Introdução a mapas

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I 
P~/\TIC/\ De 
Ge LOGI\ 
ílTQODUTOQll\ 
GERALDO NORBERTO CHAVES SGARBI 
Professor auxil iar do Departamento de Geologia 
' do Instituto de Geociências da U FMG 
ROBERTO NOGUEIRA CARDOSO 
Professor adjunto do Departamento de 
Geologia do Instituto de Geociências 
da UFMG 
PRÁTICA DE GEOLOGIA 
I 
INTRODUTOR IA 
Belo Horizonte 
Editora UFMG/ PROED 
1987 
Apresentação 
Com prazer li, quando ingressei na UFMG em 1984, o então manuscrito da presente 
obra. A época, em fase de elaboração pelos autores Geraldo Norberto Chaves Sgarbi e Roberto 
Nogueira Cardoso. O texto, dati lografado como apostila, entrou em teste pelos estudantes da 
U FMG de 1984 a 1985 o que ensejou aos autores importantes modificações de conteúdo e di-
dática, face às contribuições advindas da ótica estudantil. Devido ao caráter prático do texto e 
à sua fundamentação teórico-conceituai, procurei incentivar os autores a ter como meta sua 
transformação em livro. 
Em boa hora a Editora UFMG se interessou em editá-lo sendo hoje para mim, grande 
honra e satisfação apresentá-lo. 
Roberto Cardoso carece de apresentação, visto ser por demais conhecido nos meios geo-
lógicos, face à ampla gama de atividades geológicas que exerce. Porém, para os jovens estudantes 
que usarão este texto, gostaria de mencionar-lhes que o Cardoso, formado pela Faculdade de Fi-
losofia Ciência e Letras da USP, do prédio da Geologia da Antiga Alameda Glete, em 1958, iniciou-
-se no magistério em 1959, lecionando Geologia e Paleontologia na Faculdade de Filosofia de São 
José do Rio Preto, bem como Geologia, Petrografia e Mineralogia na USP. 
Sua transferência para Minas deu-se em 1962. quando convidado pelo Prof. 1 phygênio 
Soares Coelho. veio lecionar Geologia no Dept9 de Engenharia de Minas da U FMG. De 1967 a 
1977 também lecionou Geologia F (sica e Geomorfologia na Escola de Minas de Ouro Preto. 
De 1966 a ·1967 fez curso de especialização em Geologia na Kansas State University, 
Wichita, tendo po~teriormente realizado cursos de extensão em Gemologia e Oceanografia na 
USP e Geologia Precambriana na Escola de Minas de Ouro Preto. 
Além de magist~rio, realizou importantes ,pesquisas no âmbito da Paleontologia, quando 
entre 1962-1965 era, praticamente, o único especialista brasileiro em conchostráceos. O Prof. 
Cardoso tem exercido importantes trabalhos de consultoria na área industrial. voltada para mat~-
rias-primas minerais para cerâmica, pesquisa e minérios de chumbo, zinco, ouro, diamante e outros. 
De 1967 a 1977 foi diretor Técnico da E RM - Engenharia de Recursos Minerais. De 1972 
a 1973 foi diretor técnico do então recém criado Instituto de Geologia Aplicada. Ocupou, tam-
bém, de 1974 a 1979. o cargo de Chefe do Departamento de Geologia da UFMG, quando aqui co-
ordenou a implantação do curso de Geologia. 
Desde sua vinda para a U FMG até 1985, quando se aposen tou, o Prof. Cardoso deu vários 
cursos curriculares e de extensão, publicou vários trabalhos, angariando com seus aprofundados co-
nhecimentos e afável personalidade, a estima de quantos com ele se interagiram. 
Norberto Sgarbi, graduado em Geologia pela U FMG em 1978, realizou cursos de aper-
feiçoamento em Economia Mineral (PUC-MG}. Ensino de Geologia em Nível Superior (UNICAMP} 
Pesquisa Mineral (SBG-MG}. tendo exercido atividades na área de sondagens para prospecção mi-
neral e geotécnica. entre 1979 a 1983. Nesse per íodo, foi o responsável técnico por supervisão 
de campanhas de sondagens geológicas realizadas no canteiro de obras da Açominas, ou destina-
das à pesquisa mineral em vários pontos do território nacional, notadamente Paraná, São Paulo, 
Minas Gerais. Pará e outros. 
Em 1983, ingressou por concurso na UFMG, onde tem se devotado ao ensino de Geolo-
gia Introdutória para a área de Engenharia Civi l e Geologia Geral para o Curso de Geologia, além 
de vir realizando pesquisas didáticas pertinentes a essas disciplinas, objeto de artigos já publicados. 
Portanto, o presente texto, tendo a chancela dos dedicados mestres Sgarbi e Cardoso. será 
certamente de extrema aplicação para todos aqueles que o uti lizarem. 
Estão de parabéns o Departamento de Geologia - IGC por apoiar e a Editora UFMG por 
publicar a presente obra. 
Prof. Eduardo Antônio Ladeira. 
Agradecimentos 
Os autores dedicam especiais agradecimentos aos colegas, cujo apoio foi indispensável à 
execução do presente trabalho: 
Professor Edézio Teixeira de Carvalho, DD. Diretor do Instituto de Geociências da 
Universidade Federal de Minas Gerais; 
Professor João Alberto Pratini de Morais, DD. Chefe do Departamento de Geologia 
do Instituto de Geociências da Universidade Federal de Minas Gerais, no início dos 
trabalhos, em janeiro de 1984. 
Professor Eduardo Antônio Ladeira, professor do Departamento de Geologia do Insti-
tuto de Geociências da Universidade Federal de Minas Gerais, pelo incentivo e revisão 
geral do trabalho. 
Professor Antônio Celso Campolim Fogaça, responsável pela confecção do Capftulo 
8 - Aerofotogrametria -, ao Professor Carlos A. Rosiere pelas muitas sugestõeS' 
apresentadas durante o decorrer dos trabalhos, como também aos demais professores 
do Departamento que nos auxiliaram, revendo os originais e oferecendo sugestões. 
Funcionário José Antônio Silva Bessa, pelos serviços de datilografia; 
Funcionária' Ângela Maria Mendes Pinto, pelos serviços de desenho, auxiliada em 
parte por Frederico Rosa e Silva, desenhista lotado no Centro de Pesquisa Manoel 
Teixeira da Costa/UFMG. 
Sumário 
1 - ESTRATI FICAÇÃO E ALEITAMENTO. DIREÇÃO E MERGULHO OE CAMA· 
DAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11 
2 - PE RFIS TOPOGRÁFICOS E SEÇOES GEOLÓGICAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 
3 - PADRÃO OE AFLORAMENTO DE CAMADAS IN:LINAOAS - REGRA DOS 
Vs. PROBLEfvlA DOS TRÊS PONTOS .. . . .. : . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26 
4 - OESCONTlNUI O;.\OES ESTRATIG RAF ICAS . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . 43 
5 - AS DOBRAS 
6 - AS FALHAS 
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ' . ' . . . . . . . . . . . . . . .. . 
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ' . . . . . . . . . . . . . . . . . ~ . . . . . . 
62 
87 
7 - PROJEÇÃO ESTEREOG RAFICA .. . . • ........ ...... .. ... . . .. .... . . . . .. . 11 1 
8 - AEROFOTOGEOLDG IA .. .. ... . . . . .... . .. . . .. .. .. . . . . . . .. . . . . . . . . ... . 121 
• · · ·· ··· · ·~· · · · · ··· " · · · · · · ·· · · · ·· · · · · ·· ··· · · ·· · · · · · ··· · · · · 130 9 - 8 ÜSSOLA 
APENO ICES .. . ... ..... .... . . . . . .. . . • . . .. . , . . . .. . • .. .. . . . .. . . . ... ... . . . 14 1 
REFERENCIAS BIBLIOGRÁF ICAS .. . , ... .. ... . . . . .... • .. .. . . ... . . .. . . . ... . 151 
• 
11 
1 - ESTRATIFICAÇÃO E ALE ITAMENTO. DIREÇÃO E MERGULHO DE CAMADAS. 
Estratificação e Aleitamento / 
Sedimentos depositados sob a água~ g{ralmente apresentam disposição regular, resultado 
da deposição dos fragmentos camada sobre· camada. A rocha é denominada estratificada e os pla-
nos que a separam são os planos de estratificação ou aleitamento . Quando as caracterísil: icas dos 
fragmentos variam em decorrência de alguma causa durante a deposição, os planos de estratificação 
mostram-se bem definidos. Se as mudanças são suficientemente acentuadas, permitindo separar 
uma camada d~utra, os planos de aleitamento geralmente são paralelos e dispostos horizontal-
mente, a meno§ que perturbações posteriores modifique_m a posição original. 
Afloramento 
Quando uma camada de rocha aparece à superfi'cie, diz-se que naquele local há um aflora-
mento. Se as rochas permanecessem na posição em que estavam quando da deposição, somente ca· 
macias superiores seriam visíveis. Na maior parte das vezes isso não acontece; na maioria dos locais 
onde ocorrem afloramentos, movimentos ocorrem durante e subseqüentemente ao período da de· 
posição, determinando que os estratos mostrem-se em posiçãoinclinada. 
O ângulo de inclinação com o plano horizontal é chamado mergulho. 
Mergulho Verdadeiro 
Mergulho verdadeiro é o ângulo máximo entre o p lano de uma camada e o p lano horizon-
tal. Coincide com a d ireção em que a água escorre quando despejada sobre a superfície da camada. 
Direção 
Uma lfnha horizontal no plano da camada é chamada de l inha de direção ou simplesmente 
direção da camada. 
Uma linha de di reção é uma l inha de nível e pode ser imaginada como uma curva de nível 
para a superf ície da camada .. Se a camada é uniformemente inclinada, as linhas de d ireção terão dis-
posição perfeitamente paralela. Se a camada não se apresenta com incl inação uniforme, mas dobra-
da, as linhas de direção vão se apresentar curvas, da mesma forma que as curvas de n ível em um ter-
reno irregu lar. A direção de uma camada é definida pela interseção do plano de estratificação com 
o plano horizontal. 
Mergulho Aparente 
A incl inação da camada com relação ao p lano horizontal, em qualquer direção, exceto 
àquela do mergulho verdadeiro, formará um ângulo sempre menor que o ê'.lngulo do mergu lho ver-
dadeiro. 
Quanto mais próxima a d ireção do mergu lho aparente com a direção do mergulho verda· 
deiro, n11:l is se ·aproxima o valor do mergulho aparente com o valor do ângulo do mergulho verda-
deiro . . 
O ângulo do mergulho é definido em termos de graus a partir do plano horizontal ou.em 
12 Prática de geologia introdutória 
termos da tangen te do ângulo, isto é, um m,ergu lho de 1 em 5 signi fica que duas linhas de di reção 
d istanciadas na vertical em 100 metros estarão 500 metros distantes na horizontal, sendo 1 /5 o 
valor da tangente do ângu lo. 
A menos que seja indicado, o termo mergu lho, sem qualificação, deve ser entendido como 
mergu I ho verdadeiro. 
A figura 1 .1 é um bloco-d iagrama em que as camadas com mergulho un iforme afloram em 
uma superfície horizontal. 
b) 
e E D 
Fig. 1.1 - 8/oco·diagrama ilustrando o mergulho verdadeiro. 
O plano con tido em ABZX é horizontal. AB é uma linha de di reção situada na parte supe-
rior da camada com~legenda em pontos; CD é outra linha de di reção da mesma camada mas em po-
sição mais ba ixa. O mergulho verdadeiro da camada é o ângu lo YOE, na direção OY, que está em 
ângulo reto a AB, que é a linha de direção. 
A camada cai uma d istância XC igual a YE na di reção OX; sendo que OX é maior que OY. 
O mergulho aparente na direção OX, que é o ângu lo XOC necessariamente é menor do que o ângu-
lo do mergulho verdadeiro. Da mesma forma o mergu lho aparente na direç.ão OZ: o ângulo DOZ é 
menor do que o ângulo do mergu lho verdadeiro. 
Um plano de uma camada do bloco-d iagrama está representado na Fig. 1.1 B. AB e CD 
são paralelas, ambas correspondentes a linhas de di reção, OE é normal entre elas. O comprimento 
das retas OC, 00 e OE são inversamen te proporcionais às tangentes dos ângu los de Mergulhos nas 
di reções OX, OZ e OY. Por exemplo, se o Mergulho na d ireção OC é de 1: 10, em OD é de 1. 7, em 
OE é de 1 :5; os comprimen tos OC, OD e OE estarão na razão de 10, 7 e 5. 
Pode-se assim adotar uma construção gráfica simples para a solução de problemas que en-
volvam mergu lhos verdadei ros e aparentes. 
Exemplo 1: uma camada de carvão mergu lha na razão de 1 :5 na di(eção Sul. Qual será a 
inclinação de uma estrada locada na camada segundo a di reção S 6üºW1 
.. 
Fig. 1.2 - Determinação do mergulho aparente. 
E 
MERGULHO VERDADEIRO 
1: 5 
V 
V 
V 
V 
V 
V -
-
Estratificação e alei tamento 13 
Trace a linha Norte em qualquer posição. A partir dessa linha todas as outras di reções se-
rão definidas. 
Escolha um ponto qualquer O. 
A parti r de O t race OE, com cinco unidades na direção Sul. 
Trace uma l inha de di reção segundo E-W. Desde que o mergulho verdadeiro é para Sul ne-
cessariamente a l inha de di reção será E-W. 
A partir de O t race uma linha na direção S 60ºW fazendo uma interseção com a linha de 
direção, em e. 
O compri mento da reta OC, medido na mesma escala de unidade que OE, fornece o valor 
do mergulho aparente na d ireção OC. 
OC é igua l a 10 unidades. 
Dessa forma , o mergulho aparente na direção S 60ºW é de 1: 1 O. 
Exemplo 2: Uma camada mergulha na razão de 1 :8 na direção S 45° W. Em que d ireção o 
mergulho da camada terá valor de 1: 16? 
Fig. 1.3 - Determinação do valor do mergulho aparen te em uma determinada direção. 
Trace a linha Norte e marque um ponto conven iente como origem. 
Trace a I inha OE na d ireção do mergu lho verdadeiro. estabe lecendo seu comprimento 
igua l a 8 unidades. 
Trace a linha de di reção segundo E-W, passando por E. A part ir de O def ina um arco com 
16 unidades, fazendo com que intercepte a I inha de direção que passa por E, em C e D. 
OC e 00 têm 16 unidades de comprimento. 
C e D estão no mesmo n ível que E, pois estão con t idos na mesma linha de d ireção. 
O mergulho aparente, segundo OC e 0 0 , tem valor 1: 16. Assi m, há 2 direções em que o 
valo r do mergu lho aparente é de 1: 16, as quais situam-se em posições apostas ao mergulho verda-
deiro. 
Desse modo, as d ireções em que as camadas mergulham com valor de 1: 16 são S 45ow + 
60º e S 45º W - 60° (de1ermine os valores dos ângu los EOC e EOD). Isto é, N 750 W e S 150 E. 
Exemplo 3 - Uma camada de arenito em um afloramento mergu lha, aparentemente, com 
um valor de 1: 16 segundo S 55° E. Ou tro afl oramento, próx imo a um córrego, mostra um mergu-
lho aparente de 1 :4 na direção do S 30° E. Oual o valor e o rumo do mergulho verdadeiro da ca-
mada? 
14 Prática de geologia introdutória 
o 
D 
MERG . VERDADEIRO 
Fig. 1.4 - Determinação do mergulho verdadeiro a partir de 2 mergulhos aparentes. 
A partir da origem O trace uma linha OA, com 6 unidades no rumo S 55ºE. 
Trace 08 no rumo S 30ºE com 4 unidades de comprimento. 
Ligue AB. Esta é uma linha de direção sendo que A e B vão estar três e meia unidades 
abaixo de O. 
O mergulho verdadeiro é normal à direção. Dessa forma, trace uma perpend icular OD a 
partir de O, fazendo uma interseção em AB. 
OD represen ta o mergu lho verdadeiro em va lor e ru mo. 
Estabeleça a escala de O D. 
OD = 3,5 unidades (aprox.) 
Meça AOD com o transferidor AOD = 550 
O mergulho verdadeiro é de 1 :3,5 no rumo Sul. 
Exercícios propostos 
1 .A) - Uma camada mergulha na razão de 1: 1 O na direção N. Calcu le qua l será a incl inação de pi-
cadas locadas na camada, segundo as direções N 40º W; N 70º E e N 100 E. 
1 .B) - Uma camada mergulha na razão de 1 :5 na d ireção N 45º W. Calcule em que direção o 
mergulho da camada terá o valo r 1 :8. 
1.C) - As camadas de. uma seqüência de rochas mergulham com o valo, de 1 :10 na d ireção S 30º 
W e, segundo o valor de 1 :8, na direção E. Determine o valor e rumo do mergulho verdadei -
ro das camadas. 
1.D) - Uma camada af lora no ponto A na cota 400; no ponto B na cota 500, distante 900m na di-
reção N 45 E de A. Uma sondagem a 1.270m acima do nível do mar a uma distância de 
1,5km a Su l de B atingiu a camada a uma profundidade de 200m. Determine o valor do 
mergulho e rumo, swpondo que a camada apresen ta mergu lho constante. 
1.E) - Uma camada de carvão apresenta mergu lho verdadeiro de 1: 10 no rumo N 75 E.Deseja-se 
locar uma estrada na camada com um gradiente de 1 :40 e outra com um gradien te de 1 :30. 
Em que direção essas estradas devem ser locadas? 
1 . F) - Proponha e resolva três problemas em que: 
a) - É conhecido o valor e direção do mergu lho verdadei ro. Deve ser determinado o va lor 
do mergulho aparente em uma determinada direção. 
b) - É con-hecido o valor e direção do mergu lho verdadeiro; deve ser determinada a direção 
de qualquer ângulo de mergu lho aparente. 
c) - Dados os va lores e direção de mergulho aparente determinar o mergulho verdadeiro. 
15 
2 - PERFIS TOPOGRÁFICOS E SEÇÕES GEOLÓGICAS 
Escalas 
Dá-se o nome de Escala a uma relação númerica. vinculando as extensões.ou dimensões 
que figuram no desenho com as grandezas reais correspondentes no modelo que serepresenta. Ela 
pode ser expressa por uma relação numérica ou gráfica, denominada respectivamente Escala Nu-
mérica ou Escala Gráfica. 
Escala Númerica 
Seja L' a medida de um modelo e La medida natural do objeto representado por esse mo-
delo. A escala é dada pela expressão: 
E= L' 
L 
Trata-se de uma fração cu jo numerador é sempre unitário. O denominador pode assumir 
diferen tes valores, conforme seja o objet ivo estabelecido. Uma escala, por exemplb, "de um para 
vinte mil" poderá ser grafada de três maneiras: 
~.,...,1,..,,. , 1/20.000 ou 1 :20.000, 
20.000 
sendo que todas elas informam que uma extensão linear medida no mapa representa uma extensão 
equivalente vinte mi l vezes maior no terreno. Nessa escala. 1 cm no mapa corresponde a 20.000 cm 
ou a 200 m no terreno. 
Escala Gráfica 
A representação gráfica de uma Escala Numérica é chamada Escala Gráfica. É de grande 
utilidade e vem colocada junto ao mapa, fornecendo rapidamente e sem cálculos o valor real das 
medidas executadas sobre o desenho. 
Essa escala é uma extensão reti I ínea. graduada segundo os valores reais correspondentes 
ao terreno e dividida em segmentos convenientes com a escala do mapa. Para maior precisão, o 
segmento à esquerda da origem é dividido em 10 partes, podendo, assim, medir até 1/ 10 da divisão 
principal_ 
100 O 
h11,11111I 
metros 
Fig. 2.1 - Escala Gráfica 
K)() , 200 :,:x, 400 soo 600 ?CO eoo 9'.X> 1 1 1 1 1 1 
1: 0 ,000 
16 Prática de geolog ia in trodu tória 
É de grande importância a escolha da escala adequada em função da precisão das medidas. 
Geralmente u tilizam-se escalas pequenas para mapeamento geológico regional, por exemplo 1: 
250.000 e escalas grandes para mapeamen tos geológicos de detalhe, por ex emplo 1 : 5.000. 
Mapas Topográficos 
O método mais u t i lizado para a represen tação do relevo so bre mapas é o das curvas de n í -
vel. Uma cuNa de nível é urna linha imaginár ia sobre a superfície terrestre que une pontos de igua l 
elevação com relação a um plano de referência ou superfi'c ie de comparação, que norma lmente é 
o nível do mar. A altura sobre o plano de referência denomina-se cota que é a distância ver tical 
entre o nível de comparação e a curva de n (vel. 
Segundo Breed, C.B, 1969 
Fig. 2.2 - Caracter/sticas das curvas de n í vel (Breed, C. B. 1969). 
A figura 2.3, reproduzida do livro de Breed ( 1969), é um mapa de curvas de nível que 
mostra o divisor de águas AB CDE, en tre os sistemas de escoamento Norte e Su l. A partir dessa di-
visória, e aprox imadamen te normal a ela, partem os morros convexos ou lombadas, que separam 
os cursos d'água. Os mais importan tes do lado Su l seguem aproximadamente as d ireções A F, DG 
e EH. Da mesma f igura, podemos ainda ti rar as segu intes conclusões: 
- todos os pon tos de uma mesma curva de n ível têm a mesma elevação, como os Y; 
- as elevações estão indicadas por curvas fechadas, como em A , B e C. As depressões 
também podem ser indicadas da mesma maneira, ut il izando-se neste caso um símbo lo especial 
ta l como em M, para d istingu i-las das curvas que marcam elevações; 
- as cuNas de nível nunca se cortam, no caso de uma escarpa haveria pontos de superpo-
sição, tais como em R e S .• A s cu rvas de n ível nunca se bifurcam ou se ram ificam . No caso ext remo 
de uma escarpa vert i cal, poderia parecer que isso acontece, mas na real idade se t ra ta de cu rvas de 
nível d ist intas; 
- as curvas de n ível de u ma superHcie p lana são I inhas retas ·paralelas. Esse caso não ocor-
re na f igura em questão; 
- as· ladeiras de penden te uniforme são represen tadas por curvas de nível eqüidistantes, 
como sucede ao longo da linha gh. A ladei ra TW é convexa e a A V, côncava. Quanto maior a proxi-
midade entre as curvas de n ível, maior a penden te; 
- en tre as linhas de traços ab e cd as curvas de n ível indicam a ex istência de um t alvegue. 
Observa-se que as curvas sobem, cru zam a aguada normalmen te e descem pelo out ro lado. Em geral 
as curvas de n ível que cortam um curso d 'água apresen tam sua convexidade vol tada para mon tante . 
Pequenas ravinas se represen tam por " ondulações" nas cu rvas de n ível, como se pode ver em L; 
·· - ehtre cd e ef ex iste u ma elevação cuja d iv isór ia é também perpendicu lar ·às curvas de ní-
vel, tal como em W; 
- entre os picos são notadas pequenas depressões ou vales, indi cadas por N, U, P e O e 
suas formas estão indicadas pelas curvas de nível en tre A e B, B e C, etc. 
Perfis topográficos e seções geológicas 17 
N 
t 
Segundo Breed,C B.,1969 
Fig. 2.3 - Mapa de curvas de nível mostrando Divisor de Águas, Vertentes e Tafvegue (Breed, C. 8 . 1969}. 
Perfis Topográficos 
O perfi l topográfico é preparado a parti r de mapas topográf icos. Torna-se urna tira de pa-
pel, coinci dindo com a linha da seção. Os pontos de interseções das curvas de níve l são marcados e 
as cotas transferidas para a tira de papel. Em seguida, prepara-se uma base, na qual o perfil é dese-
nhado, conforme a figura 2.4. 
Em um perfi I topográf ico, a escala horizontal é a mesma do mapa. A escala vert ical pode· 
rá ser a mesma, se não se deseja um realce das feições do relevo ou se ele já possui contrastes al t i· 
métr icos apreciáveis. Sendo necessário, exagera-se a escala vertical, de modo a evidenciar a topogra-
fia. 
A B 
Fig. 2.4 - Método de preparação de perfil topográfico. 
18 Prática de geologia introdutória 
Seções Geo lógicas 
A seção geológica é executada sobre o perfil topográfico. Na verdade, a seção é um perfil 
topográf ico, contendo as forma~ões geológicas. Uma seção geológica deve conter as seguint~s infor-
mações: 
escalas horizontal e vertical; 
direção da seção; 
nomes dos principais acidentes topográficos cruzados pela seção; 
representação adequada dos símbolos de indicação das rochas. 
Um exemplo de seção geológica é mostrado pela figura 2.5, onde a escala vertical foi exa-
gerada 1 O vezes. Observa-se que os contornos geológicos cruzam as cuNas de n ível, indicando ca-
madas não-horizontais. Nota-se também o efeito da topografia sobre as camadas, dando a falsa im-
pressão de dobramento das mesmas. Neste exemplo não se corrigiu o ângulo de incl inação 
dos estratos no perfi l , cuja necessidade será mostrada adiante. 
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1 ' 
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l 
-8. l A' 
ESC. HORIZ. 1: 2000 
ESC. VERT. 1: 200 
EXAGERAÇAO VERT 10 
A 
w E 
MOOIFICÁÓO CE: ELLISON, S. P. Jr., 1958 
Fig. 2.5 - Método de preparação de Seção Geológica. (Reproduzido, com modificação, de ELLISON Jr., S.P., 
1958). 
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J 
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1 
l'"' 
Perfis topográficos e seções geológicas I~ 
Outro exemplo é a figura 2.6A que mostra um mapa geológico com camadas horizontais, 
cujos contornos acompanham as curvas de nível. Neste mapa, as curvas de n ível coincidentes com 
os limites geológicos, são representadas apenas pelas suas cotas. 
....... · 
• , . • .. · 
• ... . · 
Linho de topogrofio 
Linho de contato geológico 
8 
o o, o ESCALA 
metros 1000 o 
o 
N 
- -
o \ 
o 
\ 
o. 
' o 
o o' , 
o o 
I o o o q o o 
o o 
Segundo BENNISON 
G.M , 1975 
Fig. 2.6A - Mapa geológico, mostrando a disposição dos afloramentos de camadas horizontais (BENN/SON, G.M., 
1975). 
20 Prática de geologia introdutória 
A figura 2.68 é uma seção geológi ca construída através do mapa da figura anterior. Para 
melhor representação do relevo, a escala vertical foi exagerada 4 vezes . Esse procedimento facil ita a 
representação das camadas em perfi I e evidencia a o rdem estratigráfica existente. 
SW 
metros 
800 
- - - - - -- -
ESCALA HffilZONTAL l :40.000 
II VERTICAL 1: 10000 
EXAGERAÇÃO VERTICAL 4 
. : . : : . . · . . ... . . : : . : ... ·. . . . .. : : ' ... .. ~ . . . . 
. ' . . . . ·. : .·.: . ·.- ' .. , ~ 
o 
o o o o 
o o o o 
. . . .. : ·. : : . ' ... . . . '• . . .. . 
o o o o o o o o 
00000000 o 
o 
Fig. 2.68 - Seção geológica de área ocupada por estrados horizontais.Represen tação de camadas incl inadas em perfis exagerados 
o 
o o 
o o 
o o 
o 
o 
o 
NE 
metros 
800 
400 
Um plano ou camada incl inada que tenha de ser representada em um perfil exagerado exi-
ge correção do ângulo medido. 
Duas maneiras de se proceder à correção são aqui propostas . . 
19 Estabelecendo-se os valores do seno e cosseno do ângulo medido com as escalas esta-
belecidas horizontal e vertical. 
O valor angular da camada, exagerada a escala , aumenta. Esse aumento pode ser facilmen-
te estabelecido, definidas as relações do ângulo medido com as esr,alas horizontal e vertical , pois a 
p ri mei ra relaciona-se com o cosseno e a segunda com o seno do referido ângulo. 
... 
... 
... 
.... 
Perfis topográficos e seções geológicas 
10 
20 
1:100 
100 
b=E H 
20 
1: 200 
40 00 8) 100 
Fig. 2.7 - Detêrminação do aumento do valor angular de um plano em perfil exagerado. 
Exemplo: ângulo medido A = 200 
sen 200 = 0,34 
cos 200 = 0,93 
escala hor. = 1 /200 
escala ver. = 1/100. 
21 
Atribui-se um valor 100 para o comprimento total das escalas; como os valores máximos 
do seno e cosseno é 1, temos: 
Escala horizontal: 1 - 100 
0,93 X 
X = 93 
Esca la vertical: 1 - 100 
0,34 X 
X = 34 
Transferidos os novos valores para as escalas respectivas obtemos o valor de B = 36 graus. 
29 A t ravés da relação angular definida pela tangente do ângulo medido com as respecti-
vas escalas. 
22 
ev: .L 
b 
·prática de geologia introdutória 
@ eh= ..L o 
Fig. 2.8 - Determinação do aumento do valor angular de um plano em perfil exagerado. 
O estudo da Fig. 2.8 mostra que: 
Y esc. 
tang A X esc. 
Y real 
-b- - tang A X real. - -a 
Y real a 
tang A -b- = X rea l 
Y real a = tang A X real -b-
tang B a 
-b- tang A 
Exemplo: Angulo medido 
Escala horizontal :;:;; 
Escala vertical = 
a/b = 0,5 
tang. A= 0,36 
B = 36 graus 
200 
1/200(a) 
1/100(b) 
A figura 10.3, p . 152, mostra a solução da equação tang 8 a/b = tang A para valores 
selecionados de A e a/b (ângulo do mergulho da camada e exagero vertical), a/b assumindo valores 
iguais a 2, 3, 5 e 10. 
Neste exemplo, com um exagero vertical correspondente a 1 O, linhas mergu lhando em 
ângulo 30º e 60º vão aparecer com incl inação de soo e 87º. 
Vamos examinar agora o caso de seções geológicas em que suas di reções fazem ângu los 
difer,entes de 90º com a direção das camadas. Se a camada tem direção E e mergulho de 450 N, 
o mergulho aparente em uma seção vertical N-S terá o mesmo valor do mergulho verdadeiro. Mas 
se a direção da seção tem direção N 45° W o mergulho aparente terá valor diverso do mergulho 
verdadeiro, como veremos a seguir. 
... 
... 
... 
.. 
.. 
Perfis topográficos e seções geológicas 
p 
X 
Fig. 2.9 - Seções geológicas em que as direções não são ortogonais às direções das camadas. 
Na figura 2.9 temos: 
a = mergu lho verdadeiro 
b = Angu lo que a d ireção da camada faz com direção da Seção OB 
e = mergulho aparente 
OP e AB são duas horizontais do plano. 
A resolução trigonométrica é a seguinte: 
OA =· . PB 
AX = BY ;:::; d 
Triângulo OAX; d = OA tanga 
Triângulo OPB; OB s~~ 
Triângu lo OBY; tang c = oi 
t 
OA tanga 
ang e = OA 
sen b 
resolvendo a expressão acima teremos: 
23 
t ang e = tang a . sen b, que é a expressão que relaciona entre si o mergulho verdadei-
ro, o mergulho aparente e direção da seção. 
O problema poderia ainda ser resolvido por geometria descritiva, conforme a fig. 2.1 O que 
é desenvolvida a partir da f igura anteri or. 
B 
y 
o o 
Fig. 2.10 - Correção do mergulho em seções não ortogonais às direções das camadas. 
O mergu lho aparente pode ser determinado com segurança uti lizando-se o diagrama para 
cálcu los de mergulhos aparentes. conforme está mostrado na p. 151. 
24 Prática de geologia introdutória 
Exercícios propostos 
2.A) - Construir o perfi l geológico, segundo a direção A-8. (BENNISON 1975). 
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Perfis topográficos e seções geológicas 
2.8) - Construir os perfis geológicos segundo as direções A-8 e CD. 
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o 1200 1800,. 
25 
26 
3 - PADRÃO DE AFLORAMENTO DE CAMADAS INCLINADAS. REGRA DOS Vs. PRO-
BL EMA DOS TRÊS PONTOS. 
Padrão de afloramento de camadas 
Os fatores que governam a forma do af loramento do plano de uma camada são a sua dire-
ção e o relevo. Em geral, o grau em que cada um desses fatores influencia a forma do afloramento 
depende do val or do mergulho das camadas e do gradiente da inclinação da superfície. 
Quando o mergulho é zero (camadas horizontais) não há direção, ou seja, qualquer linha 
pertencente ao plano da camada é uma linha de direção e o afloramento é uma curva de nível. Nes-
se caso. a forma do afl oramento é intensamente determinada pelo relevo. Quando o mergulho é de 
90º, o afloramen to corresponde a uma linha reta paralela à direção, qualquer que seja o relevo. En-
t re esses dois extremos. o fator di reção torna-se mais importante e o fator relevo menos importante 
à medida que o valor do mergulho aumenta. 
Quando a superfície do terreno é plana o afloramento é intensamente determinado pela 
direção das camadas; este fator torna-se men os importan te e o fa tor relevo mais importante à medi· 
da que o gradiente do terreno aumenta. 
Suponhamos que a superfície topográfica seja um vale cu ja linha de talvegue é inclinada 
de 450 sob a t1orizontal. Se fizermos um corte longitudina l ao vale, segundo a linha V-V. teremos 
a representação em perfil desta linha, com relação à qual se posicionam as camadas em suas diver-
sas posições particu lares, conforme a f igura 3.1 (BONTE, 1958). 
A interseção do traço do plano de estratificação no plano horizontal com as horizontais 
de cotas, 30, 40 e 50 nos dão t rês pontos que correspondem, no plano horizontal, a 6 pontos situa-
dos dois a dois nas curvas de nível respectivas 30, 40 e 50. O vértice da curva de interseção é dirigi-
do pa ra jusante do vale . 
A inclinação das camadas é conforme a pendente do vale e inferior a ela (11'). 
A mesma construção mostra que a cu rva de interseção (1 1) t em a mesma feição das curvas 
de nível e as corta obliquamente. com uma abertura menor. O vértice da curva de interseção é diri-
gido para a montante do vale. 
A inclinação das camadas é contrária à pendente do vale (Ili'). 
A curva { 111) tem a mesma feição que as curvas de nível e as corta obliquamente com uma 
abertura maior. O vértice da curva de interseção é dir igido para a montante. 
Camadas verticais (V'). 
A curva de interseção {V) é uma linha reta. A superfície topográfica não influencia a re-
presentação em plano das camadas vertica is. 
J 
t 
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r 
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i .• 
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• 
Padrão de afloramento de camadas inclinadas 27 
CD-------50 
_J..-;-_ ___ -----4) 
V V 
----20 
-s)J 
SEGUNDO A. BONTE - t958 
Fig. 3.1 
A inclinação das camadas é conforme a pendente do vale e superior a ela (I'). 
A interseção do t raço do plano de estratificação no plano horizontal com as horizontais 
de co tas, 30, 40 e 50 nos dão t rês pontos que correspondem, no plano horizontal, a 6 pontos si· 
tuados dois a dois nas cu rvas de n ível respectivas 30, 40 e 50. O vértice da curva de interseção é 
dirigido para jusante dovale. 
A inclínação das camadas é conforme a pendente do vale e inferior a ela (//'). 
A mesma construção mostra que a curva de in terseção (11) tem a mesma feição das cur-
vas de- nível e as corta obl iquamente, com uma abertu ra menor. O vértice da curva de interseção 
é dirigido para a montante do vale. 
A inclinação das camadas é contrária à pendente do vale(//!'). 
28 Prática de geologia introdutória 
A curva ( 111 ) tem a mesma feição que as cwvas de n ível e as corta obl iguamente com uma 
abertura maior. O vértice da curva dé interseção é dirigido para a montante. 
Camadas verticais (V'). 
A curva de interseção (V) é uma l inha reta. A superfície topográfica não influencia a 
representação em plano das camadas vertica is. 
Camadas horizontais (H'). 
O traço do plano de estratificação no plano vertical é a horizontal de cota 25; a curva de 
interseção (H) no plano horizontal é a curva de nível de cota 25. 
Camadas paralelas à pendente do vale (P'). 
A cu rva de in terseção (P) é formada por duas ramificações que teoricamente são paralelas 
à linha de talvegue. Se o traço do plano de estrati f icação no plano vertical é confundido com a li· 
nha de talvegue, a curva de interseção no plano horizontal é representada pela reta V- V. 
Método de defin ição da l inha de afloramento em mapa 
O padrão de afloramento de uma camada inclinada pode ser estabelecido desde que se dis-
ponha de mapa t opográfico, d ireção , mergulho e esteja locado pelo menos um afloramen to da ca-
mada. Todavia, isso é poss ível somente se a camada for plana. 
A Fig. 3.2 ilustra o método. O p lano da camada aflora em X. Os intervalos são representa-
dos por espaçamentos de 100 metros. A camada tem posição N 90º E; 200 S. É possível determi· 
nar a posição da camada em qua lquer lugar do mapa. 
Trace a i inha SS' através do afloramento X, paralelamente à di reção (N 90º E). Observe 
que estando o a-floramento na cota 800, em qualquer lugar desta linha a camada vai estar a 800m . 
Trace AB perpendicu lar à direção da camada, a qualquer distância que considerar conveniente; C é 
a in tersecção de AB com SS'. A part ir de C t race um ângulo corresponden te ao mergulho da cama· 
da, no caso 200 . CE corresponde ao mergulho da camada em seção transversal. Ao longo de SS', 
a partir do ponto C, faça divisões correspondentes aos intervalos de 1 OOm (iguais aos da curva de 
n ível), usando a mesma escala do mapa. 
Fig. 3.2 - Se um horizonte estratigráfico em x aflora com posição N 9CP E; mergulho 2rP S, o padrão de aflora· 
menta é mostrado através da linhi, contlnua passando pelos c/rculos. (baseado em BILLINGS, M.P., 
1972). 
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Padrão de afloramento de camadas inclinadas 29 
A partir de cada ponto, que corresponde a 1 OOm de intervalo, t race linhas paralelas a AB 
de forma a interceptarem a l inha CE. As interse.õ~s são~ontos no plano da camada com espaça-
mento de 1 OOm. A partir dessas in terseções, trace linhas paralelas a SS'. Estas são linhas com espa-
çamento de 1 OOm relacionadas à camada. Cada ponto onde interceptam curvas de nível com a 
mesma altitude corresponde ao afloramento da camada. Ligando esses pontos, fica estabelecido o 
traço da camada no mapa. 
, A Fig. 3.3 ilustra um segundo método de definição de linha de afloramento, em que não 
se util iza rebatimento, procedendo-se de forma di reta: 
a) - selecione dois pontos de um afloramento que interceptam a mesma curva de nível; 
b) - trace uma linha através desses dois pontos. Esta é uma horizontal do plano da cama· 
da ou uma linha de direção e o seu valor é o mesmo da curva de n ível; 
e) - ache outro ponto onde o afloramento corte outra curva de nível; trace através desta 
uma linha de direção; o valor desta segunda linha de direção, da mesma forma, corresponde ao da 
curva de n ível; 
d) - t race todas as linhas de direção. Observe que quando são t raçadas duas linhas de dire· 
ção todas as outras são conhecidas e que todas as t raçadas em interva los verticais correspondentes 
são eqüidistantes; 
e) - trace linhas de direção ocupando toda a dimensão do mapa (com o mesmo intervalo 
vertical que aquele das curvas de nível ) ; 
f ) - após registrar os valores de cada linha de direção e sendo os valores das curvas de n í· 
vel conhecidos, marque no mapa as interseções onde cada linha de direção corta a curva de nível 
correspondente. Estes são pontos de afloramento da camada; 
g) - complete o afloramento, ligando os pontos. 
Há duas importantes regras (a validade das mesmas deve ser t estada nos exercícios) a se· 
rem observadas ao se l igarem os pontos: 
1 - a l inha de afloramento pode cortar somente uma l inha de direção ou uma curva de 
nível onde intercepta linhas de igual va i or; isto é, deve passar sobre ambas ao mesmo tempo. Uma 
linha de afloramento não pode cruzar qualquer linha de direção ou qualquer curva de nível, exce-
to no ponto de'interseção; · 
2 - a linha de afloramento deve dirigir-se diretamente ao ponto adjacen te. É úti l ter em 
mente a presença e a posição provável de curvas de nível e de l inhas de d ireção interpoláveis. 
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Fig. 3.3 - Definição da linha de afloramento de camada por método direto. (Baseado em PLA TT e CHALL/NOR, 
1954) .. 
Nesse desenho, são dadas duas partes do afl oramento de uma camada represen tadas pelas 
l inhas contínuas; foi adotado o seguinte procedimento: 
1 - foi t raçada a l inha de direção de 180m através de AB; 
2 - foi traçada outra linha de 150m passando por C; 
3 - conhecida a direção da camada e os in tervalos horizontais, traçam-se as demais linhas 
de direção até os limites da área do mapa; 
30 Prática de geologia introdutória 
• > 
4 - os pontos a, b, ç, d, e• f, e g permitem completar o afloramento. , 
Note-se que o afloramento do f31a1'o··de uma camada não precisa ser cont ínuo dentro 1os 
limites de um mapa; ele pode aparecer como i lhas ou porções isoladas. O mesmo aplica-se às curvas 
de nível que podem ser consideradas como afloramentos de planos horizontais. Mas nem as l inhas 
de d ireção nem as curvas de n 1'vel podem apresentar extremidades "perdidas" . 
Observe-se também que o plano de uma camada pode ser determinado conhecendo-se a 
posição no espaço de três pontos quaisquer nele contidos. O mesmo ocorre quando se dá um ponto 
de afloramento da camada com o registro da direção e mergulho, ou somente do mergulho. Três 
pontos de um plano da camada numa mesma curva de nível definem uma linha de direção mas não 
fornecem o mergulho. 
Como pode ser mostrado acima, a direção e valor do mergulho verdadeiro e do mergulho 
aparente podem ser obt idos medindo-se a distânciQ entre duas l inhas de di reção. Assim, na fig. 3.3, 
WX ou VX ou qualquer outra reta perpendicular à direção mostra que o mergulho é de 1 /8, segun-
do a direção Oeste. O comprimento de MN mostra que, naquela direção, o mergulho é de 1 /9. 
Problema dos três pontos 
Resolução de problemas dos três pontos é o inverso daquele da construção da linha de 
afloramento de camada. É possível calcular o mergulho e direção de uma camada, se a posição de 
três pontos da camada são conhecidos e se a camada é verdadeiramente ,um plano. 
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Fig. 3.4 - Método dos Três Pontos. Dá-se a altitude de um plano. O mergulho e direção podem ser determinados. 
A Fig. 3.4a mostra a resolução de um problema simples. Corresponde a um mapa em que 
é dada a altitude de três pontos da camada (A, B e C) . A direção de um plano corresponde neste 
caso a AB. O mergu lho é perpendicular à di reção, nesse caso para SE. Traça-se uma perpendicular 
de C a AB, a interseção é D. Para se determinar o valor do mergulho,um triângulo de resolução é 
definido, cujo eixo corresponde a DC. Traça-se CF perpendicularmente a DC. A diferença de alt itu· 
de entre os pontos C e D, 180m, é registrada. na mesma escala do mapa, ao longo da linha CF. O 
ângulo CDF, corresponde ao mergulho. 
Na Fig . 3.4b, ou tro problema é resolvido. Os três pontos estão definidos. Algum ponto, a 
ser determinado, entre B e C, terá a mesma altitude que A (1.050m); a linha ligando esse ponto 
com A, corresponderá à direção do plano . O ponto desconhecido pode ser locado : 
5Sv -~ ~ 
A lt itude de A - Altitude de B 
A lt it ude de C - A lt itude de B 
Distância BD éJC._ 
Distância BC -::;:..., 
, l ·<'W 
em que D é o ponto a ser determinado. Resolvendo a equação, obtém-se BD = 1.1 OOm. Esse val or 
é lançado a partir do ponto B, usando-se a mesma escala do mapa. AD é a direção do plano. O mer-
gulho pode ser determinado como na Fig. 3.4a. 
r ·, 
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• 
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Padrão de afloramento de camadas inclinadas 31 
Exercício Resolvido 3.1 
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9 
Exercfcio resolvido - 3.1 - Foram feitas sondagens em A, 8 e C que atingiram uma camada de carvão. Em A a 
camada situa-se 400m abaixo da superfície, em 8 e C a 300m. Determine a direção e mergulho da camada. Em que 
profundidade a camada será encontrada através de sondagens nos pontos D e E? 
Resolução: 
a) - Traçar as horizontais faLendo a t riangulação~. dividindo os espaços entre dois vértices de mo· 
do a conter o terceiro vértice. Desse modo, fica estabelecida a direção da camada de carvão; 
que é N 28º E. 
b) - O mergulho encontrado para a camada de carvão é de aproximadamente 1 :7 (80). 
c) - A camada será encontrada em D e E a 490m e 400m, respectivamente, abaixo da superfície 
topográfica. 
32 Prática de geologia introdutória 
Exercício Resolvido 3.2 
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Exercfcío resolvido - 3.2 - O topo de uma camada aflora nos pontos A, 8 e C. Qual a direção da camada e o valor 
do mergulho? Qual o valor do mergulho aparente na direção S 75 W? Trace o afloramento do topo da camada. 
Resolução : 
a) - A direção da camada é aproximadamente N 90° E com mergulho verdadeiro de 1 :5 para S. 
b) - O mergulho aparente na direção S 75 W é de 1: 18. 
c) - O .afloramento do topo da camada está t raçado no mapa. 
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1: ,, 
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Padrão de afloramento de camadas inclinadas 33 
Exercícios propostos 
3.A) - Os mapas a. b e c mostram vales. cujas cuNas de nível têm espaçamento de 30m . Em cada 
um está indicado o afloramento de uma camada nos pontos igualmente referidos por a. b 
e c. Complete o afloramento da camada e determine o gradiente do vale ao longo do talve-
gue. 
300 
1 
( o ) 
300 
( b) 
( e} 
34 Prática de geologia introdutória 
3.B) - A base de uma camada de arenito aflora em A, B e o topo em C e D. Defina o afloramento 
da camada. 
.. 
- - -300 - - ---
-~~~330~---
-~~~350-~~~~ 
3 0 o 300 600 
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Padrão de afloramento de camadas inclinadas 35 
3.C) - O topo de uma camada aflora rao pon to O indicado e sua espessura é de 15 m. Complete o 
seu afloramento. 
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o 
E 
o 
36 
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Prática de geo logia introdutória 
3.D) - Não é dada a escala . Um aren ito com 25m de espessura, descansa sobre um calcário de 75m 
de espessura. A base do arenito aflora em A, B e C. 
Complete o afloramento do areni to e do calcário. 
o 
Q o \() 
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.. 
.. 
Padrão de afloramento de camadas inclinadas 37 
3.El - Na área representada pelo mapa, foram executadas três sondagens verticais que at ingiram 
uma camada de carvão nas profundidades indicadas. Execute uma seção através de D na 
direção do mergulho verdadei ro , mostrando a posição dessa camada. 
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38 Prática de geologia introdutória 
3 . F) - Uma sondagem vertical em D revelou a seguinte sucessão de rochas: 
Aren ito 
Fàlhelho 
Siltito 
Folhelho grafitoso 
Conglomerado 
Calcário 
35 metros 
15 metros 
100 metros 
75 metros 
25 met ros 
125 metros 
Pede-se estabelecer 
1 :1 O Sul. 
o mapa geológico, considerando que o grad iente das camadas é de 
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Segundo ELUSON,S.P. Jr; 1958 
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Padrão de afloramento de camadas inclinadas 
3.G) - Construa uma seção geológica ao longo de A-8. 
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40 
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Prática de geologia introdutória 
3.H) - O reconhecimento da área do mapa revelou que as camadas são horizontais. Verificou-se 
também que o ponto A possuí cota de 950 metros. As litologías encontradas foram: 
No ponto A: Arenito 
No ponto B: Contato Arenito-Síltíto 
No ponto C: Contato Siltito-Marga 
No ponto D: Contato Marga-Argilito 
No ponto E: Contato Argilito-Calcário 
As curvas de nível são de 100 em 100 metros. Pede-se completar o mapa geológí co e fazer 
o perfil XY. 
~oundo C AC. VAAAJf:() , 1983 
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Padrão de aflo ramento de camadas inclinadas 41 
3.1) - Os pontos A e 8, e C e D são, respectivamen te, pontos de topo e base de uma camada de 
aren i to . Pede-se : 
Completar o afloramen to da camada. 
- Sua espessura estra ti grá íica . 
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Segundo C. A. C. VARAJAO , 1983 
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42 Prática de geologia introdutória 
3 .J) - Desenhe as seções geológicas X-Y relativas aos mapas a seguir. 
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43 
4 - DESCONTINUIDADES ESTRATIGRAF ICAS 
Rochas sedimentares têm sido depositadas em d iversos ambientes através da histó ria da 
Terra e estes sed imentos, quando preservados nos fornecem valiosas in formações relativas ao 
passado do nosso planeta. 
Estes registros, no entanto, nem sempre são completos e mesmo em esc::ala pequena é 
di fi'cil encontrar uma continuidade sed imentar perfeita, devido ao fato de que tais interrupções 
são muito freqüentes Na verdade, estes lapsos na sedimentação cobrem uma maior magni tude 
de tempo geológico do que o referente aos materiais existentes. 
Quando as rochas. si tuadas abaixo de uma superfície não estão em continuidade temporal 
e sedimentológica com rochas si t uadas acima daquela superfície, dizemos que tal feição caracteriza 
uma descontinuidade estratigrá fica. Esta noção relaciona-se com o estudo das relações existentes 
entre o conjunto de estratos superior e inferior à interrupção sedimentar. Sob este aspecto enqua-
dra·n ·se os conceitos de concordância e discordância (paral elismo e não paralelismo). atendendo 
sobretudo ao aspecto geométrico; destas relações aparecem os termos paraconformidade, discon-
formidade e discordância. 
Um outro aspecto da questão seria o estudo dos materiais eliminadospelas atividades 
erosivas. su rgindo então os termos lacuna, hiato, vazio erosional e d iastema. 
Tais termos serão defin idos a segu ir: 
Paraconformidade 
Segundo Dunba r e Rodgers (paraconformity , 1958) a paraconformidade é a desconti-
nuidade est ratigráfica em que se mantém o paralelismo entre os materiais inferiores e superiores, 
a superfície é como um plano de estratificação , sem que seja necessária a presença de erosão. 
O termo foi traduzido para o castelhano ( 1963) como discordância estratigráfica (fig. 4 2). 
PARACONFORMIDADE 
Segundo DUMBAR e RODGERS . 1958 
Fig. 4.2 - Paraconformidade 
44 Prát ica de geologia introdutória 
Disconform idade 
É a descontinuidade estratigráfica em que os materiais superiores e inferiores man tém 
um paralel ismo , mas a superfície de interrupção é uma superfície erosionada (disconformity, 
segundo Dunbar e Rodgers, 1958). Os estratos não sofrem nenhum movimento que altere a incl i-
nação original ânterior à descontinu idade. O termo foi t raduzido para o castelhano como discor-
dância erosional (1963) Fig. 4.3 . 
DISCON FORMIDADE 
Segundo DUMBAR e RODGERS , 1958 
Fig. 4.3 - Disconformidade 
Discordância 
Os conceitos de concordância e discordância têm sofrido m odificações desde que se 
definiram . Hutton (1795) foi o primeiro que usou o termo discordância (unconformity), referi n-
do -se. sob o aspecto geométrico. à falta de paralelismo entre formações superpostas . Posterior-
mente, desde o in ício do presente século, começou-se a relacionar o termo mais no sentido de 
desconti nuidade estratigráfica . sem que fosse imprescind ível a fa lta de paralel ismo. 
No presente cap ítu lo o termo discordância será apl icado no seu sentido ori ginal de 
descontinu idade estratigráfica em que os materia is que a del imitam não guardam paralelismo 
entre si. 
Durante o tempo que abrange a descont inuidade representada por uma d iscordân cia, 
tem que ter havido um movimento que deformou ou moveu os materiais já sedi mentados (an -
gular unconformity, segundo Dunbar e Rodgers. 1958) . As figuras 4 .4A e 4.48 mostram exem-
plos de discordâncias. A primei ra delas mostra materiais deformados que sofreram um processo 
erosivo que aplainou o relevo. A segunda most ra uma superfície q ue conservou restos deste relevo, 
que existiu antes do rein ício da sed imentação. O termo foi t raduzido para o castelhano como 
discordância angular (1963) Fig. 4.4 . 
. 4 - A -A. DI SCORDANClA - B. DISCOROANCIA COM PALEORELEVO 
Segundo DUMBAR e RODGERS • 1958 
Fig. 4.4 - A. Discordância - 8. Discordância com paleorelevo 
Descontinuidades estrat igráf icas 45 
Pode-se ainda inclu ir den1ro das discordâncias o concei to de incon formidade {noncon-
formíty, no sent ido de Dunbar e Rodgers, 1958), quando um con junto de materiais estratificados 
descansa sobre outros que não o são, sendo estes ígneos ou metamórficos. O termo foi traduzido 
para o castelhano como discordância litológica, ( 1963) Fig. 4.5. 
I NCON FOR MIDADE 
Segundo DUMBAR e ROOGERS , 1'958 
Fig. 4.5 - Inconformidade 
Lacuna, Hiato, Vazio Erosional , Diastema 
A ausência, por não sedi mentação de materiais que deveriam se encontrar entre a base e 
o topo de uma interrupção sedimentar denomina-se hiato; navendo erosão durante este mesmo 
lapso de tempo-;leva o nome de lacuna. Se no tempo transcorrido entre a interrupção da sedimen· 
tação e seu posterior reinício não houve nenhum outro fenômeno. a lacuna será equivalente ao 
hiato. 
O conceito de vazio erosi onal representa os materiais sed imen tados e posteriormente 
elim inados. O vaz io erosional se detecta por anál ise li tológica enquanto que a determinação do 
h iato se rea li za por técnicas cronoestratigráficas. 
A f igura 4 .1 representa estas possib ili dades. As formações X e Z delimitam respectiva-
mente a base e o topo da interrupção. O espaço E1 seria ocupado pela formação Y se ela houvesse 
sedimentado duran te o tempo ty, o que representaria em A o hiat o. Neste caso . a lacuna é igua l 
ao hiato . . 
O espaço E2 formou -se ao ser eliminado por erosão os materiais do topo da formação 
X, no tempo ty, e representa um vaz io erosional. Em B, durante o mesmo t empo que em A , estão 
os espaços E 1 e E2, exist indo a relação: Lacuna = Hiato + Vazio Erosional , donde se deduz que 
Lacuna ;;;, Hiato. 
No caso em que o tempo transcorrido durante a interrupção sed imentar seja relativa-
mente cu rto, e que o vaz io erosional seja igual a zero, a descon t inuidade recebe o nome de días-
tema. 
46 Prática de geologia introdutória 
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Fig. 4 . 1 - Conceito de hiato, lacuna e vazio erosional 
Critérios para reconhecimento de descon tinuidade estratig~áficc1s 
. 
Os principais critérios úteis para reco"lhecer a existência de descontinuidades estratigrá-
ficas podem ser agrupados em: litológicos, paleontológicos, estruturais e geomorfológicos. 
Critérios Litológicos 
Uma mudança brusca na lito logia pode signif icar uma descon tinuidade, porém deve-se 
ter o cuidado de observar se a mudança não é devida à mudanças bruscas no regime de sedimen-
tação, como por exemplo no caso dos turbiditos. 
O aparecimento de um conglomerado na base da unidade superior, assim como a presença 
de seixos pertencentes à unidade inferior, são ind icativos de existência de uma fase erosiva entre 
as unidades litológicas. 
A abundância de nódulos fosfatados e ma1ganesíferos podem indicar períodos sem 
sedimentação, assim como a presença de materiais de alteração t ais como lateritas e argilas de 
descalci f icação podem ser critérios li to lógicos de descontinuidadçS estrat igráf icas. 
Critérios Paleontológicos 
A existência, em dois estratos sucessivos de fósseis correspondentes a idades muito 
diferentes, é um critério de descontinuidade. Este critério é básico no caso das paraconformi-
dades pois, na maior parte das vezes,não existem sinais de outro t ipo. 
Critérios Estruturais 
A fal ta de pa ralelismo dos estratos em uma descontinuidade faz com que a mesma seja 
faci lmente identificável. 
A interrupção sistemática de falhas ao longo de urria mesma superfície, da mesma forma 
que a interrupção de diques sem que metamorfoseiem os estratos superiores, são indícios de 
descontinuidades. 
Descontinuidades estratigráf icas 47 
Critério Geomorfológicos 
O principal ind icador geomorfológico que marca uma interrupção sedimentar é a presença 
de superfícies de erosão formando paleorelevos. 
Outros Critérios 
Uma mudança brusca no grau de metamorfismo em ambos os lados de uma supert ície 
pode ser indicativo de uma descontinuidade estratigráfica. Também a determinação de idades 
absolutas constituem um valioso cri tério auxi liar, que permite não somente iden tificar as inter-
rupções sedimentares, mas em casos concretos, pode precisar a magnitude temporal da interrupção. 
48 Prática de geologia introdutória 
Exercício Resolvido 4.1- (Baseado em PLATT & CHALLINOR, 1974). 
I ARGIUTO 
2 CONGLOMERADO 
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4 ARENITO CONGLOMERÁTICO 
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CAMBRIANO N 
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Descontinuidades estratigráficas 49 
Na área indicada no mapa, há dois grupos de rochas separados por uma discordância, que 
é uma superfície plana e para a qual podem ser traçadas linhas de direção, como indicado. O mer· 
gulho é de 1 :20, 700 SE. 
A série superior consiste de aren itos e calcários e os planos das carnadns apresentam ames· 
ma direção e valor do mergulho que o da discordância. Além disso, a l inha de direção 210m da dis· 
cordância é coincidente com à inha de direção 240m para o topo do arenito, indicando que o úl· 
timo tem uma espessura de 30 metros. A espessura vertical do calcário não pode ser determinada, 
pois somente a sua base aflora na área, mas a camada atinge mais de 90 metros, como indicado na 
seção. 
A seqü@ncia inferior consiste de argilitos, conglomerados, fo lhelhos e arenitos. As linhas 
de direção lançadas para os planos que separam essas camadas mostram que o mergulho é de 1: 5 W. 
A espessura vertical do arenito não pode ser determinada, pois somente a sua base ocorre na área, 
mas a camada atinge espessura vertical superior a 90 metros, como indicado na seção. A linha de 
direção 210 metros para o topo do folhelho coincide com a linha de direção 90 metros para aba-
se. o valor da úl tima sendo de terminado traçando-se linhas de direção perpendiculares ao mergu-
lho, a intervalos de 130 metros a partir daquelas já definidas pelos afloramentos. A espessura verti· 
cal do folhelho é, portanto, de 120 metros. Da mesma forma, a espessura vertical do conglomerado 
é de 180 metros. A espessura vertical do argilito não pode ser determinada, pois somente o seu to· 
po ocorre na área. mas atinge uma espessura vertical superior a 60 metros. 
Preparação da Seção 
A seção é desenhada ao longo do bordo Norte do mapa. 
1 - Desenhe a seção topográfica projetando os pontos onde as curvas de n ível fazem in· 
terseção com a linha da seção nas alt itudes corresponden tes; 
2 - Desenhe o plano de descontinuidade, projetando, como antes, os pontos onde as li-
nhas de direção desse plano fazem interseção com a linha da seção; una os pontos projetados; 
3 - Da mesma forma, registre a base do calcário, projetando. corno antes. os pontos onde 
as l inhõs de dif'eção pai a e:,:,~ µlcmu í<:1 Ler11 interseça'o com a li nha da seçao; una os pontos projeta· 
dos; 
4 - Do mesmo modo, desenhe, um por um, os planos da seqüência inferior prolongando 
as linhas de direção através da seqüência suµerior até a linha da seção; após projetar os pontos de--
interseção. una os pontos projetados. 
Descrição 
a) - Sucessão 
Seqüência Superior (Carbon!fero): 
Calcário .. ....... .. . . . •• .. . •.•....... . 
Arenito .......... ..... ..... .......... . 
Seqüência Inferior (Cambriano): 
A renito ..... .. . .. .. • ................ .. 
Folhelho ....... ....... ... ............ . 
Conglomerado .. ... . .... .. ............ . 
Argilito ... . ....... ..... .. . . .. ..... . • . . 
b) - Estrutura 
Espessura Vertical 
90m (unidade mais nova) 
30m 
60m 
120m 
180m 
200m (unidade mais antiga) 
1 - As camadas da série superior (Carbonífero) mergulham 1 :20 E. 
2 - As camadas da série inferior (Cam briano) mergulham 1 :5 W. 
c) - Topografia e Relações com a Estrutura 
50 Prática de geologia introdutória 
O relevo mais alto (270m), situado ao Norte do maoa é constituído de calcário. Um vale. 
cujo talvegue tem rL1mo NW-SE, erodiu a série superior e irnplantou-se sobre a inferior. Da mesma 
forma. um vale tri bLJtário que posiciona-se de Norte a Sul, desenvolveu -se até a série inferior. 
d) - História Geológica 
1 - Deposição da série inferior em condições marinhas. do argilito oara arenito. 
2 - Soerguimento e basculame .. to do conjunto, seguidos de erosão. 
3 - Submersão e deposição da série superior, do arenito para calcário. 
4 - Soerguimento e basculamento do conjunto. seguido de erosão subaérea e desenvol· 
vimento da morfologia presente. 
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Descontinuidades estratigráficas 
Exerc ício Resolvido 4.2. - (Baseado em PLATT & CHALLINOR, 1974). 
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Sequência Inferior 
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1. Conglomerado 6- Argilito 
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2· Argilito 7- COlcório seg • Plott,J I, 1974 
3- Arenito 
4- Folhelho 
5- Arcós10 
51 
52 Prática de geologia introdutória 
Geralmente, é impossível seguir o afloramento do plano de uma camada por distâncias 
grandes. Freqüentemente, a área encontra-se coberta por vegetação e por vários tipos de depósitos 
superficiais, tais como aluviões, solos. etc., reduzindo, em conseqüência, o número de exposições. 
Não obstante, um número considerável de evidências pode ser obtido de exposições isoladas (leitos 
de rios, escarpas, pedreiras, poços. minerações, etc.) suficiente para construir-se um mapa geológico 
da área. Evidências complementares podem ser obtidas através de feições fisiográficas. 
O objetivo deste exercício é o de mostrar o método de construção de um mapa de uma 
região. Note-se que a fidelidade de um tal mapa depende do volume de evidências disponível e da 
c:Jmplexidade das estruturas. 
O problema consiste em completar o mapa geológico com base nas informações forneci· 
das. No mapa 4.2a um argilito faz conta to sucessivo sobre o arcósio, o folhelho e o arenito. indi· 
cando uma discordância na base do argilito. Para çompletar o mapa, será necessário primeiro defi· 
nir a linha de afloramento da discordância sobre toda a área e, para isso, é necessário determinar a 
direção e o mergulho da base do argilito. Duas linhas de direção podem ser traçadas para esta su· 
pertície: a linha de direção 150 metros na parte Oeste do mapa e a linha 120 metros no centro da 
área. A base do argilito, dessa forma, aflora nestes pontos e sua linha de afloramento é most rada 
no mapa 4.2b. Note-se que o contorno dos Vs dirige-se para a montante dos vales como tarr.'..-ém 
contorna o espigão do relevo a Este do Vale. Neste caso, a posição pode ser determinada, interpo· 
lando-se linhas de direção com intervalo de 15 metros. 
A partir do exame do afloramento do plano da camada, pode ser visto que. em cada caso, 
três linhas interceptam no mesmo ponto, ou seja, a curva de nível, a linha de di reção e o aflora· 
menta. Isso é o que sempre acontece, sendo impossível para o plano da camada interceptar qual· 
quer das outras duas linhas, exceto em seus pontos de interceptação. 
Da mesma forma, o plano da camada entre o argilito e o calcário pode ser mapeado, com 
base nas linhas de direção 1 50 e 180 metros. 
Para as camadas restantes, pode ser lançada uma linha de direção no contato entre o fo· 
I helho e o arcósio, na curva de nível de 60 metros e também em 120 metros, enquanto que, na 
cota 150 metros, ela tem que ser interpolada. O afloramento do plano da camada pode ser, então, 
completado como anteriormente. 
Semelhantemente para o plano da camada entre o folhelho e o arenito, podem ser traça· 
das linhas de direção nas curvas de nível com cotas de 60 e 120 metros. Para a cota 300 metros a 
linha de direção terá que ser interpolada, permitindo. então. o desenho dos afloramentos. 
Descontinuidades estratigráficas 53 
Exercícios propostos 
4 A) - Faça a seção ao longo das direções A-8 e C-D. Com base nas feições observadas. descreva a 
história geológica, estabelecendo as ordens dos eventos geológicos. 
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54 Prática de geologia introdutória ·~ 
""' 4.B) Faça uma seção geológica ao longo de A-8. Os valores ao longo da linha indicam cotas à su- w 
perfície do solo. Leve em conta o fato da seção não ser ortogonal à direção das camadas, na 
correção dos ;nergulhos aparentes. 
Segu ndo ELLISON, S. P Jr , 1958 
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Descontinuidades estratigráficas 55 
Não é dacla a esca la. Nos pontos A, B e C aflora urna camada de areni w; nos ooncos X. Y e 
Z aflora uma outra camada. de carvão. Complete o afloramenio das camadas. 
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56 Prática de geologia introdutória 
4 .D ) As f iguras abaixo são exemplos teóricos para a determinação de idades relat ivas pelas descon-
t inuidades. Organize as lit ologias em ordem decrescente de idades. 
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Segundo KARFUNKEL, 1985 
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Segundo KARFUNKEL, 1985 
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Descontínuídades estratigráfícas 57 
4.E) Como no exercícío anterior, determine as idades relativas, organizando as li tologias em ordem 
decrescente de idades. 
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Segundo Korfunkel , 1985 
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Segundo Korfunkel, 1985 
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58 Prática de geologia introdutória 
4.F) Determine as idades relativas e identi fique o erro presente no desenho. 
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Segundo KARFUNKEL, 1985 
2 3 
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4.G) Interprete o desenho e descreva a sua história geológica. 
Segundo KARFUNKEL, 1985 
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Descontinuidades estratigráficas 59 
4.H) - A figura abaixo é mais um exemplo teórico para a determinação da seqi:iência de idade re-
lativa pelas descontinuidades. Seqüencie as unidades em ordem decrescen te de idade. 
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Baseado em Fl/CK, QUADE, STACHE e WELMER, 1972. 
4 .1) - Nas f iguras abaixo, t ransfi ra a geologia dos cortes para os respectivos mapas topográficos. 
(Escala 1 20.000). 
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Prática de geologia introdutória 
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Descontinuidades estratigráficas 61 
4.Ll - Encont re o plano de descontinuidade e deduza a direção e o mergulho das duas séries de 
camadas. Desenhe uma SEção ao longo da direção NW-SE. Responda se a camada ele carvão 
poderia ser encontr.ada por furos de sondas nos pontos A, B e C e, se essa camada está pre-
sente, diga em que pro fundidade ela poderia ser encontrada. Caso ela esteja ausente nestes 
locais, explique. {origina,! de BENNISON, G.M., 1975) . 
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62 
5 - AS DOBRAS 
Dobras são ondu lacões nas camadas às quais se dá o nome de anticlinal ou de sinclinal. 
Uma an ticlinal (anti = oposto; clino = inclinação) é uma dobra, cujo centro é constitu ído porca-
madas mais antigas. As camadas mergulham sempre para os lados opostos da estrutura em arco 
(fig. 51) . Uma sinclinal (sin = junto; clino = incl inação) é uma dobra cujo centro é const ituído 
por camadas mais recentes. As :amadas mergulham para baixo, convergindo para a estru tura em 
arco (fig. 5.1). 
ANTICLINAL 
P LANO 
AXÍAL 
SINCUNAL 
1 
PLANO 
AXÍAL 
Fig. 5.1 - Seção esquemática de estratos dobrados (BENNISON, 1975). 
Podemos definir as seguintes partes de uma dobra, tomando-se como exemplo urna anti-
clinal simétrica, cu jo plano axial é vertical (fig. 5.2) : · 
- plano axial: é o plano de simetria de uma dobra; 
- charn_eira: é a interseção de uma camada com o plano axial de uma dobra. No exemplo, 
por se t ratar de urna dobra simétrica, o lugar geométrico da charneira se torna o seu ponto mais 
elevado. coincidindo com a Crista da dobra. Se o plano axial não fosse vertical, a charnei ra e a cris-
ta seriam distintas; 
- eixo da dobra: é a interseção do plano axial com um plano horizontal ; 
" - flancos de dobra : são as partes de uma dobra situadas de ambos os lados do plano axial ; 
- terminação periclinal: é a região onde termina a dobra, na direção do seu eixo; 
- pendente ou caimento dos flancos: é o §ngulo máximo que uma camada faz com o pla-
no horizonta l. É medido no plano perpendicular ao plano axial. 
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As dobras 
SEÇÃO OE UM PLANO 
TRANSVERSAL 
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Penont1d lnol 
SEÇÃO OE UM PLANO 
HORI ZONTAL 
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63 
Esquema das características de uma dobra anticlinal. a, b, e, d, e, ordem estratigráfica das camadas; 
P, mergulho (ângulo de mergulho) (AUBOUIN, 1968). 
1 64 Prática de geologia introdutória 
A fig. 5.3 mostra um esquema das caracter ísticas de uma dobra sincl inal. 
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SEÇÁO DE UM PLftNO 
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SEÇÃO OE UM PLANO 
HORIZONTAL 
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Fig. 5.3 - Esquema das características de uma dobra sinclinal. a, b, c, d, e, ordem estratigráficadas camadas; 
P, mergulho (ângulo de mergulho). (AUBOUIN, 1968). 
As dobras 65 
Urna dobra pode ser classificada em função de sua longi tude e de sua largura (fig. 5.4): 
- se a sua longitude é igJal ou superior a duas vezes a sua largura, se diz si mplesmente 
anticlinal ou sinclinal; 
- quando a sua longitude é compreendida entre a largura e o dobro desta, a dobra é de· 
nominada branquianticlinal ou braquissinclinal; 
- quando a longitude da dobra é aproximadamente igual à sua largura, ela recebe o nome 
de domo anticlinal ou cuvete sinclinal. 
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Fig. 5.4 - Se a camada aflorante no centro da dobra é mais 
antiga: A, anticlinal, B, braquianticlinal; C, domo. 
Se a camada aftorante no cent ro da dobra é mais recente : 
A , sinclinal; B, braquissincli nal; C, cuvete. 
O efeito da erosão em estratos dobrados é o de produzir afloramentos tais que a sucessão 
de camadas de um flanco é repet ida. todavia em ordem inversa do outro flanco. Em uma anticlinal 
erodida as camadas mais velhas a11oram no centro da estrutura e, à medida que nos deslocamos 
para fora da estrutura, sucessivamente camadas .mais novas são encontradas ( Fig. 5.5a). Em uma 
sinclinal erodida, contrariamente, as camadas mais novas afloram no centro da estrutura, com ca-
madas sucessivamente mais velhas aflorando em ambos os lados ( Fig. 5.5b). 
Fig. 5.5 - a) - Bloco-diagrama de urr.a anticlinal simétrica (dobramento normal); 
b) - Bloco-diagrama de urr.a sinclinal simétrica (dobramento normal). 
(BENNISON, 1975). 
Dobras assimétricas 
Em muitos casos. as deformações resultantes dos esforços na crosta terrestre produzem 
dobramentos de tat forma que as dobras não são simétricas. como as descritas anteriormente. Se 
as camadas de um dos flancos mer,iufham mais acentuadamente que as camadas do outro flanco, 
a dobra é assimétrica. As diferenças de mergulho, em ambos os flancos, irão refletir na largura dos 
afloramentos, que serão mais estreitos no caso das camadas do flanco com maior mergulho {Fig. 
5.6). 
Nesse caso, o plano axial que secciona a dobra não é mais vertical, mas inclinado e a dobra 
é denominada dobra inclinada. 
66 Prática de geologia introdutória 
Seg. Bennison, G.M., 1975. 
Fig. 5.6 - Bloco-diagrama de uma sinclinal assimétrica (dobra inclinada). (BENNISON, 1975). 
Dobras invertidas 
Se a assimetria da dobra é tão grande que ambos os flancos mergulham na mesma direção 
(embora com diferentes ângulos) isto é, o flanco com maior mergulho foi de tal forma deslocado 
além do plano vertical que apresenta um mergulho invertido. a dobra é denominada inversa (Fig. 
5.7). As camadas do flanco coin o mergulho invertido, deve ser notado. apresentam-se de cabeça 
para baixo, isto é. invertidas. 
Fig. 5.1 - Bloco-diagrama de uma dobra invertida. (BENNISON, 1975). 
Fig. 5.8 - Bloco-diagrama de um dobramento isoclinal; caso especial de inversão em que os flancos da dobra são 
sub-paralelos. (BENNISON, 1975). 
Dobramento isoclinal 
Dobramento isoclinal é um caso especial de dobramento inverso em que os flancos de 
uma dobra mergulham na mesma direção com o mesmo ângulo (isos = igual; clino = inclinação), 
como o termo sugere ( Fig. 5.8) . Os planos axiais de uma série dessas dobras apresentar-se-ão apro· 
ximadamente paralelos em uma área restrita, mas em uma área que se estenda por vários quilôme-
tros (maior que a representada em um mapa-exerc ício) podem ser vistos como que formando um 
leque. 
Podemos definir, ainda, sob o aspecto geométrico, os seguintes dobramentos (Fig. 5.9 a 
(Fig. 5.12): 
- Dobramento monoclinal: são camadas originalmente horizontais que assumem um 
mergulho repentino, podendo voltar à horizontalidade dos estratos (Fig. 5.9); 
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As dobras 
67 
- Dobramento homoclinãl: são camadas que mergulham em uma única direção, com 
mergulhos aproximadamente iguais. Regionalmente, muitos homoclinais são flancos de dobras 
(Fig. 5.10); 
- Terraço estrutural: geralmente, são camadas mergulhan tes que assumem localmente 
uma posição horizontal (Fig. 5.11}; 
- Dobra em leque: são dobras nas quais os dois flancos se acham invertidos (Fig. 5.12). 
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Fig. 5.9 - Dobramento monoclinal. Fig. 5.10 - Dobramento Homoclinal. 
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Fig. 5.11 - Terraço estrutural. Fig. 5.12 - Dobra em leque. 
Dobramento similar e concêntrico 
Esta é uma classificação que se baseia nas relações entre as superfícies dobradas. A forma 
com que as camadas reagem ao 93forço depende da constituição do material, assim como do nível 
da crosta em que as rochas se encontram. Rochas competentes como calcários e arenitos não esti-
cam ou alongam sob tensão, nem se comprimem sob forças compressivas, mas podem dar origem 
a fraturamento e rompimen to, enquanto que rochas incompetentes como folhelhos e argili tos po-
dem ser comprimidas e estiradas muito mais intensamente. Assim, em urna seqüência alternada de 
arenitos e folhelhos. os arenitos rompem-se e fraturam-se. enquanto os folhelhos comprimem-se 
nos espaços disponíveis. 
Dobras concêntricas 
São dobramentos em que o raio de curvatura decresce no sentido do núcleo da dobra, 
mantendo uma espessura mais ou menos constante. Dois mecanismos são possíveis: as camadas 
mais externas da dobra podem ser estiradas, enquanto as internas comprimem-se; ou as camadas do 
lado externo podem desli zar sobre a superffcie das camadas mais internas. Em .virtude da constân· 
eia de sua espessura tais dobras sã::i designadas dobras isópacas (igual espessura) ( Fig. 5.13 e 5. 14a) . 
68 Prática de geologia introdutória 
ESTRATOS NÃO OOBRADOS 
ESTIRAMENlO DAS CAMA.. 
DAS ( COMPRESSÃO NA 
PARTE CÔNCAVA DO ARCO) 
DESLIZAMENTO 
DAS CAMADAS 
Fig. 5.13 - Comportamento das camadas sob dobramento (BENNISON, 1975). 
Dobras similares 
São aquelas nas quais há um adelgaçamento das camadas nos flancos e um espessamento 
na região axial. As camadas sucessivas dobradas mantêm-se aproximadamente com a mesma for-
ma. Em decorrência da variação de espessura. tais dobras são denominadas dobras anisópacas. Os 
principais fa tores que atuam na formação dessas dobras são o grau de plasticidade do material e 
suas conseqüentes respostas aos esforços atuantes e às temperaturas envolvidas ( Fig. 5.14b). 
b 
DOBRAMENTO CONCENTR!CO SIMILAR 
Fig. 5. 14 - Forma de dobramen to concêntrico e similar em seção (BENNISON, 1975). 
Dois tipos possíveis de direções 
Uma linha de direção é registrada pela união de pontos em que uma superfície geológica 
(ou plano de camada) encontra-se, à mesma altura. Por definição, esta superfície está à mesma 
altura ao longo de toda linha de direção. Evidentemente, se unirmos os pontos X e Y (Fig. 5.1 5) 
estaremos construindo linhas de direção para os planos de direção mostrados, pois não somente 
os pontos X e Y encontram-se à mesma al tura. mas o plano da camada está à mesma altura ao lon-
go da linha XY. Se, entretanto, unirmos os pontos W e X, embora estejam à mesma altura, não es-
taremos definindo u ma linha de direção, pois o plano da camada não se encontra à mesma altura 
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As dobras 69 
. ao longo da linha WX; encontra-se dobrado em sinclinal. Assim se ten tarmos desenhar uma linha 
de direção padrão, devemos olhar para a direção correta, aproximadamente em ângulo re to à nossa 
primeira tentativa. Deve ser observado que é necessário proceder-se a tentativas de visualização 
da estru cu ra . 
Qual é o teste para verificarmos se fo i encontrada a linha de direção correta? Nos mapas 
re lativamente simples. as linhas de direção deverão ser paralelas e igualmente espaçadas (pelo me-
nos para cada flanco de estrutura dobrada}_ Além disso, o cálculo das espessu ras verdadei ras de 
urna camada. em determinados pon:os, deverão fornecer o mesmo valor. 
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Fig. 5.15 - Bloco·diagrama, mostrando