Relatório Final - Geologia

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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO 
UNIVERSIDADE FEDERAL DOS VALES DO JEQUITINHONHA E MUCURI 
TEÓFILO OTONI – MINAS GERAIS 
BACHARELADO EM CIÊNCIA E TECNOLOGIA 
www.ufvjm.edu.br 
 
 ANA LÍVIA MAGALHÃES 
DÁFILE ALVES PEIXOTO 
IAGO AMARAL OTTONI 
ISLANE SANTOS 
JULIANA GARDONI ARAUJO 
LOHANNY ARAGÃO VIANA 
SÂMILA MÁRCIA GOMES FERREIRA 
 
 
 
 
 
 
RELATÓRIO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
TEÓFILO OTONI 
2014 
 
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ANA LÍVIA MAGALHÃES 
DÁFILE ALVES PEIXOTO 
IAGO AMARAL OTTONI 
ISLANE SANTOS 
JULIANA GARDONI ARAUJO 
LOHANNY ARAGÃO VIANA 
SÂMILA MÁRCIA GOMES FERREIRA 
 
 
 
 
 
 
RELATÓRIO 
 
 
 
Relatório apresentado à disciplina 
de Geologia, ministrada pelo Prof. 
Caio Mário Leal Ferraz no curso de 
Bacharelado em Ciência e Tecnologia 
da Universidade Federal dos Vales do 
Jequitinhonha e Mucuri. 
 
 
 
 
 
 
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2014 
 
 
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SUMÁRIO 
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................. 03 
1.1 TEMA/PROBLEMA ................................................................................... 03 
1.2 LOCALIZAÇÃO ......................................................................................... 03 
1.3 OBJETIVO ................................................................................................. 04 
2. METODOLOGIA .......................................................................................... 04 
3. CARACTERIZAÇÃO GERAL ...................................................................... 05 
3.1 CLIMA ........................................................................................................ 05 
3.2 SOLOS....................................................................................................... 05 
3.3 GEOMORFOLOGIA .................................................................................. 07 
3.4 GEOLOGIA ................................................................................................ 08 
3.4.1 LITOLOGIA ............................................................................................. 08 
3.4.2 ESTRUTURA .......................................................................................... 10 
4. REFERÊNCIAL TEÓRICO .......................................................................... 11 
4.1 TECTÔNICA GLOBAL .............................................................................. 11 
4.1.1 COLISÕES ENTRE PLACAS TECTÔNICAS .......................................... 13 
4.1.2 MARGENS CONTINENTAIS .................................................................. 14 
4.2 NEOTECTÔNICA ...................................................................................... 15 
4.3 ROCHAS .................................................................................................... 16 
4.4 MODELOS MORFOGENÉTICOS .............................................................. 16 
4.4.1 O MODELO DE W.M. DAVIS .................................................................. 17 
4.4.2 O MODELO DE LESTER C. KING .......................................................... 17 
4.4.3 O MODELO DE THOMAS E SUMMERFIELD ........................................ 17 
5. EVOLUÇÃO DA ÁREA INVESTIGADA ...................................................... 19 
5.1 GEOLÓGICA ............................................................................................. 19 
5.2 GEOMORFOLÓGICA ................................................................................ 26 
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS ......................................................................... 31 
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................ 32 
 
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1. INTRODUÇÃO 
1.1 TEMA/PROBLEMA 
O estudo da geologia é de grande importância para inúmeras áreas do 
conhecimento, incluindo várias vertentes da engenharia. Pelos resultados 
obtidos por análises geológicas, o engenheiro civil, por exemplo, analisa o solo, 
as fontes hidrográficas, o clima e vários outros fatores que vão influenciar em 
diversas construções. 
No percurso a ser estudado nota-se a diversidade do relevo da região, 
bem como os diferentes tipos de rochas, depressões e elevações causadas 
pela dinâmica terrestre no nordeste de Minas Gerais e Sul da Bahia. 
 
1.2 LOCALIZAÇÃO 
A região de estudo do trabalho de campo está localizada entre o 
nordeste de Minas Gerais até o Sul da Bahia, saindo do município de Teófilo 
Otoni, passando por Carlos Chagas, Nanuque, Posto da Mata, localizados na 
BR-418 e Prado na BA-001, destino final do percurso. 
 
 
 
Fig. 01: Roteiro da área investigada. Fonte: GOOGLE MAPAS, 2014. 
 
 
 
 
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1.3 OBJETIVO 
O presente relatório tem como objetivo a análise e compreensão da 
geologia e geomorfologia da área investigada, baseadas no trabalho de campo. 
Além disso, foi necessária a observação das evidências de tectônicas de 
placas e neotectônicas. 
 
2. METODOLOGIA 
Em primeiro momento foi realizado um levantamento bibliográfico e 
mapeamentos geológicos acerca da área a ser estudada na viagem de campo, 
em forma de pré-relatório. No dia 07 de julho de 2014 se deu início a viagem, 
tendo como ponto inicial a cidade de Teófilo Otoni localizada no estado de 
Minas Gerais com destino a Prado situada no estado da Bahia. No percurso 
análises de distintas áreas puderam ser realizadas, para que assim aspectos 
como geologia, litologia e geomorfologia pudessem ser observados. 
As áreas analisadas foram a Serra da Farinha, próxima a Teófilo Otoni, 
proximidades de Pedro Versiani, Pedra da Boca (Caladão), proximidades de 
Carlos Chagas e nas imediações da divisa entre os estados de Minas Gerais e 
Bahia. Pôde ser analisadas questões como relevo, tipos de rochas bem como 
as formações as quais elas pertencem. Todas essas realizadas no primeiro dia 
da viagem. 
No segundo dia já nas redondezas de Prado-BA também foram 
observadas as alterações no relevo, a presença de falésias “mortas”, falésias 
“vivas” (muito mais recentes), e as consequências da ação neotectônica da 
área. 
Para a realização dessas análises foram utilizados materiais como lupa, 
martelo, câmera fotográfica, sacos plásticos para coleta das amostras e mapas 
geológicos da região. 
 
 
 
 
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3. CARACTERIZAÇÃO GERAL 
3.1 CLIMA 
Segundo Machado (1998) pode-se dizer, que na região sudeste, região 
do estado de Minas Gerais, existe uma grande diversidade climática. Isso 
acontece, pelo fato de ser cortado pelo trópico de Capricórnio, por seu sistema 
de circulação, e por sua topografia. Já a região nordeste, região do estado da 
Bahia, apresenta um clima bastante complexo distribuídoem quatro sistemas 
de circulação: Norte, Sul, Leste e Oeste. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 02 – Climas: NE de Minas Gerais e S da Bahia (adaptado). Fonte: IBGE, 2002 
Os climas encontrados nestas regiões são listados da seguinte forma: 
 Semiúmido com 4 a 5 meses secos podendo ser quente ou subquente; 
 Semiárido com 6 a 8 meses secos; 
 Semiárido com 6 a 8 meses secos; 
 Úmido com 1 a 3 meses secos podendo ser quente ou subquente e; 
 Superúmido sem seca ou subseca, sendo este encontrado apenas no litoral 
baiano. 
3.2 SOLOS 
Primeiramente, é necessária a compreensão do que é um solo: 
composto basicamente de água, ar, matéria orgânica e parte mineral. É 
formado através de uma rocha, passa por uma transformação até chegar a um 
material mais macio. A área investigada tem como ponto de partida Teófilo 
Otoni e vai até o Grupo Barreiras no Prado (Fig. 3) e será possível reconhecer 
 
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os tipos de solos, os quais foram selecionados a partir de pesquisas referentes 
à tipologia dos mesmos. 
 
 
Fig. 03 - Mapa de Solos do Estado de Minas Gerais (adaptado). Fonte: CETEC et al. 2007. 
 
 
Baseado no mapa (Fig. 3) pode-se observar a presença desses tipos de solos 
na área estudada: 
 LVAd15 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO distrófico típico A 
moderado textura argilosa + ARGISSOLO VERMELHO-AMARELO distrófico 
típico A moderado textura média/argilosa; ambos fase floresta 
subperenifólia, relevo suave ondulado e ondulado e forte ondulado 
 PVAe13 – ARGISSOLO VERMELHO-AMARELO eutrófico típico A 
moderado textura média/argilosa, cascalhento + CAMBISSOLO HÁPLICO 
eutrófico típico e léptico A moderado/chernozêmico textura argilosa, 
pedregos; ambos fase floresta subcaducifólia, relevo suave ondulado e 
ondulado. 
 AR1 – AFLORAMENTO ROCHOSO. 
 AR2 – AFLORAMENTO ROCHOSO + ARGISSOLO VERMELHO-
AMARELO típico textura média/argilosa A moderado + LATOSSOLO 
VERMELHO-AMARELO típicos moderado/proeminente, textura argilosa; 
todos fase floresta subperenifólia, relevo ondulado e montanhoso. 
 
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Fig. 04 – Mapa de Solos SE Bahia. Fonte: Landau (2001) modificado Santana & Filho (2002). 
Já no mapa do Sudeste da Bahia (Fig. 4), observa-se que o solo 
predominante no trajeto é o tipo Agrissolo. 
"Nesses solos, os quais apresentam, de maneira geral, teores elevados de 
argila, observa-se uma forte interação entre a matéria orgânica e os minerais 
dessa fração (especialmente os oxidróxidos de Fe e Al), resultando na elevada 
estabilidade da humina" (Ademir Fontana, 2009, Oades, 1988; Greenland et al., 
1992; Zech et al., 1997). 
De acordo com Ferraz (2006), pode encontrar outros tipos de solo como 
Cambissolos, Luvossolos e Nitossolos, mesmo com um relevo dissecado. 
 
3.3 GEOMORFOLOGIA 
Segundo Ferraz (2006), a área de estudo está localizada no nordeste do 
Estado de Minas Gerais, e no extremo sul da Bahia. Tendo como base o Mapa 
de Unidades de Relevo do Brasil (IBGE, 1993), a área analisada apresenta 4 
principais unidades de relevo, sendo elas: Planícies Flúvio – Marinhas, 
Tabuleiros Costeiros, Patamares e Planaltos. 
Sobre as Planícies Flúvio – Marinhas, que estão localizadas no extremo 
leste da área, podemos encontrá-las estendidas por toda região litorânea, com 
 
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características de uma enorme diversidade de paisagens, onde se acumulam 
sedimentos eólicos, fluviais e marinhos (FERRAZ, 2006, 55). 
Os chamados Tabuleiros Costeiros possuem uma morfologia plana ou 
um pouco irregular, interrompidos por lagos de fundo chato, por vezes 
profundos e largos. Sua continuidade no interior dos continentes pode ser 
interrompida gradualmente dando lugar a morfologias caracterizadas por 
intensa dissecação fluvial ou ser rapidamente descontinuo por relevos 
vigorosos que configuram cristais e serras (FERRAZ, 2006, 55). 
 Os patamares – Patamares do Jequitinhonha/Prado – tem seu relevo 
caracterizado por uma morfologia dissecada, de altitude intermediária entre os 
planaltos e os tabuleiros, se apresenta rampeado em direção ao litoral. É 
comum a ocorrência de linhas de cristas e pontões formados por rochas 
aflorantes do embasamento (FERRAZ, 2006, 56). 
Os planaltos se estendem de uma forma grosseira, com uma larga faixa 
de direção NE, configurando uma forma extremamente dissecada. Tal 
morfologia é moldada sobre diferentes rochas arqueano-proterozóicas, que são 
extremamente falhadas, isso ocorre devido aos eventos tectônicos que 
afetaram a área (FERRAZ, 2006, 56). 
3.4 GEOLOGIA 
3.4.1 LITOLOGIA 
Utilizando a carta Geológica do Brasil ao milionésimo, folha SE24 – Rio 
Doce CPRM (2004), pode-se listar as estruturas litológicas entre Teófilo Otoni e 
Prado, passando pela BR-418. 
 
 
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Fig. 05: Mapa Geológico da região do trajeto de Teófilo Otoni – Prado (adaptado). Fonte: 
CPRM,2004. 
 
Legenda com o nome e os principais litotipos: 
 
Com a visualização dos mapas litológicos é possível identificar a 
presença de rochas da classe Metamórfica, Ígnea e Sedimentar. 
Unidades pré-cambrianas, em maioria proterozóicas, representadas por 
rochas de médio a alto grau de metamorfismo e intrusões graníticas sin a tardi-
tectônicas, se destacam em meio às diversas litologias apresentadas no 
arcabouço geológico configurado pela área investigada (FERRAZ, 2006). 
 
Além destas litologias, ocorrem sedimentos do Grupo Barreiras - 
Bigarella e Andrade (1964); Arai (2005), Ferraz et al. (2005) - na fachada 
sublitorânea, e coberturas pliocênicas, reconhecidas como Formação São 
 
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Domingos (SAADI e PEDROROSA-SOARES, 1990), no topo de chapadas 
existentes do planalto Jequitinhonha. 
3.4.2 ESTRUTURA 
Existem lineamentos organizados em duas direções principais, com 
predominância da direção NE, presentes de maneira generalizada em toda a 
área, e secundária a direção NW, mais expansivos nas porções centrais e 
leste, não se restringindo apenas a essas regiões. Na divisão das bacias do 
Jequitinhonha e Doce, importantes lineamentos de direção aproximadamente 
leste-oeste, com flexões para NE ou NW, concentram-se na porção SW da 
área (FERRAZ, 2006). 
Os lineamentos NE: De acordo com Schobbenhaus (1984, apud 
FERRAZ, 2006) na porção ocidental da área na borda leste da Serra do 
Espinhaço, drenada pelos cursos d’água que fazem parte da Bacia do 
Jequitinhonha, grandes falhamentos de empurrões afetam, 
predominantemente, rochas do Supergrupo Espinhaço, Grupo de Macaúbas e 
granitoides do Preterozóico Superior. 
Schobbenhaus & Campos (1984, apud FERRAZ, 2006) ressalta que se 
tratando da área investiga, deformações oriundas do Evento Brasiliano deram 
origem a faixa de Dobramentos Araçuaí, que é uma faixa adjacente às bordas 
sul e sudeste do Cráton São Franciscoem forma de arco com concavidade 
voltada para SE, estas estruturas afetam principalmente rochas dos grupos 
Macaúbas e Supergrupo Espinhaço. 
Extensos falhamentos caracterizam a porção paralelamente a leste 
dessas estruturas, visto que afeta a área intensamente através de falhas de 
diração NE. Já a oeste das referidas falhas, o contato entre as litologias do 
Supergrupo Espinhaço e granitoides proterozóicos, sendo as primeiras 
intensamente afetadas por falhas de direções diversas, é demarcado por outros 
extensos falhamentos de empurrão (FERRAZ, 2006). 
 
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Os lineamentos NW: Lineamentos de direção NW, através de pequenos 
falhamentos perpendiculares àqueles predominantes, exercem importância na 
bacia do Rio Araçuaí, na porção noroeste da área em pesquisa. Outros feixes 
de falhas no centro-sul da área de estudo exibem-se, dando a impressão de 
que as feições citadas anteriormente estão se prolongando para sudeste 
(FERRAZ, 2006). 
Tais direções estruturais adquirem maior relevância no centro da área 
investigada, devido à densidade de ocorrência de falhas de direção NW. Se 
comparar os lineamentos localizados a oeste, os do tipo NW demonstram 
densidade e extensão muito maiores na fachada sublitorânea (FERRAZ, 2006). 
Exibindo o maior número de sua ocorrência e forte controle sobre a 
drenagem, os lineamentos NW apresentam-se como grandes falhamentos nos 
médios e baixos cursos do Rio Mucuri, alto curso do Rio Alcobaça e, mesmo 
onde as coberturas do Grupo Barreiras estão presentes, no médio curso do Rio 
Jucuruçu (FERRAZ, 2006). 
4. REFERÊNCIAL TEÓRICO 
4.1 TECTÔNICA GLOBAL 
A teoria da tectônica de placas, de que a Terra esta dividida em grandes 
placas, onde ocorre colisão entre elas, resultando em vulcanismo, terremotos e 
formação de cadeias de montanhas, mudou o jeito dos Geocientistas, 
pensarem sobre a Terra. Essa teoria seria uma combinação da teoria da Deriva 
Continental e da Expansão do Assoalho Oceânico (TEIXEIRA, 2000). 
Segundo Teixeira (2000), existe um limite entre essas placas que são 
divididos em: 
 Limites Divergentes: Forma-se uma nova crosta oceânica, com o 
afastamento das placas tectônicas. São marcados pelas dorsais meso-
oceânica. 
 
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 Limites Convergentes: Choque entre as placas tectônicas. A placa mais 
densa afunda e a menos densa se sobrepõe sobre esta. Originando uma 
fossa oceânica, formação de dobramentos, ou seja, consequentemente 
formação de montanhas. 
 Limites Conservativos: Deslizamento lateral uma em relação à outra. Não 
ocorre choque, destruição, ou geração de crostas. Forma-se uma alteração 
superficial ou descontinuidade no relevo. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 06: Limites de placas Divergente, Convergente e Conservativo. Fonte: IFPA, Curso 
Técnico em Mineração Geologia Geral. 
Nesses limites de placas, é onde se concentra a mais intensa atividade 
vulcânica e os terremotos. Na distribuição dessas zonas sísmicas, a maior 
parte dos terremotos tem origem no bordo das placas, outras atividades 
geológicas também ocorrem no interior das placas tectônicas, mas com uma 
intensidade bem menor. 
Sabem-se quais as forças que movem as placas tectônicas, sem saber 
como é esse processo. A astenosfera se movendo, logo a litosfera será 
movida, e a litosfera possui uma energia que vem de dentro da Terra, 
chegando por correntes no manto superior. De acordo com Teixeira (2000), 
para muitos cientistas, essas correntes que chegam ao manto não são 
suficientes para movimentar as placas, mas são um dos fatores que juntamente 
com outros produzem essa movimentação. 
 
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A velocidade desses movimentos está relacionada à quantidade de 
crosta presente nas placas. Essa medida de velocidade nas placas litosféricas, 
geralmente é relativa e a velocidade absoluta pode se determinar com os 
“Hot Spots”. Esses pontos registram atividades no magma, e deixam marcas 
que incluem vulcões, dando origem a ilhas vulcânicas, platôs meso-oceanicos 
e cordilheiras submarinhas. Quando uma placa se movimenta sobre esse 
ponto, deixa rastros e esse rastro no Hot Spot quando datado por radiometria 
permite calcular a velocidade de movimentação das placas. 
4.1.1 COLISÕES ENTRE PLACAS TECTÔNICAS 
A movimentação das placas tectônicas, e seus limites convergentes 
geram colisões. Esse choque pode ser de três tipos: 
 Convergência oceânica-oceânica: Ao se chocarem a placa mais densa, 
mergulha em direção ao manto, resultando nessas áreas uma grande fossa 
oceânica. Com atividade sísmica na zona de subducção. São zonas de 
terremotos intensos e vulcanismo. 
 Convergência continental-oceânica: A placa oceânica por ser mais densa do 
que a continental, se projeta por debaixo, produzindo forte atividade sísmica. 
Resultando em fossas, e grandes cordilheiras de montanhas. 
 Convergência continental-continental: Esse tipo de colisão, não resulta tanto 
em vulcanismo, mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais. 
Apresenta forte atividade sísmica, gerando formações de cadeias de 
montanhas, zonas de subducção, cavalgamento e dobramentos. 
 
 
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 Fig. 07: Processos colisionais envolvendo: a) crosta oceânica com crosta oceânica; b) 
crosta continental com crosta oceânica; c) crosta continental com crosta continental (os traços 
representam rupturas). Fonte: Teixeira, 2000. 
 
4.1.2 MARGENS CONTINENTAIS 
Os continentes fragmentados se juntarão periodicamente, como 
consequência da movimentação das placas tectônicas. Nesse contexto pode-
se reconhecer dois tipos de margens continentais: 
 Margens Continentais Ativas: Estão localizadas em zonas de subducção, 
com intensa atividade tectônica, importantes para a formação de 
cordilheiras. Como exemplo a Costa do Pacífico na América do Sul. 
 Margens Continentais Passivas: Encontradas nos limites divergentes das 
placas, não sofrendo atividade tectônica. Sofre processo de rifteamento, pois 
se desenvolve durante a formação de novas bacias oceânicas na 
fragmentação de continentes. Como exemplo o Oceano Atlântico, onde as 
costas leste da América do Sul e da África constituem as margens 
continentais passivas. 
 
 
 
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4.2 NEOTECTÔNICA 
O termo “Neotectônica” foi usado pela primeira vez pelo geólogo 
OBRUCHEV (1948), e foi criado para definir os movimentos da crosta terrestre 
que se instalaram durante o Terciário Superior e o Quaternário com grande 
influência na formação da topografia contemporânea. Ele sugeriu então uma 
classificação: os Movimentos Alpinos (Cretáceo até hoje), os Movimentos 
Recentes (Plioceno até hoje) e os Movimentos Modernos (desenvolvidos 
atualmente). Já Wegman, em 1955, introduziu um termo para definir os 
movimentos muito recentes, “tectônica viva”. Mais tarde, em 1980, Jain 
consideroumovimentos que ocorreram nos últimos seis mil anos como 
contemporâneos, e os classificou como jovens (ocorridos no Holoceno) e 
novíssimos (atuais) (SALAMUNI, 1998). 
Segundo Salamuni (1998) muitas outras classificações foram criadas, 
sendo as mais aceitas aquelas que faziam uma conexão com o termo 
Neotectônica e Tectônica de Placas, assim utilizando um conceito de Mörner 
(1978 apud MÖRNER, 1989), a INQUA (Comissão Internacional de Estudos do 
Quaternário) buscou uma definição para Neotectônica: 
Quaisquer movimentos ou deformações ao nível 
geodésico de referência, seus mecanismos, sua origem 
geológica, suas implicações para vários propósitos práticos e 
suas extrapolações futuras. Os movimentos neotectônicos 
englobam o acervo de deformações rúptil ou dúctil de um 
período Neotectônico. 
Para Pavlides (1989 apud SAADI, 1993) o inicio do período neotectônico 
depende das características de cada ambiente. Assim, a INQUA postulou a não 
fixação de limites temporais, considerando como movimentos neotectônicos os 
“instantâneos” ou sísmicos até aqueles que ultrapassam os 10 milhões de 
anos. Salamuni (1998) acredita que a neotectônica corresponde ao estudo dos 
movimentos que ocorreram no passado e continuam ocorrendo até os dias de 
hoje, sem um limite inferior definido. Segundo Hasui (1990), muitos fatores 
podem indicar atividades neotectônicas e os principais a serem destacados 
 
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são: As falhas; Os processos morfogenéticos; As áreas de sedimentação e 
erosão; A sismicidade (SALAMUNI, 1998). 
 
4.3 ROCHAS 
Segundo Teixeira (2000), para classificar as rochas suas características 
devem ser semelhantes, onde a classificação genética se sobressai sobre as 
demais. Sob este aspecto, as rochas se dividem em três grandes grupos: 
Ígneas: Matéria mineral fundida a partir de grandes temperaturas. 
Quando há o resfriamento do material rochoso, denominado de magma, 
origina-se as rochas ígneas. De acordo com o local em que há uma 
permanência, as rochas ígneas se formam de dois tipos principais: rochas 
Extrusivas e rochas Intrusivas. 
Sedimentares: Quando temos uma alteração ou destruição de qualquer 
rocha da superfície, são formadas as rochas sedimentares. Esses processos 
geológicos formam um Ciclo Sedimentar, que envolve a alteração e destruição 
de rochas expostas à superfície, o transporte dos materiais resultantes e a 
transformação em rochas sedimentares. 
Metamórficas: São rochas em estado sólido, que se transformam com 
atuação do metamorfismo. Os processos de pressão e temperaturas diferentes 
das condições em que foram formadas resultam em alterações dessas rochas, 
do tipo mudança na estrutura, na textura, composição de minerais ou mesmo 
química. E é esta adaptação que dá origem aos diferentes tipos de rochas 
metamórficas. 
4.4 MODELOS MORFOGENÉTICOS 
Objetivando o entendimento do processo histórico do pensamento 
geomorfológico, apresentam-se três dos principais modelos que contribuíam 
para a compreensão do processo evolutivo do relevo. 
 
 
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4.4.1 - O MODELO DE W.M. DAVIS: EVOLUÇÃO POLICÍCLICA E 
TECTÔNICA DESCONTÍNUA: 
Segundo Casseti (2005), o sistema de W.M Davis (1889), sugere que o 
processo de denudação inicia-se a partir de uma rápida emersão da massa 
continental. Diante do elevado gradiente produzido pelo soerguimento em 
relação ao nível de base geral, o sistema fluvial produz forte entalhamento dos 
talvegues, originando verdadeiros canyons, que caracterizam o estado 
antropomórfico denominado de juventude. A ideia mais importante é a de que 
os rios não podem erodir abaixo do seu nível de base (Fig. 08). 
4.4.2 - O MODELO DE LESTER C. KING: 
 Com base em Casseti (2005), essa teoria procura restabelecer o 
conceito de estabilidade tectônica considerado por Davis, mas admite o 
ajustamento por compensação isostática e considera o recuo paralelo das 
vertentes (wearing-back ) como forma de evolução morfológica, de acordo com 
proposta de Penck (1924). 
O recuo acontece a partir de determinado nível de base, 
iniciado pelo nível de base geral, correspondente ao oceano. O 
material resultante da erosão decorrente do recuo promove o 
entalhamento das áreas depressionárias, originando os 
denominados pedimentos. A evolução do recuo por um período 
de tempo de relativa estabilidade tectônica permitiria o 
desenvolvimento de extensos pediplanos, razão pela qual a 
referida teoria ficou conhecida como pediplanação . Portanto, 
enquanto Davis chamava as grandes extensões 
horizontalizadas na senilidade de “peneplanos”, King (1955) as 
considerava como “pediplanos”, com formas residuais 
denominadas inselberg, mostrados na Fig. 09 (CASSETI 2005). 
4.4.3 - O MODELO DE THOMAS E SUMMERFIELD: 
 Segundo Thomas e Summerfield e Summerfield (1987, 1991 apud 
SALGADO, 2007, 75) o tipo de organização do relevo em forma de escadaria 
resulta da evolução das margens passivas de placa desde o pré-rifte até o pós-
 
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rifte, que tem por conseqüência um soerguimento, de velocidade variável, da 
borda continental e um rebaixamento da borda oceânica. Após a separação de 
placas, essa tectônica seria resultado de uma relação entre 
continente/erosão/soerguimento e oceano/deposição/subsidência. Os cursos 
fluviais fortemente erosivos denudam o continente, depositando sedimentos 
nas zonas litorâneas adjacentes. Por conseqüência, as bordas continentais 
soerguem-se por isostasia, enquanto as bordas oceânicas sofrem subsidência. 
Como a erosão será mais intensa no lado oceânico das montanhas litorâneas, 
um escarpamento se formará nessa área. Em decorrência da forte ação 
erosiva dos cursos fluviais, as bacias hidrográficas se movimentarão em 
direção ao interior do continente. Tal processo não permitirá que superfícies de 
aplainamento se formem na vertente oceânica das montanhas litorâneas, as 
quais, entretanto se formarão na sua vertente continental. Em períodos de 
soerguimento mais intenso, essas superfícies serão soerguidas, e assim, ao 
longo do tempo geológico, será formado um relevo em escadaria (Fig. 10). 
 
Fig. 08: Evolução Policíclica e tectônica descontinua. (RICE, 1982 apud CASSETI). Fig. 09: 
Destruição dos pontos elevados por recuo (desagregação mecânica) e consequente 
entulhamento de depressão (com elevação do nível de base), proporcionando a pediplanação 
(CASSETI). Fig. 10: Movimento rotacional das margens passivas. (THOMAS E 
SUMMERFIELD,1987) 
 
 
Fig. 8 
Fig. 9 
Fig. 10 
 
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5. EVOLUÇÃO DA ÁREA INVESTIGADA 
5.1 GEOLÓGICA 
No estado de Minas Gerais há uma grande diversidade geológica, com 
sequências de idades arqueana a fanerozoica, em contextos tectônicos e 
metamórficos dos mais variados. As principais unidades geológicas no território 
mineiro recebem a seguinte classificação: (i) Cráton do São Francisco; (ii) 
Faixa Brasília; (iii) Orógeno Araçuaí/Ribeira; (iv) Bacia do Paraná; (v) 
Coberturas Colúvio-Aluviais e Eluviais (CPRM, 2010). 
A região a seranalisada compreende a Faixa Araçuaí, que foi definida 
por Almeida (1977) como um cinturão de dobramentos edificado paralelamente 
à margem sudeste do Cráton do São Francisco, durante a Orogênese 
Brasiliana. 
Possivelmente, esse evento tectôno-magmático expressivo que a região 
viveu, é o responsável pela formação de unidades litoestruturais supracrustais 
que vieram a surgir na crosta. 
A partir disso e tomando como referência as legendas do mapa 
geológico utilizado (Projeto Leste-Folha Teófilo Otoni), pode-se afirmar que a 
Formação Tumiritinga (rochas metamórficas), mesmo pertencendo também ao 
neoproterozóico assim como o Tonalito de São Vitor (rochas ígneas) é mais 
antiga. 
Princípio das relações de interseção – Qualquer rocha 
que foi cortada por um corpo intrusivo ígneo ou por uma falha é 
mais antiga que o corpo ígneo ou falha. Se uma rocha é 
atravessada por veios de quartzo, por exemplo, ou por outra 
rocha, de natureza ígnea, esse veio ou esta rocha são mais 
recentes que a rocha que estão cortando. (CPRM, 2009) 
Em um afloramento (Fig. 11), nas proximidades de Pedro Versiani, é 
possível analisar essa linha de contato (Fig. 12), uma vez que as rochas ígneas 
intrudiram na Formação Tumiritinga. Na parte superior (1), a rocha 
 
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metamórfica, apresentando um aspecto “enrugado” característico de 
xistosidade (metamorfismo de médio grau) (Fig. 13), e na parte inferior (2) 
rochas ígneas relacionadas ao plutonismo (intrusivas) e supracrustais, que com 
uma lupa, observa-se melhor os cristais. Também são visíveis na figura 11 os 
veios de quartzo (fluidos de circulação), que são característicos de rochas 
metamórficas. 
 
Fig. 11: Afloramento próximo a Pedro Versiani apresentando veios de quartzo. (Arquivo 
Pessoal) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 12: Linha de contato entre Tonatito de São Vitor (2) e Formação Tumiritinga (1) 
(Arquivo Pessoal) 
 
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Fig. 13: Rochas Metamórficas da Formação Tumiritinga com características de 
xistosidade. (Arquivo Pessoal) 
 
Após essa observação e comparação, tornou-se nítido que o 
afloramento analisado anteriormente, na Serra da Farinha, é pertencente ao 
Tonalito de São Vitor, apresentadas por rochas resistentes, sem xistosidade ou 
algum lineamento preferencial, (Fig. 14). “Estas rochas têm cor cinza, 
granulação média a grossa, são normalmente foliadas e, ocasionalmente, 
apresentam megacristais centimétricos de feldspato mostrando textura de fluxo 
magmático” (CPRM, 1996). 
Fig. 14: Rochas Ígneas do afloramento da Serra da Farinha (1) e Pedro Versiani (2) 
(Arquivo Pessoal) 
 
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Nas proximidades de Carlos Chagas MG, constatou-se, em mais um 
afloramento, a presença das rochas ígneas intrusivas supracrustais em formas 
de pontões graníticos ou pães de açúcar (fig. 15) de idade Paleozóica 
Eocambriano, classificados pelo mapa geográfico do Projeto Leste - Folha 
Mucuri como Granitos Caladão. Essas rochas são granitos que foram gerados 
em profundidade, uma vez que são resultantes de ação plutônica, ou seja, são 
rochas intrusivas e apresentam tamanha elevação devido a relação entre o 
movimento isostático positivo da crosta, soerguimento, e erosão do material 
que estava por cima dela. 
Os contatos com as encaixantes são nítidos e marcados 
por forte contraste morfológico. O Granito Caladão forma as 
maiores elevações (250 a 1060m) e o relevo mais acentuado 
da folha. São feições características os pães-de-açúcar 
alongados ou semicirculares. A unidade é constituída por 
granito (granodiorito e quartzo monzonito subordinados), 
porfirítico (de matriz média a grossa) com elevada proporção 
de fenocristais de feldspato de 2 a 7 cm, constituindo de 40 a 
70% da massa da rocha (Fig. 16). (CODEMIG,1996) 
 
O afloramento observado possui fraturas causadas pela pressão 
litostática, uma delas, a boca, que confere o nome Pedra da Boca ao 
afloramento. Essas fraturas são planos de alívio de tensão, onde, a medida que 
a rocha aflora, a tensão sobre ela vai diminuindo até que fragmentos são 
soltos, configurando as fraturas ao longo da rocha, também representados na 
figura 15. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 15: Pedra da Boca (Granitos Caladão) (Arquivo Pessoal) 
 
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Fig. 16: Granitos Caladão (Arquivo Pessoal) 
Enquanto no cenário da era anterior predominavam rochas metamórficas 
e ígneas, a Era Cenozoica é caracterizada pelo domínio de sedimentos, 
provenientes da alteração ou destruição de rochas da superfície. O 
aparecimento do mesmo foi analisado a partir das proximidades da divisa de 
Minas Gerais com a Bahia (fig. 17) no decorrer do percurso. Do ponto de vista 
superficial, pode-se constatar a presença de camadas de colorações diferentes 
bem distinguidas, já quando se aproxima, verifica-se que os sedimentos que a 
compunham não se encontravam bem selecionados (fig. 18), concluindo assim, 
que se trata de sedimentos de fácies proximais. 
 
Fig. 17: Foto panorâmica do afloramento do grupo Barreiras. (Arquivo pessoal) 
 
 
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Fig. 18: Afloramento do grupo Barreiras. (Arquivo Pessoal) 
 
Já na porção litorânea da área investigada, é possível a observação dos 
sedimentos também do Grupo Barreiras em direção ao continente, notando-se 
também indícios de ocorrência de movimentação tectônica. Análises 
caracterizam ainda, feições morfotectônicas como blocos crustais 
romboédricos ou triangulares, marcadas por sistemas de vales paralelos. 
(SAADI, 1999). 
 
Fig. 19: Falésias, Prado-BA (Arquivo Pessoal) 
 
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A amostra do local é um tipo de depósito muito comum em todos os 
solos que se formam sobre os sedimentos grupo barreiras. Na verdade, só se 
formam em resultado da pedogênese. 
Houve na área a observação de sismitos (fig. 20), formadas no mio-
plioceno, onde os sedimentos arenosos e argilosos se encontravam 
desorganizados que estão relacionados a abalos sísmicos de magnitude 
considerável ocorridos na área antes da litificação dos mesmos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 20: Sismitos encontrados na área litorânea de Prado-BA (Arquivo Pessoal) 
 
Foi possível também, a análise de lateritas (fig. 21), que se formaram no 
pleistoceno, sendo bem pesadas e densas, de coloração vermelho acentuado, 
formadas basicamente de óxido de ferro (Fe2O3). Ela se forma em zonas de 
flutuação do lençol freático e basicamente é a água que leva o óxido de ferro 
para o local onde se encontra, sendo muito comum e mais recente do que o 
grupo Barreiras.MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO 
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Fig. 21: Amostras das lateritas retiradas das falésias (Arquivo Pessoal) 
5.2 GEOMORFOLÓGICA 
Durante o período Aptiano começou a se desenvolver a Superfície 
Cimeira, que pode ter ocupado uma extensa área geográfica, ocorrendo desde 
as proximidades do litoral cretáceo até os escarpamentos que indicam a 
amplitude do recuo erosivo dos flancos do rifte, no caso específico, 
representados pela Serra do Espinhaço. 
No mioceno ocorreu significativo aumento nas taxas de sedimentos 
terrígenos que atingem as bacias marginais do leste do Brasil que segundo 
FERRAZ E VALADÃO (2006, 8) se relaciona a soerguimento crustal da área 
investigada. “Esta reativação tectônica miocênica foi responsável pela 
interrupção da elaboração da Superfície Cimeira, em função de imprimir 
vigorosa incisão da rede de drenagem, que passa a arrasar os testemunhos 
desse aplanamento” (FERRAZ E VALADÃO, 2006, 8). Na região próxima à 
Teófilo Otoni são encontrados topos de morros (fig. 22) que provavelmente 
podem ser considerados restos de superfície de aplanamento. Isso se dá pelo 
fato de se encontrar alto grau de dissecação fluvial, diferentemente das regiões 
litorâneas, onde foram observados topos mais contínuos e mais planos. Assim, 
ao analisar as amostras retiradas do afloramento já na divisa de Minas Gerais 
com a Bahia (Fig. 23) e compará-las com as rochas observadas anteriormente, 
 
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próximas a Teófilo Otoni, notou-se uma semelhança nos materiais, e, além 
disso, constataram-se sedimentos de latossolos, que são solos extremamente 
evoluídos. Mas se os sedimentos do Grupo Barreiras são extremamente 
recentes, como foram formados esses solos? Daí, pode-se concluir que esses 
latossolos foram formados por intemperização em outro local e depois 
depositados no Barreiras, o que comprova a hipótese desse ser um material 
erodido da antiga superfície de aplanamento próximo a Teófilo Otoni sendo, os 
canais fluviais, responsáveis por esse transporte e deposição. Nesse ponto do 
trajeto também pode-se comprovar que esses são sedimentos de fácies 
proximal, uma vez que se encontram pobremente selecionados. 
Fig. 22: Topos de morros aparentemente nivelados (nivelamento altimétrico) nas 
proximidades de Teófilo Otoni – MG 
Fig. 23: Afloramento do Grupo Barreiras (Arquivo Pessoal) 
 
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No Plioceno, as movimentações transcorrentes da Falha 
de Taiobeiras (SAADI & PEDROSA-SOARES,1990 apud 
FERRAZ E VALADÃO, 2006, 8), são responsáveis pela 
abertura do Graben de Virgem da Lapa, que rebaixa 
tectonicamente remanescentes dessa superfície, basculando 
outros demais para NW. Nesse período, tem início a deposição 
dos sedimentos da Formação São Domingos, no piso do 
graben. Os sedimentos dessa formação têm como áreas fonte 
os remanescentes da Superfície Cimeira, fato que corrobora 
com a interpretação de que a tectônica mio-pliocênica teria, 
seguramente, encerrado a elaboração dessa superfície, sendo 
então o ponto de partida para a elaboração da Superfície 
Sublitorânea tendo sido interrompido já no Pleistoceno 
(Calabriano), evento simultâneo ao fim da deposição do Grupo 
Barreiras (FERRAZ E VALADÃO, 2006, 8) 
De acordo com Saadi (1993 apud FERRAZ E VALADÃO, 2006, 9) esse 
soerguimento, relacionado a um pulso tectônico do Pleistoceno Inferior a 
Médio, seria responsável pela emersão de grande parte do litoral brasileiro, 
deslocamento de falésias na região Nordeste - o que responde a questão 
acerca da “falésia morta” encontrada na primeira parada no Prado BA – (Fig. 
24), e soerguimento generalizado da plataforma brasileira. Na porção litorânea 
da área investigada, a norte da desembocadura do Rio Jucuruçu e a sul da foz 
do Rio Mucuri, falésias “vivas”, evidenciam basculamentos dos sedimentos do 
Grupo Barreiras em direção ao continente (Figura 25). Provavelmente o fim da 
evolução dessas falésias é datado do intervalo entre Pleistoceno e Holoceno 
(FERRAZ E VALADÃO, 2006, 9). 
 
Fig. 24: Falésia “morta” modificada por processos erosivos (ao fundo) - Prado BA 
 
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Fig. 25: Falésias Praia do Farol no litoral do Prado BA (Guia Geográfico da Bahia) 
Outro indício de basculamento recente, observável em imagens de radar 
em sala de aula, pode ser constatado em campo por um hemi-graben de idade 
mínima pleistocênica - uma vez que afetam sedimentos desse período 
(FERRAZ, 2006). Este apresenta dois planos, que possuem a mesma altitude, 
sendo um deles mais íngreme, e outro mais suave, caracterizando um hemi-
graben (Figuras 26 e 27). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 26: Vista do hemi-graben / Arquivo Pessoal 
 
 
 
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Fig. 27: Croqui geológico do hemi-graben 
 
No decorrer do percurso surgiram alguns questionamentos, alguns deles 
já respondidos no desenvolvimento do trabalho e outro deles a respeito de uma 
areia que se encontrava nos tabuleiros costeiros próximos ao litoral (altitude 
25m). Espera-se encontrar essas areias perto de rios ou mares, e inicialmente 
não parece ser fluvial, restando como hipótese ser areia de praia. Sendo assim, 
como elas teriam ido parar neste local? 
Conclui-se que essa areia seja produto de uma deposição marinha, uma 
vez que o mar esteve naquele local recentemente e foi recuado devido á um 
soerguimento, propondo assim a ocorrência de processos neotectônicos do 
local. Isso explica o fato dessa área não estar na mesma altitude que o mar. 
Percebe-se que essa neotectônica seja ainda mais recente que a 
sedimentação do Barreiras, o que é reforçado pelo fato de que a areia ainda 
está ali presente, mesmo com o fácil transporte de seus grãos, seja por meio 
pluvial ou eólico. 
 
 
 
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6. CONSIDERAÇÕES FINAIS 
Dentre os vários benefícios alcançados durante a Viagem de Campo da 
disciplina Geologia, ressalta-se a capacidade em ampliar e aprimorar os 
conhecimentos adquiridos, ministrados pelo docente Caio Mário Leal Ferraz 
durante as aulas. Além disso, durante o trabalho de campo foi possível 
identificar os minerais presentes nas rochas que compõem os afloramentos, 
compreender seus aspectos geológicos e os eventos que ocorreram no 
passado na região do trajeto Teófilo Otoni (MG) á Prado (BA). A constituição do 
Grupo Barreiras exemplifica, de forma clara, um processo evolutivo da região 
pesquisada e suas peculiaridades, na qual foram observados vários 
questionamentos e, posteriormente, elucidadas com o objetivo de estudar esse 
fenômeno natural.Foi possível, após o trabalho de campo, identificar o contexto geológico 
da região visitada, em que se obtiveram várias análises e conhecimentos 
diversos. Seguiu-se com esses dados que posteriormente foram organizados e 
distribuídos neste relatório em forma de evolução geológica e geomorfológica. 
É importante salientar a diversidade de rochas encontradas, cada uma 
com suas peculiaridades, sejam elas ígneas, sedimentares ou metamórficas. A 
interação e a dinâmica que a viagem propôs foi excelente para o estudo da 
disciplina e para abranger conhecimentos da área, sendo bastante proveitosa. 
A viagem mostrou-se rica em história geológica, retratando cenários passados 
e destacando as diversidades. Esse é o resultado de uma grande quantidade 
de eventos que o antecederam para as formações geológicas apresentadas 
durante a viagem proposta. 
Esse conteúdo abordado destaca a relevância do seu estudo, pois 
contribui para o conhecimento da área, podendo assim, aplicá-lo nas 
engenharias, no processo da obtenção de materiais de construções, fundações 
de edifícios, barragens e aterros em geral. 
 
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