define sua borda.
61
Segundo Magnavita (1992), o Rifte evoluiu em dois eventos tectônicos
durante a fase sin-rifte. O primeiro evento teria ocorrido durante o Eocretaceo e seria
a extensão na direção E-W, devido a rotação horaria da América do Sul em relação
a África, a abertura evoluiria para uma extensão NO-SE. A continuação da abertura
faz com que a extensão seja transferida para a margem continental e isolando o
sistemas de riftes (Figura 4.4.).
Figura 4. 4 - Abertura E-W e posteriormente NO-SE do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá (MAGNAVITA et al., 2005).
O sistemas de riftes do Recôncavo-Tucano-Jatobá está implantado sobre
diversos tipos de substratos litológicos, com idades variando desde o Arqueano ao
Paleozóico, (Figura 4.5). Tal heterogeneidade implica uma resposta deformacional
diferenciada para um mesmo esforço aplicado.
O arcabouço tectônico do rifte mostra uma boa correlação entre as principais
estruturas formadas durante o processo de ruptura continental e os planos de
fraqueza de elementos tectônicos mais antigos. Esses planos de anisotropia
reativados no inicio do Neocomiano tiveram influencia decisiva sobre a geometria
das bacias, exercendo um grande controle na abertura do rifte (MILANI, 1985 e
CUPERTINO; MAGNAVITA, 1987).
O Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá faz parte do ramo oeste de um sistema
de rift-valley, implantado ao longo da atual região costeira do Brasil, e que precedeu
ao afastamento das Placas Sul-Americana e Africana. Esse rifte apresenta
62
morfologia de uma série de meio-grabens que mergulham para SE desde o
Recôncavo até o Tucano Central e, a partir do Arco do Vaza-Barris, invertem o
sentido do mergulho para NO, permanecendo assim até a Bacia do Jatobá. Esse
tipo de geometria também é observado nos riftes modernos do leste africano
(MORLEY, 1988).
A fossa do recôncavo está separada da bacia do Tucano a N e NO pelos
Altos de Aporá e Dom João. Ao sul, separa-se da bacia de Camamu pelo Sistema
de Falhas da Barra, que corta a ilha de Itaparica na sua porção mediana. A leste, o
seu limite é o Sistema de Falhas de Salvador. Este sistema é o mais expressivo da
bacia, podendo atingir mais de seis mil metros de rejeito. No lado ocidental, está
limitada pela Falha de Maragogipe, com rejeitos bem menos expressivos que o
anterior, já que não ultrapassam quinhentos metros, caracterizando uma zona com
maior estabilidade tectônica.
Figura 4. 5 – Mapa geológico regional do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e a diversidade de substratos da bacia. (MILANI, 1987) Modificado por (WIEDERKEHR, 2008)
63
Em seu arcabouço geral, a bacia adquire a forma de um half-gráben, com
mergulho regional das camadas para SE, em direção aos grandes depocentros que
se situam junto à borda oriental (SANTOS et al., 1990).
Os esforços distensivos geraram falhamentos normais, cujos planos
apresentam mergulhos elevados, em torno de 70º, e com direção preferencial N030.
Os falhamentos são predominantemente, sintéticos, isto é, mergulham em direção
aos depocentros de cada porção da bacia.
Segundo Santos et al. (1990), o sistema de falhas NE permite dividir a bacia
em áreas que foram relativamente estáveis, denominadas patamares, e em áreas
que tiveram maiores taxas de subsidência, que configuram os grandes baixos
regionais. Destacam-se nesse contexto as Falhas de Patioba, Pedra do Salgado,
Biriba-Araças, Paranaguá e Nova America, alem do Sistema de Falhas de Salvador
e a falha do Iguatemi (BARBOSA et al., 2005). Outro sistema de falhamentos
importante é aquele de direção N320, que tem como principais representantes as
Falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás. Essas feições são interpretadas hoje em dia
como falhas de transferência, que acomodaram diferentes taxas de estiramento
Figura 4. 6 - Arcabouço Estrutural da Bacia do Recôncavo. Adaptado de (ABRAHÃO FILHO, 2009)
64
crustal durante o desenvolvimento da bacia. Com base nessas duas falhas, a bacia
foi dividida em três compartimentos: Nordeste, Central e Sul.
4.1.3 Grupo Barreiras
O Grupo Barreiras é uma unidade que ocorre ao longo da faixa costeira do
Brasil, desde o Estado do Pará até o Rio de Janeiro, é constituído por sedimentos
areno-argilosos de origem predominantemente continental, semi-consolidados, que
repousam sobre o embasamento cristalino e as rochas cretáceas, cuja idade tem
sido atribuída ao Mioceno (ARAI, 2006). Apresentam-se sob a forma de tabuleiros,
relativamente dissecado, com topos de até 100 metros (LYRIO, 1996).
4.2 Geologia Local
Na área escavada da pedreira, sob os sedimentos do Grupo Barreiras, são
observadas rochas metamórficas ortoderivadas em fácies anfibolito e granulito, as
vezes migmatizados , localmente apresenta foliação metamórfica com direção geral
NO-SE. Além dessa, outras anisotropias estão presentes no maciço rochoso, como
a de três gerações de diques graníticos e uma de dique máfico, entretanto, não é
possível confrontar a relação entre todas as intrusões.
A partir da determinação da massa especifica das amostras de rocha e de
sua localização, foi construído o modelo de distribuição das classes de massa
especifica com o ArcGIS 3D analyst na área mapeada. As classes, exibidas na
Figura 4.7, coincidem com a distribuição das amostras descritas macroscopicamente
e em lamina delgada, o arranjo elaborado pelo programa apresenta orientação dos
contatos entre as classes semelhante a orientação da direção geral da foliação do
maciço.
65
4.2.1 Litologias
Para balizar o mapeamento geológico estrutural foram confeccionados 6
seções delgadas, representavias dos litotipos observados na mina: Charnoenderbito;
Monzodiorito Granulito; Monzogranito Gnaisse; Quartzo Diorito; Quartzo
Monzodiorito Anfibolitizado; Hornblenda Quartzo Monzonito; e Hornblenda
Granodiorito. A descrição destas seções consta a seguir organizada de acordo com
os intervalos de massa especifica interpolado, a posição onde foi retirada cada
amostra para laminação é sinalizada na Figura 4.7.
4.2.1.1 Região Sudoeste
Figura 4. 7 – Mapa das classes de densidade relativa produzido com ArcGIS 3D analyst.
Massa Especifica
66
Na região onde amostras de rochas pertencentes ao grupo de massa
especifica no intervalo de 2,792 – 2,860 g/cm³, foi descrito na lamina 05
(Charnoenderbito) e 15 (Monzodiorito Granulito). macroscopicamente são
melanocráticos, sem nenhuma anisotropia, inequigranulares e de textura fanerítica
fina.
O Charnoenderbito é constituído por clinopiroxênio (30%), plagioclásio (24%),
ortopiroxênio (20%), quartzo (15%), microclina (5%), biotita (5%) e minerais opacos
(1%). A principal textura observada na lâmina foi a granoblástica granular marcada
por cristais de ortopiroxênio e clinopiroxênios, quartzo e feldspatos,
secundariamente notou-se textura poiquiloblástica marcada por inclusões de quartzo
em piroxênios.
Microfotografia 4. 1 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados do Charnoenderbito na lamina 05. Biotita (Bt), minerais opacos (Mo), plagioclásio (Pl), diopsídio (Di), quartzo (Qz), microclina (Mi) e Hiperstênio (Hi). Área onde é possível identificar fraturas no Quartzo sinalizado com borda vermelha na fotografia em luz plana.
Di
Pl Qz
Pl Di Qz
Bt
Di
Mo
1 mm
1 mm
Mi
Hi
Hi
Hi
67
Os cristais de clinopiroxênio que foram identificados como diopsídio, ocorrem
em contatos retos com o ortopiroxênio e contatos curvos com o plagioclásio e o
quartzo, é granular, subdioblástico a xenoblástico, tamanho varia de 1 a 1,5 mm.
Os cristais de plagioclásio são predominantemente xenoblásticos, com
contatos as vezes reto a curvo entre si e outras espécies. Apresenta geralmente
geminação albita-carlsbar e albita, com teor de anortita entre 42 e 50%, que a
classifica como andesina.
O ortopiroxênio, identificado como hiperstênio, subidioblástico a xenoblástico,
com tamanho de 0,5 até 1,5 mm, tem contatos retos com o clinopiroxênio e com os
minerais opacos, contato curvo com o plagioclásio e lobado com a biotita.
O quartzo é predominante xenoblástico em todos na maioria dos contatos,
embaiado com o plagioclásio e bastante fraturado, o tamanho pode variar de 0,5 a
3,5 mm, apresenta extinção ondulante.
A microlina é caracterizada pela geminação albita-periclina, tem contatos
retos com o plagioclásio e curvos com o ortopiroxênio, com tamanho até de 2 mm.
A biotita ocorre como produto retrometamórfico, sendo observado nas bordas
de cristais dos piroxênios e dos opacos, sempre menor que 1 mm. Ver
Microfotografia 4.1 da lamina em luz plana e nicóis cruzados.
O Monzodiorito Granulito é constituído por plagioclásio (50%), hiperstênio
(20%), clinopiroxênio (10%), microclina (10%), quartzo (6%), biotita (5%) e minerais
opacos (1%) (Microfotografia 4.2). Os aspectos texturais observadas no
Charnoenderbito são persistentes como a textura granoblástica granular, marcada
por cristais de ortopiroxênio e clinopiroxênios, quartzo e feldspatos.
Os cristais de plagioclásio são subidioblástico a xenoblásticos, tem contatos
retos e curvos entre se e com hiperstênio, contatos retos com o diopsídio e com o
quartzo é geralmente embaiado. As vezes saussuritizados, geralmente com 1 mm.
Apresenta geralmente geminação albita-carlsbar e albita, com teor de anortita entre
48 e 60%, que a classifica como labradorita.
68
O hiperstênio, um ortopiroxênio, apresenta-se granular, subidioblástico a
xenoblástico, com tamanho variando entre 0,1 a 0,6 mm. Seus contatos são retos
somente com o diopsídio e irregular com o plagioclásio e com a biotia que ocorre
nas bordas.
Os cristais de diopsídio, um clinopiroxênio, ocorrem em aglomerados. É
granular, subidioblástico a xenoblástico. A granulometria varia de 0,1 a 0,6 mm.
Seus contatos são retos com o hiperstênio e plagioclásio, lobado com o quartzo e
mineral opaco.
A microlina é caracterizada pela geminação albita-periclina, tem bordas
alteradas. O quartzo é predominante xenoblástico e não repete o fraturamento
Microfotografia 4. 2 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados. Biotita (Bt), minerais opacos (Mo), plagioclásio (Pl), diopsídio (Di), quartzo (Qz), microclima (Mi) e Hiperstênio (Hi). Embaiamento do quartzo com o plagioclásio no canto esquerdo superior
1 mm
1 mm
Qz
Qz
Mo
Hi
Di Pl
Mi
Hi
Mo
Bt
Bt
69
observado na lamina 05. A biotita ocorre em volta dos minerais opacos e associados
aos piroxênios (Microfotografia 4.2).
4.2.1.2 Região Central
Na região central, na face livre do trecho leste do talude sul, do trecho oeste
do talude norte e no talude oeste, as amostras de rochas são pertencentes ao grupo
de massa especifica no intervalo de 2,725 – 2,792 g/cm³, foi descrito na lamina 02,
retirada no trecho leste do talude sul, o Monzogranito Gnaisse com orientação
verticalizada e o Quartzo Diorito que em afloramento mostra-se como uma intrusão
horizontal.
A seção da lamina 02 cortada na direção norte-sul apresenta o Quartzo
Diorito na porção central (Microfotografia 4.3). Em lamina é possível observar a
textura lepidoblástica marcada pelos cristais de biotita, este alinhamento gera
arranjos sigmóidais com cinemática aparente sinistral. A composição modal é
plagioclásio (60%), biotita (15%), quartzo (10%), minerais opacos (8%) e microclina
Fotografia 4. 3 – Visada para sul, talude sul, trecho leste. Monzogranito Gnaisse truncado pelo Quartzo Diorito. Circulo vermelho indica local onde foi retirada a amostra para a confecção da lamina 02.
70
(7%). Com excessão da biotita que é arranjada de acordo com a orientação e tem
comprimento maior que 2 mm e os minerais opacos, sempre associados a biotita, os
minerais restantes apresentam textura granoblástica e milonítica marcada por
contatos serrilhados (Microfotografia 4.4).
A porção superior teve corte paralelo a direção da foliação, o Monzogranito
Gnaisse apresenta composição modal formada por quartzo (45%), plagioclásio
(32%), microclina (20%), biotita (2%) e minerais opacos (1%).
Os cristais de quartzo tem 3 mm, são predominantemente xenoblásticos,
apresentam muitas fraturas. Os cristais de plagioclásio são subidioblásticos, tem até
2 mm, tem contatos retos com todas as espécies, com exceção do quartzo,
Microfotografia 4. 4 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados. No Monzogranito Gnaisse na parte superior, quartzo (Qz),plagioclásio (Pl), microclina (Mi), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo). No Quatzo Diorito na parte inferior, plagioclásio (Pl),Biotita (Bt),quartzo (Qz), minerais opacos (Mo), e microclima (Mi). Linha tracejada em vermelho indica sigmoides no Quartzo Diorito.
1 mm
1 mm
Qz
Qz
Bt
Bt
Pl
Pl Mi
71
apresenta geminação albita e teor de anortita entre 40 e 50%, que a classifica como
andesina. A microclina tem até 1 mm, é geralmente subidioblástica. A biotita é
subidioblástica, ocorre cristais de até 1 mm, geralmente associada ao minerais
opacos.
No trecho oeste do talude norte, foi identificado o Quartzo Monzodiorito
Anfibolitizado, identificada numa zona de cisalhamento rúptil-dúctil intensamente
fraturada, acompanhando a foliação (Fotografia 4.5).
O Quartzo Monzodiorito Anfibolitizado é milonitizado, apresenta textura
lepidoblástica formado principalmente pela biotita indicando cisalhamento no plano
N164/69SO, o alinhamento dos minerais de biotita gera estrutura sigmoidal, que
aparentemente indica movimento reverso. É constituído por plagioclásio (45%),
microclina (22%), quartzo (15%), biotita (10%), hornblenda (7%) e minerais opacos
(1%).
Fotografia 4. 5 –Visada para norte, talude norte, 45 metros de altura. Zona de cisalhamento rúptil nucleada sobre a foliação, onde foi retirada a amostra de Quartzo Monzodiorito Anfibolitizado da lamina 12.
72
Os cristais de plagioclásio apresentam geminação albita, tem grãos
subidioblasticos de até 2 mm no domínio menos cisalhados e grãos xenoblásticos
menores que 0,5 mm nos domínio mais deformado, predomina contatos curvos,
apresenta teor de anortita entre 42 e 50%, a caracterizando como andesina.
A hornblenda, é subidioblástica a xenoblástica, tem entre 0,1 e 0,6 mm,
ocorre orientado de acordo com a foliação, geralmente associado a biotita, tem
contatos retos.
Microfotografia 4. 6 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados. No , Quartzo Monzodiorito Anfibolitizado, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl), microclina (Mi), Biotita (Bt). (Hb) hornblenda e minerais opacos (Mo).
1 mm
1 mm
Bt
Hb
Hb
Pl
Mi
Qz
Mo
73
Os grãos de microclina são subidioblástico, ocorre associado ao plagioclásio.
Os cristais de quartzo são completamente xenoblásticos. A biotita ocorre alinhada
com a foliação, é associada aos minerais opacos e bordeja os cristais de anfibólio
(Microfotografia 4.6). Os cristais de quartzo tem de 0,1 a 1 mm, são
predominantemente xenoblásticos
4.2.1.3 Região Nordeste
Na região oeste, na face livre talude leste e do trecho leste do talude norte, as
amostras de rochas são pertencentes ao grupo de massa especifica no intervalo de
2,590 - 2,725 g/cm³. Ambas as laminas descritas foram do retiradas da base do
talude leste, onde foi identificado na lamina 00 o Hornblenda Quartzo Monzonito e
na lamina 01 o Hornblenda Granodiorito.
Macroscopicamente, o Hornblenda Quartzo Monzonito é leucocrático,
isotrópico, inequigranular, textura fanerítica, cristais de plagioclásio e quartzo tem
até 2 mm enquanto os cristais de anfibólio, biotita e opacos ocorrem em porções
escuras. Em lâmina, apresenta textura poiquiloblástica pela inclusão de quartzo em
forma de gotas em cristais de anfibólio. A composição modal é plagioclásio (45%),
microclina (25%), hornblenda (20%), quartzo (7%), biotita (2%) e minerais opacos
(1%) (Figura 4.7).
Os cristais de plagioclásio são subidioblástico a xenoblásticos,
inequigranulares, exemplares de 0,2 a 2 mm de comprimento, apresenta contatos
retos e curvos entre si e curvo com os demais, às vezes sericitizados, a geminação é
albita-carlsbar e albita, com teor de anortita entre 42 e 68%, que a classifica como
andesina. A microlina é xenoblástica, tem entre 0,25 e 0,5 mm.
A hornblenda, é subidioblástica a xenoblástica, tem entre 1 e 3 mm, ocorre
relacionado aos minerais opacos e a biotita, em cristais maiores apresenta a
inclusão de gotas de quartzo, tem contatos retos apenas entre si e os minerais
opacos.
74
O quartzo é predominante xenoblástico, apresenta extinção ondulante. A
biotita ocorre nas bordas da hornblenda.
O Hornblenda Granodiorito tem cor cinza escura, apresenta anisotropia
protomilonítica, com direção NO-SE e mergulho em alto ângulo para sudoeste,
granoblástico com cristais com até 1 mm, o afloramento onde foi retirado a amostra
para a confecção da lamina 01 é exibido na fotografia 4.8.
Em lamina, apresenta textura granoblástica decussada marcada pelos
minerais plagioclásio e quartzo. A composição modal é plagioclásio (35%), biotita
(25%), quartzo (25%), microclina (9%), hornblenda (5%) e minerais opacos (1%)
(Microfotografia 4.9).
Microfotografia 4. 7 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados. No Hornblenda Quartzo Monzonito, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl), microclina (Mi), hornblenda (Hb), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo).
1 mm
1 mm
Qz
Bt
Mo
Hb
Qz
Pl
Pl
Mi
75
Os cristais de plagioclásio são subidioblástico a xenoblásticos,
inequigranulares, com cristais de 0,5 a 1,5 mm, possui geminação albita, com teor
de anortita entre 42 e 50%, que a caracteriza como andesina, tem contatos curvos
com quartzo, biotita, microclina e apresenta sinais de sericitização.
A biotita apresenta pleocroísmo que varia de castanho claro a castanho
escuro, são predominantemente xenoblásticos, tem tamanho entre 0,1 e 0,25 mm,
também ocorre na borda do hornblenda.
A hornblenda, são cristais subidioblásticos a xenoblásticos de 0,1 a 0,2 mm,
tem pleocroismo variando entre verde oliva a verde escuro, e o contato com a biotita
é interlobado, as vezes apresenta inclusões de quartzo. Os minerais opacos tem até
1 mm e ocorre geralmente associados a biotita e a hornblenda.
Fotografia 4. 8 – Visada para sul, talude sul, próximo da intereseção do talude leste. Hornblenda Granodiorito em afloramento.
76
4.2.2 Intrusões
No trecho leste do talude norte, registra-se a presença de três gerações de
diques graníticos. O primeiro ocorre na porção leste do Talude Norte, como único
exemplar, aproximadamente paralelo à foliação, apresenta espessura difusa, é
persistente por toda a altura do talude (Fotografia 4.10). Apresenta mineralogia
granítica, de tamanho grosseiro, inequigranular, a relação geométrica dos cristais é
xenomórfica a hipidiomórfica, a articulação entre os cristais é irregular.
Microfotografia 4. 9 – Microfotografia superior em luz plana e inferior com nicóis cruzados. No Hornblenda Quartzo Monzonito, quartzo (Qz), plagioclásio (Pl), microclina (Mi), hornblenda (Hb), Biotita (Bt) e minerais opacos (Mo).
0,25 mm
0,25 mm
Qz
Bt
Hb
Pl
Mo
Mi
77
Os cristais de feldspatos são euédricos, tem até dois centímetros e
representam quase metade do volume do corpo, os cristais de quartzo são
anédricos, ocorre em cerca de 1/8 do volume da intrusão. Ocorrem ainda como
minerais acessórios, granada e piroxênio, geralmente menores que um centímetro;
esses minerais são observados próximo do contato da intrusão com a rocha
hospedeira.
As outras gerações de diques observadas nas outras porções do talude,
também de composição granítica exibem relação de truncamento entre si. A geração
de diques com atitude média N330/75NE, com espessura de 100 cm, não
apresentam deformação visível, sua composição é granítica, fanerítica media,
inequigranular, com relação geométrica hipidiomórfica, os cristais de feldspato
potássico são euédricos, tem até dois 2 mm e representam em torno de ¾ do
volume do corpo, os cristais de quartzo são anédricos, ocorrem em cerca de ¼ do
volume da intrusão, minerais escuros de 0,5 mm ocorrem de forma incipiente. É
Truncado por uma geração tardia de diques, subhorizontais com mergulho para
norte. Possuem espessura variando em torno de 30 cm de espessura,
indeformados, exibem textura fanerítica media a grossa, inequigranular, com relação
Fotografia 4. 10 - Setor leste do Talude Norte, visada da fotografia para o Norte. Intrusão grosseira, notar núcleo de piroxênio próximo à caneta. Saturação exagerada para destacar a intrusão.
78
geométrica entre os minerais irregular. Os cristais de feldspato potássico são
euédricos a subédricos, tem até 5 mm e representam pelo menos metade do volume
do corpo, os cristais de quartzo são anédricos de tamanho similar aos feldspatos,
apresenta pequenos minerais micáceos menores que 1 mm.
4.2.3 Estruturas
A foliação metamórfica é diversa quando se trata das tramas que apresenta,
ocorre desde bandeamento composicional á orientação preferencial de minerais
micáceos, é orientado segundo a direção geral NO-SE. As gerações de diques não
representam bons planos de partição, principalmente nas condições de rocha fresca
em que se encontra o maciço. Entretanto, corresponde às anisotropias e
heterogeneidade primária da rocha, na qual influenciou a distribuição do campo de
tensões no meio durante o desenvolvimento dos sistemas de juntas e falhas.
Fotografia 4. 11 – Setor leste do Talude Norte, visada da fotografia para o Norte. Granulito foliado, cortado por intrusão mais antiga N330/75NE (vermelho) com 100 cm de espessura, por sua vez truncado por intrusão granítica mais nova, sub-horizontal (amarelo) com 30 cm de espessura.
79
Em toda a extensão dos dez hectares escavados, cinco famílias de juntas
foram identificadas, sendo representadas pelo valor máximo calculado pelo DIPS: J1 (N223/72NO); J2 (N260/71NO); J3 (N070/60SE); J4 (N359/85NE); J5 (N045/18SE),
como pode ser identificado no diagrama estereográfico das juntas na Figura 4.8.
O Diagrama de Rosetas, na Figura 4.9, mostra que as estruturas estão
distribuídas mais intensamente na direção N070-N090 e na direção N160-N170;
entre as direções N000-N070, há uma distribuição mais ou menos regular da
quantidade de planos medidos. Todas as famílias são obliquas em relação às outras
anisotropias, tem arranjo escalonados, apresentam superfície rugosas e geometria
planar, o espaçamento entre as juntas ocorre entre 60 cm e 200 cm, a abertura entre
as paredes nunca é maior que 1 mm, sendo ausente qualquer tipo de preenchimento
ou alteração visível das paredes.
Figura 4. 8- Diagrama estereográfico sinóptico da distribuição das Juntas no maciço rochoso. N=251.
80
As juntas correspondentes à família representada por J3 (N070/60SE),
orientação media desta família, destacam-se pela persistência, com extensão maior
que 20 metros. Muito comumente, as juntas de outras famílias encerram onde
interceptam outras estruturas, tal situação no talude oeste é mostrada na Figura
4.10.
Completa o sistema de descontinuidades do maciço, as famílias de falhas de
mergulho médio, representadas pelas falhas F1 (N184/65NO) e F2 (N138/60SO),
exibidas no diagrama estereográfico das falhas na Figura 4.11.
Figura 4. 9- Diagrama de Rosetas da direção das Juntas. N = 251.
J3
J3
N-> <-S N-> <-S
Figura 4. 10 – Visada para oeste, Talude Oeste, face livre para o Leste. (a) Fotografia do Talude Oeste, bancada superior com 50 metros de altura. (B) Esboço das Juntas aflorantes, família 3m (N076/60SE) destacado em vermelho.
a) b)
81
Tanto F1 quanto F2, apresentam-se com as superfícies polidas e inalteradas,
com presença de estrias e slickensides indicando cinemática normal-destral
(fotografia 3.5.). Formam um arranjo cruzado entre si, são persistentes por toda a
superfície do talude, quando afloram, o espaçamento pode ocorrer num intervalo de
pelo menos 200 cm, a abertura das paredes pode ter até 5 mm, isenta de qualquer
material como preenchimento (Figura 4.12.).
Figura 4. 11 - Diagrama estereográfico sinóptico da distribuição das Falhas no maciço rochoso. N=126.
Fotografia 4. 12 - Superfície de falha N130/63SW, representante da família F2, os slickenside no Talude Norte.
82
A família F1 é obliqua em relação à direção geral da foliação NO-SE, é
também é truncada por F2, sobre as zonas de cisalhamento reversas da fase dúctil,
como a identificada no milonito do Quartzo Monzodiorito Anfibolitizado. O diagrama
de rosetas da Figura 4.12 mostra uma concentração preferencial da direção das
falhas na direção N000-010, para a família F1 e de forma irregular entre as direções
N120-160 correspondente a família F2.
Nas superfícies dos planos de falha das famílias F1 e F2, foi medida a
orientação do lineamento produzido pelo escorregamento. Estas informações são
únicas consistentes sobre o estado de tensão nas rochas durante a fragmentação do
maciço. Sobre o plano de falha F1, a orientação máxima das estrias foi 35º para
N344 e sobre a falha F2 a orientação máxima foi 30º para N297 (Figura 4.13).
Figura 4. 12 - Diagrama de Rosetas da direção das falhas. N = 126.
Figura 4. 13 - Diagrama estereográfico sinóptico das estrias das Falhas no maciço rochoso. Sobre F1 o máximo 35º para N344 e sobre F2 o máximo 30º para N297, N=40.
83
4.2.4 Evolução das estruturas
O registro estrutural levantado permitiu identificar um conjunto de estruturas,
procede à classificação segundo sobreposição das estruturas localmente: formada
ainda durante o regime dúctil, a fase Dn de deformação é responsável pela geração
da foliação Sn e pela formação do bandamento gnáissico; Zonas de cisalhamento
com cinemática aparente reversa Sn´ é considerado como da fase Dn´; Em
condições tardias a rochas passaram por um processo de migmatização e
posteriormente, houve a instalação dos diques félsicos intrusivos verticalizados, com
direção geral N330 que foi sobreposta por uma intrusão felsica sub-horizontal. O
estágio Dn+1 é marcado pela falhas normais Fn.
Não é possível identificar a relação das juntas com os eventos
deformacionais, e provavelmente não devem ter se desenvolvido ao mesmo tempo.
As famílias de juntas podem estar relacionadas à deformação não-coaxial rúptil
durante os estágios Dn+1 ou podem ter-se desenvolvido durante a exumação do
Alto de Salvador.
Considerando a foliação NO-SE como anisotropia já existente nas rochas, as
falhas de cinemática normal-destral F1 e F2 são compatíveis com o estado de
tensão atuante durante o desenvolvimento do rifte Recôncavo-Tucano-Jatoba,
abertura na direção E-W, e da formação do Oceano Atlântico com abertura na
direção NO-SE (MAGNAVITA, 1992).
84
5 ESTABILIDADE DOS TALUDES
5.1 Situação dos Taludes
A área atualmente minerada pela pedreira corresponde uma cava de 10
hectares, limitados por taludes verticalizados que variam de 30 a 50 metros de
altura. Recentemente a mina tem iniciado a escavação em um novo patamar, com
distancia de 20 metros do talude anterior. O desnível dos novos taludes inicialmente
tem 14 metros, criando um novo sistema com maior desnível e menor ângulo.
O maciço rochoso é livre de alteração intempérica, apresenta uma anisotropia
primaria que não se caracteriza por formar superfícies de ruptura, como já discutido
no capitulo 4. A tentativa de romper um segmento intacto com golpes de martelo
limita-se a romper lascas das bordas do bloco que, de acordo com a tabela 5,
corresponde à resistência a compressão simples maior que 250 Mpa. Sete famílias
de descontinuidades foram identificadas em toda a área.
As famílias de falha normal-destral, F1 (N184/65NO) F2 e (N138/60SO),
corresponde ao sistema de descontinuidades mais importantes do maciço: são
persistentes, cujas superfícies polidas apresentam estrias que indica a cinemática
citada, o espaçamento entre as descontinuidades é em torno de 2 metros.
As famílias de juntas formam um sistema secundário de fraturas não
persistentes, que se espaçam entre um e dois metros, onde as superfícies são
levemente rugosas, com abertura de até 1 mm e paredes inalteradas.
O RQD de todo o maciço rochoso pontua entre 75 e 100, com exceção de
algumas fraturas nucleadas em zonas de cisalhamento da fase dúctil, reduzindo a
valores abaixo de 20.
Os taludes foram setorizados de acordo com sua posição relativa dentro da cava
e a direção da face livre, foram mapeados individualmente, com exceção do Talude
Oeste, que teve grande parte da sua extensão impossibilitada de ser mapeada,
então a classificação deste talude é feita com os dados dos trechos mapeáveis e do
entorno.
85
A avaliação dos dados estruturais de cada talude e da relação que tem com a
face livre, em diagrama estereográfico, permitiu a identificação dos possíveis modos
de ruptura. Aqui será apresentado para cada talude, o diagrama estereográfico de
distribuição das famílias e medias calculadas pelo programa DIPS®.
• TALUDE NORTE
Fotografia 5. 1- Talude Norte, Visada para norte. Bancada inferior 14 m, Banca Superior 45 m parte oeste.
O talude norte tem 45 metros de altura na parte mais alta, a oeste, como pode
ser observado na fotografia 5.1, apresenta topo recortado como evidencia de ruptura
de blocos e umedecimento permanente em alguns trechos na base do talude.
Apresenta dentre estruturas desfavoráveis na face livre, descontinuidades
persistentes e relacionadas a baixos valores de RQD, representadas por falhas e
zonas de cisalhamento.
Figura 5. 1 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude norte.
As principais descontinuidades neste trecho refere-se às subfamílias locais da
falha F2, F2a (N147/47SO) e F2b (N125/68SO), sempre a direção geral da foliação.
50 m
86
Compõe as outras descontinuidades as famílias de juntas locais, J2 (N260/70NO),
J3 (N071/56SE) e J4 (N004/85SE). As famílias de descontinuidades podem ser
visualizadas no diagrama estereográfico de densidade da Figura 5.1.
Figura 5. 2 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude norte. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude em verde.
A distribuição das estruturas combinada com a orientação do talude
(N085/80SE), forma diversos blocos em forma de cunha, cujo eixo de aflora na face
livre (Figura 1.2). Definem-se pelas notações as cunhas: i(J4,J3); i(F2a,J3); i(F2b,J3); i(F2a,J4)
e i(F2b,J4). Consistem nas mais perigosas, as cunhas formadas por F2a ou F2b,
estruturas estriadas e persistentes.
O plano J3, sub paralelo à face livre, representa uma atitude potencial de
ruptura planar, os planos isolados das descontinuidades F2a, F2b, e J4 não devem
apresentar um modo de ruptura, uma vez que formam blocos sem liberdade de
movimento. Sobre o plano J2, pode ocorrer ruptura em forma de tombamento de
blocos.
Fotografia 5. 2 - Exemplar de ruptura em cunha no talude norte, nucleada entre F2a (amarelo) e J4 (verde).
87
• TALUDE LESTE
Fotografia 5. 3 - Talude Leste, Visada para Leste.
O talude leste tem 45 metros de altura no seu ponto mais alto, como pode ser
observado na fotografia 5.3, sua face livre é a mesma superfície de uma lapa da
falha normal, recondicionado da ruptura ocorrida numa configuração pretérita do
talude, qual ainda preserva blocos de rocha potencialmente instáveis da ordem de
milhares de metros cúbicos.
Tal situação permitiu a reconstituição da coesão das descontinuidades por
retroanálise, apresentada ainda neste capitulo. Constitui nas descontinuidades no
maciço neste trecho a falha F2 (N155/54SO) e as juntas J2 (N267/63NO), J3
~45 m
Figura 5.3 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude leste.
88
(N058/68SO), J4a (N005/89SE), J4b (N316/88NE), J4c (N343/88NE) e J5
(N039/21SE). O diagrama estereográfico de densidade da distribuição das
estruturas e o plano médio calculado por cada família na Figura 5.3.
A distribuição das estruturas e da face livre do talude (N190/80NO), modela
um bloco em forma de cunha i(F2,J2). As demais estruturas sozinhas ou em grupo não
podem formar um bloco rochoso com liberdade de movimento.
Figura 5. 4 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude em verde.
• TALUDE SUL
Fotografia 5. 4 - Talude sul, Visada para sul.
a) Trecho leste
O talude sul, ao longo do trecho leste, com a face livre voltada para nordeste
corresponde ao trecho de maior extensão do talude sul, 200 metros. Disposto em
dois degraus de 15 metros, com espaçamento entre os degraus de 7 metros, no
Grupo Barreiras
~10 m
89
topo do talude rochoso, inicia o talude terroso dos sedimentos do Grupo Barreiras,
que tem desnível de 22 metros (Fotografia 5.4). Dentre as estruturas que afloram
neste trecho, destacam-se as famílias das falhas F1 (N185/71NO) e F2
(N144/61SO), pelas características mecânicas, e completam o sistema as juntas: J1
(N222/73NO); J3 (N072/55SO); J4a (N002/80NE); J4b (N029/80SE); e J4c
(N013/53SE). A seguir, é apresentado o diagrama estereográfico de densidade da
distribuição das estruturas e o plano médio calculado para cada família (Figura 5.5).
Figura 5. 5 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude sul.
A distribuição das estruturas em relação a face livre do talude sul neste trecho
(N240/77NO) apresenta uma trama constituída somente pela possibilidade de
ruptura em cunha por três blocos: i(F1,J4a); i(J1,J4a); e i(J1,J4c). Sobre a junta J3, pode
ocorrer o tombamento de blocos. As demais estruturas não formam qualquer outra
possibilidade de ruptura pela falta de liberdade movimento.
Figura 5.6 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude sul, trecho leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude em verde.
90
Fotografia 5. 5- Talude oeste, visada para oeste.
b) Trecho oeste
Este trecho do talude sul, apresenta face livre voltada para o norte, tem
extensão de 100 metros. Mantem a mesma configuração do trecho leste,
diferenciando que neste trecho há um recuo dos sedimentos do Grupo Barreiras. Em
relação à face livre do talude (N273/77NO), há somente a possibilidade de ruptura
de blocos em forma de cunha: i(F1,J4a); i(J1,J4a); e i(J1,J4c) (Figura 5.7). As demais
estruturas, não formam qualquer outra possibilidade ruptura pela falta de liberdade
movimento. Sobre a junta J3, pode ocorrer o tombamento de blocos. As demais
estruturas não formam qualquer outra possibilidade de ruptura pela falta de
liberdade movimento de movimentação.
• TALUDE OESTE
Figura 5. 7 - Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude sul, trecho leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude em verde.
91
O talude oeste consiste numa parede vertical com face livre para o leste, tem
entre 50 e 20 metros de altura, como pode ser observado na fotografia 5.5. Não
pode ser mapeado em toda a sua extensão devido ao acumulo de aguas superficiais
na base do talude. Dentre as estruturas que afloram neste trecho, destacam-se as
famílias das falhas F1 (N184/65NO) e F2 (N138/60SO), pelas características
mecânicas, e completam o sistema as juntas: J1 (N222/73NO); J2 (N260/70NO); J3
(N068/60SE); J4 (N359/85NE); e J5 (N024/13SE) correspondentes ao observados
nos outros taludes. Logo adiante, é apresentado o diagrama estereográfico de
densidade da distribuição das estruturas e o plano médio calculado por cada família,
é apresentado na Figura 5.8.
A distribuição das estruturas em relação à face livre para o leste (N000/90E),
forma duas possibilidades de ruptura de blocos. Em cunha, através de i(J2,J3), e
planar através de J5 (Figura 5.9). A junta J4 forma um modo de ruptura em
potencial, devido ao alto ângulo, entretanto, não há observações de ruptura com
estas características.
Figura 5. 8 - Diagrama estereográfico de densidade das descontinuidades no talude oeste.
Figura 5.9- Diagrama estereográfico das descontinuidades no talude oeste, trecho leste. Destaca-se as falhas estriadas em vermelho, juntas rugosas em azul. Face do talude em verde.
92
5.2 Análise Cinemática dos Taludes em Rocha
Para cada modelo de ruptura em potencial, identificado no item anterior, será
apresentado o diagrama das estruturas da situação e o overlay da analise
cinemática, o qual leva em conta a face livre do talude e o ângulo de atrito das
descontinuidades.
5.2.1 Determinação do Ângulo de Atrito
Em amostras de rocha limitadas pelas descontinuidades identificadas, juntas
e falhas, foi determinado experimentalmente o ângulo de atrito das
descontinuidades. As 68 medições permitiram construir o histograma abaixo (Figura
5.10), onde é possível identificar dois picos de frequência, em 36º e 40º, que estão
relacionadas às falhas estriadas e as juntas rugosas, respectivamente. Isto significa,
que se as estruturas que afloram na superfície com mergulho na direção do
escorregamento forem menores que o valor do ângulo de atrito, não haverá
liberdade de movimento.
Histograma do Ângulo de atrito
Figura 5.10 – Histograma do Ângulo de atrito, 68 medições.
0
5
10
15
20
25
35 36 37 38 39 40 41 42
Freq
uênc
ia
Ângulo de Atrito
93
5.2.2 Análise de escorregamentos segundo estruturas planares
Considerando cada talude individualmente, serão apresentadas as estruturas
que podem deslizar dentro do intervalo de 20 graus do eixo de mergulho da face
livre. Este intervalo é representado no diagrama estereográfico como a região onde
se encontra o polo da estrutura em que pode ocorrer a eventual ruptura planar. O
cone de atrito é plotado sobre o polo da estrutura em questão, caso envolva o vetor
peso, impedira o movimento. O conceito de cone de atrito consta no capítulo 2.
• TALUDE NORTE
A relação da junta J3 (N071/56SE) com a face livre do talude norte
(N085/80SE) é uma condição em potencial para o deslizamento, o cone de atrito de
40º não recobre a área o vetor peso, no centro do talude (Figura 5.11).
• TALUDE OESTE
Em relação à face livre do talude oeste (N000/90E), duas famílias de juntas
estão posicionadas dentro da área de risco de movimento do diagrama
estereográfico, são J5 (N024/13SE) e J4 (N359/85NE). O ângulo de atrito de 40º é
suficiente para impedir o movimento sobre a superfície J5, como pode ser
observado na Figura 5.12.a, abaixo, o cone de atrito plotado no diagrama envolve o
polo da força peso do bloco. A junta J4, não tem a ruptura impedida pelo atrito,
devido ao alto ângulo.
Figura 5. 11 - Análise de ruptura planar no talude norte segundo a junta J3
94
5.2.3 Análises de Deslizamentos em Cunha
Empregando-se o teste de Markland (1972), procedeu-se a análise de
deslizamentos em cunha de cada talude. Há potencial de ruptura quando a
interseção das descontinuidades encontra-se dentro da área definida pelo ângulo de
atrito e o mergulho aparente da face livre na direção do deslizamento.
• TALUDE NORTE
Na face livre do talude norte (N005/80SE), afloram cinco interseções de
descontinuidades que, possibilitam a formação de blocos com a forma de cunha.
Apresentado na Figura abaixo, as interseções i(F2b,J3) de eixo (55º para N162); i(F2b,J4)
de eixo (62º para N173); i(F2a,J3) de eixo (44º para N209); e i(J4,J3) de eixo (54º para
N176) tem potencial para se movimentar, uma vez que o eixo encontra-se dentro da
meia lua de movimento no diagrama estereográfico. A interseção i(J4,F2a) com eixo
(32º para N179) (Figura 5.12), tem eixo de movimento com ângulo de mergulho
menor que o do ângulo de atrito, portanto, não deve ocorrer movimento sobre este
eixo.
Figura 5. 12 - Análise de ruptura planar no talude oeste, segundo J5 e J4
a) b)
95
• TALUDE LESTE
Identificada uma única interseção que aflora na face livre do talude leste
(N190/80NO), a cunha formada por i(J2,F2) de eixo (41º para N292) situa-se no
diagrama estereográfico numa posição favorável ao escorregamento, como pode ser
observado na (Figura 5.14)
Figura 5. 13 - Análise de ruptura em cunha no talude norte.
Figura 5. 14 - Análise de ruptura em cunha no talude leste.
96
• TALUDE SUL
O talude sul é multifacetado, apresenta dois trechos com variação da direção
da face livre: Trecho leste (N240/77NO) e trecho oeste (N273/77NO). Em ambas,
aflora três interseções de descontinuidades que formam blocos em forma de cunha.
As interseções i(J1,J4c) de eixo (26º para N034) e i(F1,J4a) de eixo (06º para N003)
afloram na face livre do talude, porem são registradas no diagrama estereográfico
fora da área de instabilidade para os dois trechos (Figura 5.15). A interseção i(J1,J4a)
de eixo (55º para N016) coincide com a meia lua do diagrama estereográfico dos
dois trechos, sendo a estrutura de ruptura em cunha em potencial no talude sul.
• TALUDE OESTE
Figura 5. 15 - Análise de ruptura em cunha no talude sul.
Figura 5. 16 - Análise de ruptura em cunha no talude oeste.
97
O talude oeste apresenta uma única interseção que aflora na face
(N000/90E), a cunha formada por i(J2,J3) de eixo (13º para N075), situa-se no
diagrama estereográfico numa posição livre da meia lua de instabilidade (Figura
5.16).
5.2.4 Tombamento de blocos
O risco de tombamento de blocos existe quando uma descontinuidade estiver
inclinada em sentido contrário ao do talude, com um ângulo entre ambos as direções
de mergulho menor que 20º e de tal modo que a inclinação da descontinuidade seja
superior a (90º - βtalude + ɸ). Nas analises abaixo, o polo da descontinuidade que
pode gerar o tombamento deve estar situado dentro do intervalo de 20º do eixo de
escorregamento do talude e além do plano limite com mesma direção da face livre e
inclinação calculada a partir de (βtalude - ɸ).
• TALUDE NORTE
O polo da junta J2 (N260/70NO) está inserido dentro da área destacada em
vermelho, limitada pelo intervalo de 20º do eixo do mergulho da face livre do talude
(N085/80SE) e o plano limite (N085/40SE; Figura 5.17). Portanto, há possibilidade
de tombamento de blocos nucleada sobre esta descontinuidade.
Figura 5. 17 - Análise de tombamento de bloco segundo J2 no talude norte.
98
• TALUDE SUL
O caráter multifacetado do talude sul, proporciona duas avaliações da
descontinuidade J3 (N072/55SO) em relação à face livre de cada trecho. No trecho
oeste, o polo da descontinuidade aparece dentro do intervalo de 20º do eixo da face
do talude, mas coincide com a representação do plano limite (N273/37NO), sendo
considerado potencialmente instável (Figura 5.18.a). No trecho leste, o polo de J3
ocorre dentro da zona de instabilidade definido pelos elementos geométricos da
avaliação (Figura 5.18.b).
• TALUDE OESTE
O polo da falha F1 (N184/65NO) está completamente inserido pela área
sombreada em vermelho, limitada pelo intervalo de 20º do eixo do mergulho da face
livre do talude (N000/90E) e do plano limite (N000/54E; Figura 5.19). Sendo
consistente o tombamento de bloco nucleado nesta descontinuidade.
Figura 5. 18 - Análise de tombamento de bloco segundo J3 no talude sul. A) trecho leste. B) Trecho oeste
Figura 5. 19 - Análise de tombamento de bloco segundo F1 no talude oeste.
a) a)
99
5.3 Classificação do Maciço Rochoso
Os sistemas de classificação RMR e SMR apresentados no Capítulo 3,
empreendidos na mina, conduzem a classificação das classes de estabilidade dos
taludes rochosos segundo ROMANA (1985). São apresentados os cálculos de cada
um dos parâmetros empregados na classificação.
5.3.1 RMR (Rock Mass Rating)
De posse dos atributos apresentados em 4.2 e 5.1, é definida a classificação
individual das famílias de descontinuidades e do maciço rochoso de acordo com a
tabela 2.
• TALUDE NORTE
A classificação das descontinuidades é definida pelo valor médio das
estruturas da tabela 6, adotando na composição da tabela 7 o valor de 11 no referido
item.
Tabela 6 - Classificação da condição das descontinuidades do talude norte
Persistência Abertura Rugosidade Preenchimento Alterações Nota
F2a >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11
F2b >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11
J2 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J3 >20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 11
J4 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
100
Tabela 7- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de Bieniawski (1989) do talude norte
Parâmetro Descrição Nota Resistencia >250 15
RQD 75-90% 17
Espaçamento 0,6 a 2 m 15
Condição das descontinuidades Tabela 7 11
Agua Umedecido 10
RMR = 68 FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
A soma dos pesos atribuídos a cada um dos parâmetros da classificação, no
talude norte, é igual a 68.
• TALUDE LESTE
A classificação das descontinuidades é definida pelo valor médio das
estruturas da tabela 8, adotando na composição da tabela 9 o valor de 11 no referido
item.
Tabela 8 - Classificação da condição das descontinuidades do talude leste
Persistência Abertura Rugosidade Preenchimento Alterações Nota
F2 >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11
J2 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J3 >20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 11
J4a 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J4b 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J4c 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J5 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
101
Tabela 9- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de Bieniawski (1989) do talude leste
Parâmetro Descrição Nota Resistencia >250 15
RQD 75-90% 17 Espaçamento 0,6 a 2 m 15 Condição das
descontinuidades Tabela 9 11
Agua Seco 15
RMR = 73 FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
A soma dos pesos atribuídos a cada um dos parâmetros da classificação, no
talude norte, é igual a 73.
• TALUDE SUL
A classificação das descontinuidades é definida pelo valor médio das
estruturas da tabela 10, adotando na composição da tabela 11 o valor de 11 no
referido item.
Tabela 10- Classificação da condição das descontinuidades do talude sul
Persistência Abertura Rugosidade Preenchimento Alterações Nota
F1 >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11
F2 >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11
J1 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J3 >20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 11
J4a 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J4b 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
J4c 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
102
Tabela 11- Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de Bieniawski (1989) do talude sul
FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
A soma dos pesos atribuídos a cada um dos parâmetros da classificação, no
talude norte, é igual a 73.
• TALUDE OESTE
A classificação das descontinuidades é definida pelo valor médio das
estruturas da tabela 12, adotando na composição da tabela 13 o valor de 11 no
referido item.
Tabela 12- Classificação da condição das descontinuidades do talude oeste
Persistência Abertura Rugosidade Preenchimento Alterações Nota F1 >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11 F2 >20 m 1-5 mm Estriada Nenhum Nenhuma 11 J1 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12 J2 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12 J3 >20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 11 J4 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12 J5 10-20 m 0,1 - 1,0 mm Suave Nenhum Nenhuma 12
FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
Tabela 13 - Quadro resumo de parâmetros de entrada para a classificação de Bieniawski (1989) do talude oeste
Parâmetro Descrição Nota Resistencia >250 15
RQD 75-90% 17
Espaçamento 0,6 a 2 m 15
Condição das descontinuidades Tabela 12 11
Água UMEDECIDO 10
RMR= 68 FONTE: Sistema RMR de BIENIAWSKI (1989)
Parâmetro Descrição Nota Resistencia >250 15
RQD 75-90% 17
Espaçamento 0,6 a 2 m 15 Condição das
descontinuidades Tabela 11 11
Agua SECO 15
RMR = 73
103
A soma dos pesos atribuídos a cada um dos parâmetros da classificação, no
talude norte, é igual a 68.
5.3.2 SMR (Slope Mass Rating)
De acordo com as notas de RMR de cada talude apresentadas no item
anterior, é definido o resultado de todas as estruturas máximas identificadas em
cada talude. O método de escavação de corte foi considerado para todos os taludes,
adotando como 10 o valor de F4.
• TALUDE NORTE
De acordo com as classes de estabilidade definida por ROMANA (1985), há
possibilidade de ocorrer ruptura planar ou em cunha neste talude (Tabela 14).
Tabela 14- Classificação SMR das estruturas do talude norte
CONDIÇÃO F1 F2 F3 FATOR DE AJUSTE (F1.F2.F3) SMR MODO RUPTURA
1 Cunha (J4,J3) e talude 1 1 -60 -60 18 CUNHA
2 Cunha (F2a, J4) e talude 1 0,7 -60 -42 36 CUNHA
3 Cunha (F2a, J3) e talude 0,2 1 -60 -9 69 CUNHA
4 Cunha (F2b, J4) e talude 1 1 -60 -60 18 CUNHA
5 Cunha (F2b,J3) e talude 0,7 1 -60 -42 36 CUNHA
6 J4 e talude 1 1 -6 -6 72 PLANAR
7 J3 e talude 1 1 -60 -60 18 PLANAR
8 F2a e talude 0,2 1 -60 -9 69 PLANAR
9 F2b e talude 0,2 1 -60 -9 69 PLANAR
10 J2 e talude 0,2 1 -60 -9 69 TOMBAMENTO
11 ZC 69/254 e Talude 0,2 1 -60 -9 57 PLANAR
12 Fratura 69/220 e Talude 0,2 1 -60 -9 57 PLANAR
13 Fratura 67/235 e Talude 0,2 1 -60 -9 57 PLANAR
14 Fratura 63/275 e Talude 0,2 1 -60 -9 57 PLANAR FONTE: Valores dos fatores de ajuste para diferentes orientações de descontinuidades de ROMANA (1985)
São classificadas como completamente instáveis, com probabilidade de
ruptura de 0,9 em forma de cunhas as interseções i(J4,J3) e i(F2b,J4) e em forma de
ruptura planar sobre a junta J3. Sobre as cunha que escorregam ao longo das
104
interseções i(F2a,J4) e i(F2b,J3) são classificadas como instáveis, com probabilidade de
ruptura de 0,6. As descontinuidades associadas a trechos milonitizados foram
classificadas como parcialmente estáveis, com probabilidade de ruptura de 0,4. As
estruturas restantes foram consideradas estáveis, com probabilidade de 0,2.
• TALUDE LESTE
De acordo com as classes de estabilidade definida por ROMANA (1985), há
uma possibilidade de ruptura em cunha neste talude (Tabela 15). Tabela 15- Classificação SMR das estruturas do talude leste
CONDIÇÃO F1 F2 F3 FATOR DE AJUSTE (F1.F2.F3) SMR MODO RUPTURA
1 F2 e TALUDE 0,2 1 -60 -9 74 PLANAR
2 J4a e Talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
3 J4b e Talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
4 J4c e Talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
5 J2 e Talude 0,2 1 -6 -0,9 82,1 PLANAR
6 J3 e Talude 0,2 1 0 0 83 TOMBAMENTO
7 J5 e Talude 0,2 1 0 0 83 TOMBAMENTO
7 i(F2,J2) e talude 0,7 0,9 -60 -35,7 47,3 CUNHA FONTE: Valores dos fatores de ajuste para diferentes orientações de descontinuidades de ROMANA (1985)
São classificadas como parcialmente estável, com probabilidade de ruptura
de 0,4 a cunha que se movimentará pela interseção i(F2,J2). A ruptura planar nucleada
sobre a falha F2 é classificada como estável, com probabilidade de ruptura de 0,2.
As estruturas restantes são consideradas completamente estáveis, sem
probabilidade de ruptura.
• TALUDE SUL
a) Trecho leste
De acordo com as classes de estabilidade definida por ROMANA (1985), há uma
possibilidade de tombamento de blocos neste trecho (Tabela 16).
105
Tabela 16- Classificação SMR das estruturas do talude sul, trecho leste
CONDIÇÃO F1 F2 F3 FATOR DE AJUSTE (F1.F2.F3) SMR MODO RUPTURA
1 J1 e talude 0,2 1 -50 -7,5 75,5 PLANAR
2 J3 e talude 0,2 1 -60 -9 74 TOMBAMENTO
3 J4a e talude 0,4 1 -6 -2,4 80,6 PLANAR
4 J4b e talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
5 J4c e talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
6 F2 e talude 0,4 1 -25 -60 23 TOMBAMENTO
7 F1 e talude 0,2 1 -50 -7,5 75,5 PLANAR
8 (J1,J4c) e talude 0,2 0,7 -60 -6,3 76,7 CUNHA
9 (J1,J4a) e talude 0,2 1 -60 -9 74 CUNHA
10 (F1,J4a) e talude 0,2 1 -60 -9 74 CUNHA FONTE: Valores dos fatores de ajuste para diferentes orientações de descontinuidades de ROMANA (1985)
Sobre a falha F2, é classificado o tombamento de blocos como instável, com
probabilidade de ruptura de 0,6. Em forma de ruptura planar sobre a junta J1, o
tombamento de blocos segundo J3 e as cunhas que pode escorregar ao longo das
interseções i(J1,J4a), i(J1,J4c) e i(F1,J4a) são classificadas como estáveis, com
probabilidade de ruptura de 0,2. As estruturas restantes são consideradas
completamente estáveis, sem probabilidade de ruptura.
b) Trecho oeste
De acordo com as classes de estabilidade definida por ROMANA (1985), há
uma possibilidade de ruptura planar neste talude (Tabela 17).
Tabela 17- Classificação SMR das estruturas do talude sul, trecho oeste
CONDIÇÃO F1 F2 F3 FATOR DE AJUSTE (F1.F2.F3) SMR MODO RUPTURA
1 J1 e talude 0,7 1 -50 -35 48 PLANAR
2 J3 e talude 0,2 1 -60 -9 74 TOMBAMENTO
3 J4a e talude 0,2 1 -6 -0,9 82,1 PLANAR
4 J4b e talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
5 J4c e talude 0,2 1 0 0 83 PLANAR
6 F2 e talude 0,2 1 -25 -3,75 79.25 TOMBAMENTO
7 F1 e talude 0,2 1 -50 -7,5 75,5 PLANAR
8 (J1,J4c) e talude 0,2 0,7 -60 -6,3 76,7 CUNHA
9 (J1,J4a) e talude 0,2 1 -60 -9 74 CUNHA
10 (F1,J4a) e talude 0,2 1 -60 -9 74 CUNHA FONTE: Valores dos fatores de ajuste para diferentes orientações de descontinuidades de ROMANA (1985)
106
As mesmas estruturas do trecho leste tem relação mais estável com o trecho
oeste do talude. A junta J1, na qual pode nuclear uma ruptura planar, é classificada
como estável, com probabilidade de ruptura de 0,2. As estruturas restantes são
consideradas completamente estáveis, sem probabilidade de ruptura.
• TALUDE OESTE
De acordo com as classes de estabilidade definida por ROMANA (1985), há
uma possibilidade de tombamento de blocos neste trecho (Tabela 18).
Tabela 18- Classificação SMR das estruturas do talude oeste
CONDIÇÃO F1 F2 F3 FATOR DE AJUSTE (F1.F2.F3) SMR MODO RUPTURA
1 J1 e Talude 0,2 1 0 0 78 PLANAR
2 J2 e Talude 0,2 1 0 0 78 PLANAR
3 J3 e Talude 0,2 1 0 0 78 PLANAR
4 J4 e Talude 1 1 -6 -6 72 PLANAR
5 J5 e Talude 0,4 0,2 0 0 78 PLANAR
6 F1 e Talude 1 1 -60 -60 18 TOMBAMENTO
7 F2 e Talude 0,2 1 -60 -9 69 TOMBAMENTO
8 (J2,J3) e talude 0,7 0,2 -60 -6,3 71,7 CUNHA FONTE: Valores dos fatores de ajuste para diferentes orientações de descontinuidades de ROMANA (1985)
Sobre a falha F1, é classificado o tombamento de blocos como
completamente instável, com probabilidade de ruptura de 0,9. As estruturas
restantes são consideradas estáveis, com probabilidade de ruptura de 0,2.
5.4 Retroanálise
Para realização da retroanálise adotou-se o método de analise por equilíbrio
limite da ruptura, o critério utilizado foi o de Mohr-Coulomb e para executar foi
aplicado programa RocPlane. Foram inseridos como parâmetros de entrada a
geometria do talude anterior à ruptura, a atitude do plano, a m da rocha e o ângulo
de atrito determinado in situ. O valor da coesão (t/m²) foi ajustado até obter o fator
de segurança igual a 1,0.
107
Para a reconstituição do talude anterior a ruptura, foi adotado o ângulo de 90º
para a face livre e 10º para face superior, como ainda pode ser observada no bloco
residual, vide fotografia 5.6. A partir das amostras coletadas na base do talude, foi
determinado a densidade de 2,60 t/m³. O plano da ruptura foi à falha estriada da
família F1, de 70º de mergulho.
A analise bidimensional calculada definiu que o bloco tem volume de 393,79
m³/m, cujo peso de 1023,86 t/m produz uma força motriz de 962,11 t/m. A força
resistiva que anule a força motriz é devido ao ângulo de atrito de 36º e a coesão de
13,82 t/m².
Fotografia 5. 6- Face exposta após escorregamento, em verde, e bloco residual do escorregamento no talude leste, em amarelo, visada para sul.
108
5.5 Cálculo do Fator de Segurança
Adotando o valor de coesão obtido na retroanálise, é possível calcular o fator
de segurança para todas as possibilidades de ruptura planar e em cunha
identificadas através dos programas RocPlane e Swedge.
5.5.1 Calculo do Fator de Segurança Segundo Estruturas Planares
Aceita-se, afim de obter o valor mais seguro, que o movimento da ruptura
ocorra na direção do mergulho máximo da descontinuidade. Foram consideradas os
blocos identificadas em 5.2.2., para o calculo elaborado no programa RocPlane.
Figura 5. 20 - Parâmetros do talude leste oriundos da reconstituição da configuração do talude obtidos no RocPlane.
109
• TALUDE NORTE
Considerando que o maciço rochoso do talude norte tem 45 metros de altura,
ângulo de inclinação da face livre de 80º e densidade relativa de 2,65 t/m³ e que o
plano da junta J3, de coesão definida de 13,87 t/m², pode escorregar sobre o ângulo
de 56º e tem ângulo de atrito que se opõe ao movimento de 40º, a ilustração da
ruptura é apresentado na Figura 5.21. O bloco que tem volume de 504,41 m³/m e
peso de 1336,68 t/m produz uma força motriz de 1108 t/m que é anulada pela força
resistiva de 1377,34 t/m. A razão entre resistência e a solicitação do movimento
define o fator de segurança de ruptura planar sobre J3 de 1,24.
Figura 5. 21 – Ilustração da ruptura planar gerada por J3 no talude norte elaborado do DIPS.
110
Perspectiva
N S
• TALUDE OESTE
Considerando que o maciço rochoso do talude oeste tem 45 metros de altura,
ângulo de inclinação da face livre de 90º e densidade relativa de 2,75 t/m³ e que o
plano da junta J4, de coesão definida de 13,87 t/m², pode escorregar sobre o ângulo
de 85º e tem ângulo de atrito que se opõe ao movimento de 40º, a ilustração da
ruptura é apresentado na Figura 5.22. O bloco que tem volume de 109,36 m³/m e
peso de 300,74 t/m produz uma força motriz de 299,6 t/m que é anulada pela força
resistiva de 715,63 t/m. A razão entre resistência e a solicitação do movimento
define o fator de segurança de ruptura planar sobre J4 de 2,39.
Figura 5. 22 – Ilustração da ruptura planar gerada por J4 no talude oeste elaborado do DIPS.
111
Perspectiva
E W
Para o mesmo talude, a ruptura planar sobre a junta J5, que pode escorregar
sobre o ângulo de 13º, qual tem o ângulo de atrito de 40º, a ilustração da ruptura é
apresentado na Figura 5.23. O bloco que tem volume de 5414,34 m³/m e peso de
14889,45 t/m produz uma força motriz de 3349,4 t/m que é anulada pela força
resistiva de 15245,3 t/m. A razão entre resistência e a solicitação do movimento
define o fator de segurança de ruptura planar sobre J5 de 4,55.
5.5.2 Calculo do Fator de Segurança Segundo as Cunhas
A cunha de rocha escorregará segundo a linha de interseção das
descontinuidades, este cenário é calculado para os blocos identificados em 5.2.3 no
programa Swedge.
Figura 5. 23 – Ilustração da ruptura planar gerada por J5 no talude oeste elaborado do DIPS.
112
Perspectiva Planta
Frontal Lateral
• TALUDE NORTE
Considerando que o maciço rochoso do talude norte tem 45 metros de altura,
densidade relativa media de 2,65 t/m³, e que em sua face livre (N085/80SE) pode
escorregar a cunha i(F2b,J3) de eixo (55º para N162) formada pelos planos F2b (N125/68SO) e J3 (N071/56SE), o ângulo de atrito determinado para cada
descontinuidade é 36º e 40º respectivamente. A razão entre resistência e a
solicitação do movimento calculado da cunha exibida na Figura 5.24, define o fator
de segurança em 1,785.
A cunha i(F2b,J4) de eixo (62º para N173) formada pelos planos F2b (N125/68SO) e J4 (N004/85SE), o ângulo de atrito determinado para cada
descontinuidade é 36º e 40º respectivamente. A razão entre resistência e a
solicitação do movimento calculado da cunha exibida na Figura 5.25, define o fator
de segurança em 2,819.
Figura 5. 24 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2b,J3). J1 representa a falha F2b (N125/68SW) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE).
113
Perspectiva
Lateral
Planta
Frontal
Lateral
Perspectiva
Frontal
Planta
A cunha i(F2a,J3) de eixo (44º para N209) formada pelos planos F2a
(N147/47SO) e J3 (N071/56SE), o ângulo de atrito determinado para cada
descontinuidade é 36º e 40º respectivamente. A razão entre resistência e a
solicitação do movimento calculado da cunha exibida na Figura 5.26, define o fator
de segurança em 1,894.
Figura 5. 25 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2b,J4). J1 representa a falha F2b (N125/68SW) e J2 representa a junta J4 (N004/85SE).
Figura 5. 26 - Ilustração da ruptura da cunha i(F2a,J3). J1 representa a falha F2a (N147/47SW) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE).
114
Perspectiva
Lateral Frontal
Lateral
Planta
Frontal
Perspectiva
A cunha i(J4,J3) de eixo (54º para N176) formada pelos planos J4 (N004/85SE)
e J3 (N071/56SE), o ângulo de atrito determinado das descontinuidades é 40º. A
razão entre resistência e a solicitação do movimento calculado da cunha exibida na
Figura 5.27, define o fator de segurança em 2,208.
A cunha i(J4,F2a) de eixo (32º para N179) formada pelos planos J4 (N004/85SE)
e F2a (N147/47SO), o ângulo de atrito determinado das descontinuidades é 40º e
36º respectivamente. A razão entre resistência e a solicitação do movimento
calculado da cunha exibida na Figura 5.28, define o fator de segurança em 3,825.
Figura 5. 27 - Ilustração da ruptura da cunha i(J4,J3). J1 representa a junta J4 (N004/85SE) e J2 representa a junta J3 (N071/56SE).
Figura 5. 28 - Ilustração da ruptura da cunha i(J4,F2a). J1 representa a junta J4 (N004/85SE) e J2 representa a falhaF2a (N147/47SE).
115
Lateral Frontal
Perspectiva
• TALUDE LESTE
Considerando que o maciço rochoso do talude leste tem 45 metros de altura,
densidade relativa media de 2,60 t/m³, e que em sua face livre (N190/80SW) pode
escorregar a cunha i(J2,F2) de eixo (41º para N292) formada pelos planos J2
(N267/63NW) e F2 (N155/54SW), o ângulo de atrito determinado para cada
descontinuidade é 40º e 36º respectivamente. A razão entre resistência e a
solicitação do movimento calculado da cunha exibida na Figura 5.29, define o fator
de segurança em 2,477.
• TALUDE SUL
Considerando que o maciço rochoso do talude sul no trecho leste tem 30
metros de altura, densidade relativa media de 2,75 t/m³, e que em sua face livre
(N240/77NW) pode escorregar a cunha i(J1,J4c) de eixo (26º para N034) formada
pelos planos J1 (N222/73NW) e J4c (N013/53SE), o ângulo de atrito determinado
para as descontinuidades é 40º. A razão entre resistência e a solicitação do
Figura 5. 29 - Ilustração da ruptura da cunha i(J2,F2). J1 representa a junta J2 (N267/63NW) e J2 representa a falhaF2 (N155/54SW).
116
Lateral
Perspectiva
Frontal
Planta
Lateral
Perspectiva
Frontal
Planta
movimento calculado da cunha exibida na Figura 5.30, define o fator de segurança
em 7,3.
Em relação ao trecho oeste do talude sul, de 30 metros de altura, densidade
relativa de 2,85 t/m³ e face livre (N273/77NW), a cunha i(J1,J4c) exibida na Figura 5.31
tem fator de segurança em 6,423.
Figura 5. 30 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a junta J1 (N222/73NW) e J2 representa a junta J4c (N013/53SE).
Figura 5. 31 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a junta J1 (N222/73NW) e J2 representa a junta J4c (N013/53SE).
117
Frontal
Perspectiva
Lateral
Planta
Lateral
Perspectiva
Frontal
Planta
A cunha i(J1,J4a) de eixo (55º para N016) formada pelos planos J1
(N222/73NW) e J4a (N002/80NE), o ângulo de atrito determinado das
descontinuidades é 40º. Em relação a face livre do trecho leste, a cunha
apresentada na Figura 5.32 tem fator de segurança igual a 5,407.
Em relação ao trecho oeste do talude sul, a cunha i(J1,J4a) exibida na Figura
5.33 tem fator de segurança em 4,926.
Figura 5. 32 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4c) no trecho leste. J1 representa a junta J1 (N222/73NW) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE).
Figura 5. 33 - Ilustração da ruptura da cunha i(J1,J4a) no trecho leste. J1 representa a junta J1 (N222/73NW) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE).
118
Lateral
Planta
Perspectiva
Lateral
Frontal
Planta Perspectiva
Frontal
A cunha i(F1,J4a) de eixo (06º para N003) formada pelos planos F1
(N185/71NW) e J4a (N002/80NE), o ângulo de atrito determinado para cada
descontinuidade é 40º e 36º respectivamente. Em relação a face livre do trecho
leste, a cunha apresentada na Figura 5.34 tem fator de segurança igual a 51,257.
Em relação ao trecho oeste do talude sul, a cunha i(F1,J4a) exibida na Figura
5.35 tem fator de segurança em 50,551.
Figura 5. 34 - Ilustração da ruptura da cunha i(F1,J4a) no trecho leste. J1 representa a falha F1 (N185/71NW) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE).
Figura 5. 35 - Ilustração da ruptura da cunha i(F1,J4a) no trecho leste. J1 representa a falha F1 (N185/71NW) e J2 representa a junta J4a (N002/80NE).
119
Lateral Frontal
Planta Perspectiva
• TALUDE OESTE
Considerando que o maciço rochoso do talude oeste tem 50 metros de altura,
densidade relativa media de 2,75 t/m³, e que em sua face livre (N000/90E) pode
escorregar a cunha i(J2,J3) de eixo (13º para N075) formada pelos planos J2
(N260/70NW) e J3 (N068/60SE), o ângulo de atrito determinado das
descontinuidades é 40º. A razão entre resistência e a solicitação do movimento
calculado da cunha exibida na Figura 5.36, define o fator de segurança em 11,953.
Figura 5. 36 - Ilustração da ruptura da cunha i(J2,J3) no trecho leste. J1 representa a juntaJ2 (N260/70NW) e J2 representa a junta J3 (N068/60SE).
120
6 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
A avaliação geológico-geotécnica dos taludes da pedreira permitiu a
identificação da variação litológica dentro da área escavada e o padrão de ruptura
de cada face livre dos taludes. É observada a relação entre as principais estruturas
que desarticulam o maciço com a evolução destas rochas durante a abertura do
Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e do Oceano Atlântico.
As rochas ortoderivadas de alto grau metamórfico descritas na área escavada
estão livres de alterações intempéricas e da presença de preenchimento no interior
das descontinuidades, gradam da fácies granulito a fácies anfibolito entre as regiões
SW e NE, de acordo com o padrão estabelecido pelo modelo de distribuição de
densidade das amostras de rocha e a descrição em lamina petrográfica.
As principais estruturas geológicas que desarticulam o maciço são duas
famílias de falhas, com cinemática normal-destral, e superfícies estriadas: F1
(N184/65NW); e F2 (N138/60SW), sendo a última geralmente nucleada sobre zonas
de cisalhamento reversa ocorrido em regime dúctil, e cinco famílias de juntas
fechadas com suave rugosidade completam o sistema de descontinuidades, com
valores médios: J1 (N223/72NW); J2 (N260/71NW); J3 (N070/60SE); J4
(N359/85NE); e J5 (N045/18SE).
A sobreposição das estruturas permite relacionar que houve uma fase Dn,
regime dúctil, em que a deformação é responsável pela geração da foliação Sn e
pela formação do bandamento gnáissico; Zonas de cisalhamento com cinemática
aparentemente reversa Sn´ é considerado como da estagio Dn´; Em condições
tardias a rochas passaram por um processo de migmatização e posteriormente,
houve a instalação dos diques félsicos intrusivos verticalizados, com direção geral
N330 que foi sobreposta por uma intrusão felsica sub-horizontal. O estágio Dn+1 é
marcado pela falhas normais Fn. As juntas não tem como serem relacionadas com
os eventos deformacionais, podem estar relacionadas à deformação não-coaxial
rúptil durante os estágios Dn´´ ou podem ter-se desenvolvido por descompressão
durante a exumação do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá
121
A foliação em alto ângulo com direção geral NW-SE é a anisotropia herdada
da colisão paleoproterozóica, que consolidou o cinturão granulítico Salvador-
Itabuna-Curaçá (BARBOSA; DOMINGUES 1996; TEIXEIRA et al. 2000; BARBOSA;
SABATÉ 2001; 2004). O estado de tensão, caracterizado pela distensão geral E-W,
seguida de distensão SE-NW durante o Cretáceo Inferior (Aptiano ,~120 Ma), para a
abertura do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá é responsável pela nucleação das
falhas F1e F2.O desenvolvimento das juntas pode ter ocorrido ao mesmo tempo em
que as falhas se propagaram ou posteriormente, durante o soerguimento destas
rochas.
As fraturas e as alterações minerais microscópicas observadas nas laminas
delgadas, ainda que descontinuas, podem influenciar na nucleação de um novo
plano de ruptura em segmentos intactos, entretanto, não é considerado como um
risco para a estabilidade dos taludes.
As famílias de juntas e falhas identificadas em relação a cada talude forma
diversas possibilidades bloco que podem escorregar segundo a face livre. Todas as
possibilidades de ruptura planar e em cunha, e o tombamento de blocos foi
identificado em diagrama estereográfico.
A determinação do ângulo de atrito das superfícies de descontinuidades em
campo e a determinação da massa especifica das amostras de rocha em laboratório
permitiu a reconstituição das condições do maciço rochoso durante a ruptura
pretérita ocorrida no talude leste. Esta retroanálise, pelo critério de ruptura de Mohr-
Coulomb, identificou o valor da coesão da superfície da descontinuidade em que
ocorreu a ruptura, este resultado permitiu caracterizar o fator de segurança dos
modos de rupturas planares e em cunha.
A classificação do maciço rochoso, RMR (Rock Mass Rating) fundamentou o
sistema de classificação da estabilidade dos taludes, SMR (Slope Rock Mass) que
depende das relações geométricas do talude e das estruturas envolvidas. Este
sistema definiu para o talude norte que o plano J3 e as cunhas formadas por i(J4,J3)e
i(F2b,J4)seria de classe V, considerado totalmente instável e com probabilidade de
ruptura de 0,9 e que as cunhas formadas por i(F2a,J4)e i(F2b,J3)são de classe IV,
considerado instável. Os resultados destas estruturas em SMR são incoerentes com
os valores calculados do fator de segurança no programa Swedge: J3 (FS = 1,240);
122
i(J4,J3)(FS = 2,208); i(F2b,J4) (FS = 2,819); i(F2a,J4) (FS = 3,825); e i(F2b,J3) (FS = 1,785),
este resultado implica que todas as estruturas tem a solicitação de movimento
totalmente suprida pela resistência a movimentação. No talude sul, trecho leste, foi
classificado o tombamento do bloco formado por F2, segundo o SMR, de classe IV,
instável e com possibilidade de ruptura de 0,6 e no talude oeste, foi classificado o
tombamento do bloco formado por F1, segundo o SMR, de classe V, completamente
instável e com probabilidade de ruptura de 0,9. As outras possibilidades de ruptura
planar ou em cunha identificadas tiveram alto valor do fator de segurança e foram
classificadas segundo as classes de estabilidade da SMR como classe I e II, como
estável a completamente estável com probabilidade numa de ocorrer uma ruptura.
É aceitável admitir que esta condição predominantemente estável dos taludes
da mina pode variar ao longo do ano, uma vez que o mapeamento foi realizado
durante os meses de janeiro a março de 2012, quando o maciço rochoso estava
completamente seco, sendo que os locais onde havia a evidencia de umidade
estavam relacionados com aguas superficiais. Durante os períodos chuvosos mais
intensos que ocorrem na Região Metropolitana de Salvador entre maio e julho, o
nível freático pode aflorar na face livre dos taludes, implicando na diminuição da
resistência a movimentação pela força de pressão da agua no interior das
descontinuidades.
A não existência de um cadastro topográfico da área escavada limitou o
desenvolvimento de uma planta com a identificação das principais estruturas do
maciço. Para a localização espacial da base dos taludes, foi utilizado um GPS
Garmin Etrex20 que poderia produzir um erro de posição de 20 metros, que o torna
inapropriado para este tipo de atividade.
Recomenda-se à pedreira responsável, o retaludamento de parte do talude
leste, onde ainda há blocos de rocha potencialmente instáveis da ordem de milhares
de metros cúbicos e a elaboração de um projeto de drenagem superficial, evitando a
queda d´agua que ocorre diretamente sobre o talude oeste.
123
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