04-geomorfologia

5/17/2018 04-Geomorfologia - slidepdf.com

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GEOMORFOLOGIA

1ª Edição - 2007



Sociedade Mantenedora de Educação Superior da Bahia S/C Ltda.Gervásio Meneses de Oliveira

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William OliveiraVice-Presidente

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Equipe Angélica de Fatima Silva Jorge, Alexandre Ribeiro, Cefas Gomes, Cláuder Frederico, Diego Aragão,

Fábio Gonçalves, Francisco França Júnior, Israel Dantas, Lucas do Vale,Marcio Serafim, Mariucha Silveira Ponte, Tatiana Coutinho e Ruberval Fonseca

ImagensCorbis/Image100/Imagemsource

Produção Acadêmica Jane Freire

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Produção Técnica João JacomelCoordenação

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w w w . e a d . f t c . b r

SOMESB

FTC - EaD

MATERIAL DIDÁTICO



SUMÁRIO

PROCESSOS FORMADORES DO RELEVO TERRESTRE __________ 7

PROCESSOS ENDÓGENOS DE ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO___________ 7

A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO–TEMPORAL_____________________________ 7

FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICA DE PLACAS _______________________12

FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOS PROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS __________19

FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURAS SEDIMENTARES _____________________________32

ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________37

PROCESSOS EXÓGENOS DE ESCULTURAÇÃO DO RELEVO ____________38

PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL __________________________________38

MODELADO DAS VERTENTES _________________________________________________39

PROCESSOS INTEMPÉRICOS__________________________________________________42

PROCESSOS EROSIVOS ______________________________________________________48


ESTUDOS E APLICAÇÕES DA GEOMORFOLOGIA_______________58

ATUAÇÃO DOS AGENTES DA DINÂMICA EXTERNA___________________58

GEOMORFOLOGIA FLUVIAL __________________________________________________58

GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA _________________________________________________66

GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA ______________________________________71

GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA ________________________________________________79




SUMÁRIO

GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE_______________________________90

COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA BRASILEIRA ___________________________90

RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE ___________________________93

MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO AMBIENTAL _______________________________94

ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAIS DO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO

MÉDIO _________________________________________________________________95


GLOSSÁRIO _____________________________________________________________97

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________________98



Caro aluno,

A superfície terrestre é modelada por uma série de processos físicos, quí-micos, biológicos e antrópicos, que interferem no relevo de forma deter-minada. A Geomorfologia estuda as formas de relevo, a sua evolução e osprocessos endógenos e exógenos responsáveis, respectivamente, pela suaestruturação e esculturação. O estudo das formas de relevo é extremamen-te importante porque é sobre elas que as populações se estabelecem.

Este material foi criado de forma a fazer uma abordagem direta, objetivae didática dos tópicos mais relevantes da Geomorfologia. A nossa disciplinaestá estruturada em dois blocos temáticos, contendo dois temas cada um,que, por sua vez, possuem quatro conteúdos. O primeiro bloco trata dosprocessos formadores do relevo terrestre; enquanto que o segundo bloco,dos estudos e das aplicações da Geomorfologia. Muitas vezes, pelas especi-ficidades de cada conteúdo, os assuntos dos dois blocos estão intimamenterelacionados e são abordados em conjunto.

Ao final de cada tema, atividades complementares têm por objetivo fixar

os conceitos que foram construídos durante os conteúdos. À medida queo curso for se desenvolvendo, será proposta uma atividade orientada, decomplexidade um pouco maior do que as atividades complementares, quepossibilitará um aprofundamento das questões pertinentes ao nosso curso.Espero que ao final desta disciplina, vocês, futuros professores de Geogra-fia, possam encantar seus alunos, conduzindo–os numa fantástica viagempelas magníficas paisagens da superfície da Terra.

Bons estudos!Cristina Maria Burgos de Carvalho

Apresentação da Disciplina



PROCESSOS FORMADORES DORELEVO TERRESTRE

PROCESSOS ENDÓGENOS DEESTRUTURAÇÃO DO RELEVO

A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO–TEMPORAL

O relevo é o conjunto de desnivelamentos da superfície da Terra. Estes desnivelamentos geram micro,

meso e macrorelevos e se apresentam emersos e submersos. A superfície terrestre é modelada por uma sériede processos físicos, químicos, biológicos e antrópicos, que afeiçoam o relevo de forma determinada.

Os principais objetivos da Geomorfologia são:

entender a forma da Terra e elucidar os processos que operam na modelagem de sua superfície;

fornecer uma descrição explicativa e um inventário detalhado das formas;

analisar os processos que operam na superfície terrestre.

As principais aplicações da Geomorfologia são:

nas áreas rurais e urbanas;

nos projetos de rodovias e ferrovias;

na manutenção e conservação de estradas.

As formas de relevo (montanhas, vales, planícies, etc.) são resultantes de fatores estruturais e cli-máticos atuais e pretéritos sobre as litologias e originam-se a partir de dois tipos de forças, que atuam,simultaneamente, que são as forças endógenas e as exógenas.

Geomorfologia

É a ciência que estuda as formas atuais do relevo terrestre e as drenagens associadasa padrões morfológicos, buscando a interpretação e origem destas formas e os mecanismos

responsáveis pelo seu modelado.

Você Sabia?


http://slidepdf.com/reader/full/04-geomorfologia-55b082c957eef 8/100FTC EaD | NOME DO CURSO8

Forças endógenas ― são as responsáveis pela estruturação das formas de relevo. Elas resultamda dinâmica interna da Terra, que envolvem a estrutura da Terra, a dinâmica da litosfera e os fenômenosmagmáticos, metamórficos, tectônicos, orogenéticos e epirogenéticos.

Forças exógenas ― são as que modelam o relevo e resultam da dinâmica da atmosfera e da atividadebiológica na superfície da Terra. Os processos exógenos são intemperismo, erosão, transporte e deposiçãoque atuam através da ação dos seus agentes que são as chuvas, os rios, o gelo, a gravidade e o vento.

A superfície da Terra está em constante mudança devido à ação destas forças endógenas eexógenas. Pode ser dividida em grandes unidades geomorfológicas, dentre os quais destacam-seduas principais : os continentes e os oceanos. Dentro de cada uma dessas unidades encontramosainda, grandes feições geomorfológicas particulares.

Nos continentes:

crátons, que podem ser subdivididos em:

escudos;

plataformas;

cadeias de montanhas ou cinturões orogênicos.

Nos oceanos:

dorsais meso–oceânicas;

bacias oceânicas ou assoalho abissal;

montes submarinos (sea mounts) e ilhas vulcânicas;

fossas oceânicas;arcos de ilhas.

Essas grandes feições geomorfológicas refletem a dinâmica interna da Terra, caracterizada pela ocor-rência de células de convecção, que causam o movimento de placas litosféricas. Por este motivo, estas feiçõessão genericamente designadas feições morfotectônicas. Entretanto, as formas da superfície do planeta, nãorefletem exclusivamente a dinâmica interna, mas são também resultantes da dinâmica externa.

A dinâmica externa terrestre apresenta um sistema atmosfera-hidrosfera que conta com a presençade água livre nos três estados físicos: sólido, líquido e gasoso. As rochas, por sua vez, apresentam comporta-

mentos diferenciados aos efeitos intempéricos e erosivos da água nos seus diferentes estados. Assim, a mor-fologia do terreno em nível local é, em grande parte, resultado da erosão diferencial das rochas da região.

Existe uma tendência constante de nivelamento da superfície terrestre. Os processos geomorfoló-gicos ocorrem com freqüência, magnitude e intensidade diversas. Nos temas seguintes serão abordadosos processos que dão origem às diversas formas de relevo existentes no nosso planeta.

A escala espaço–temporal em Geomorfologia

A noção de escala é fundamental na Geomorfologia porque é a escala de estudo de um relevo queirá determinar as estratégias e técnicas de abordagem da análise geomorfológica. A escala na análise geo-morfológica deve ser compreendida como espaço-temporal.


http://slidepdf.com/reader/full/04-geomorfologia-55b082c957eef 9/100Nome da Disciplina em Versalete 9

A noção de tempo envolve a construção e a percepção da gênese do relevo atuais e antigas.

A noção de espaço envolve feições e padrões locais ou globais.

Quanto menor a escala espacial de observação de um fenômeno geomorfológico:

maior é a influência dos processos endógenos;mais lenta é sua transformação;

mais regredimos na escala do tempo geológico.

Por outro lado, quanto maior a escala espacial de observação:

maior é a influência dos processos exógenos;

mais rápida é a sua transformação;

estamos mais próximos do atual período geológico na escala temporal.

Por exemplo, os fenômenos liga-dos à tectônica de placas são de pequenaescala porque são medidos em milíme-tros/ano. Já a evolução de uma voçoro-ca, medida em metros/ano, e a evolu-ção de um sulco num paredão calcário,medida em milímetros/minuto, são degrande escala. Numa escala espacial pe-quena utiliza-se, por exemplo, imagensde satélites, enquanto que numa escalagrande faz-se uso das fotografias aéreas.

Para a Geomorfologia, o objeto de estudo não é passível de ser definido dimensionalmen-te. É o caso de uma escarpa de cuesta, que só pode ser assim definida se observada a uma certadistância. Uma observação próxima permite enxergar detalhes, porém com perda da visão do con-



junto. Um exemplo significativo é o da cuesta de Botucatu, no sudeste brasileiro, que vai do SSW deMinas Gerais até o NNE do Paraná. Em escalas maiores (1:10.000), é possível caracterizar trechosdessa cuesta, mas a representação do todo só será possível em escala muito pequena (1:250.000).

Escalas Taxonômicas

Existem diversas abordagens e classificações taxonômicas das paisagens e de aspectos geomorfo-lógicos, mas as mais importantes foram Cailleux & Tricart (1956) e Bertrand (1965).

O trabalho de Cailleux & Tricart (1956) representou o marco inicial da utilização de uma escala es-paço-temporal nas pesquisas geomorfológicas, na década de 60. Através de critérios espaciais e temporais,os autores obtiveram uma classificação taxonômica das formas do relevo (Tab. 1). Eles sistematizaram 8ordens de grandeza que englobam desde os continentes e bacias oceânicas até as feições microscópicas.



Bertrand (1968) desenvolveu o conceito de geossistema e acentuou a complexidade geográfica e adinâmica de conjunto. Ele determinou a existência de 6 níveis temporo–espaciais. A figura abaixo mostrao esboço de uma definição teórica sobre geossistema.

As unidades de compartimentação da paisagem, segundo Bertrand, são mostradas na tabelaabaixo. Bertrand exemplificou e acentuou a importância da noção de escala nessa concepção decompartimentação dos relevos terrestres.

Exemplos de Escala Geomorfológica

A cartografia é a melhor maneira de se representar uma análise geomorfológica. Um bommapa geomorfológico é um instrumento de leitura acessível a qualquer profissional, mesmo que nãoseja geógrafo. Deve conter os dados geomorfológicos georreferenciados no espaço e no tempo.

O mapa pioneiro de Ab’Saber (1970), uma representação em pequena escala das Áreas dos DomíniosMorfoclimáticos Brasileiros, é a maior contribuição daquele autor a geomorfologia brasileira. Mais tarde, estemesmo autor (Ab’Saber, 1977) introduz o conceito de barreiras biogeográficas e define a área dos pantanais.

Ainda como exemplos de mapeamentos geomorfológicos em pequena escala tem–se os traba-lhos do Projeto RADAMBRASIL (Argento, 2000), o Mapa Geomorfológico do Estado da Bahia naescala 1:1.000.000 (Silva, 1980) e o Mapa Pedogeoquímico do Estado da Bahia (Nascimento, 1986).



FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICADE PLACAS

O relevo terrestre constitui o conjunto das diferenças de nível da superfície terrestre que sãoresultantes de mudanças que podem durar milhões de anos. Este relevo é o resultado de forças geo-dinâmicas internas e externas, que interagem para produzir topografias distintas.

A dinâmica interna da Terra origina osmovimentos e os processos geológicos que afe-tam o seu interior. Estes processos que agem nointerior e que dependem da energia interna paraserem desencadeados são chamados de proces-sos endógenos ou geodinâmicos internos.

Para compreender as formas de relevoexistentes em nosso planeta é necessário co-nhecer como atuam estes processos. Neste, e

Os processos endógenos envolvem to-dos os fenômenos magmáticos, metamórficos

e tectônicos que estão ligados à tectônica deplacas e à dinâmica da litosfera.

Saiba Mais!

Através dos mapeamentos do Projeto RADAMBRASIL, foram definidos 6 domínios geomorfoló-gicos, 13 regiões morfoestruturais e diversas unidades do relevo que representam as feições morfológicasdefinidas a partir de diferentes índices de desnivelamento altimétrico (terraços e planícies fluviais ou flú-

vio-marinhas, colinas suaves, colinas, morros, degraus e/ou serras, degraus escarpados).

Em grande e média escala destacam-se os trabalhos pioneiros, das cartas do modelado e das for-mações superficiais do Vale do Parateí (1:25.000), São Pedro (1:50.000) e de Marília (1:100.000).



nos demais conteúdos deste tema, serão abordados os processos endógenos, que são os responsá- veis pela estruturação do relevo ter restre. A partir do tema 2 serão tratados os processos exóge-nos, que são os responsáveis pela esculturação do relevo.

Fenômenos geológicos associados à geodinâmica interna

Os fenômenos geológicos relacionados à geodinâmica interna, que são os responsáveis pelaforma bruta do relevo, são os fenômenos magmáticos, metamórficos e tectônicos.

Os fenômenos magmáticos são aqueles relacionados à gênese, evolução e solidificação domagma. Quando ocorrem no interior da crosta são intrusivos ou plutônicos e quando ocorrem noexterior são chamados extrusivos ou vulcânicos.

Os fenômenos metamórficos ocorrem sob altas temperaturas e/ou pressões e provocamrecristalização e deformação das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, com mudanças desuas características mineralógicas e texturais.

Os fenômenos tectônicos geram falhamentos e dobramentos devido à movimentação dasplacas. A incidência de tensões de diferentes tipos e magnitudes sobre as rochas da litosfera, geradeformações e movimentos em larga escala. Quando submetidas a esforços, as rochas podem sefraturar ou dobrar, a depender do tipo de resposta que elas apresentarão às tensões. Os fenôme-nos tectônicos podem ser de dois tipos: orogenéticos e epirogenéticos.

Orogenias ou orogêneses – processos tectônicos pelos quais vastas regiões da crosta sãodeformadas e elevadas formando grandes cinturões de montanhas (Ex: Alpes, Andes,Himalaias). As regiões orogenéticas situam–se nas bordas das placas tectônicas e são ca-racterizadas por possuírem dobramentos, falhamentos, terremotos, erupções vulcânicas,

intrusões e metamorfismo. Denomina–se faixa orogênica à região estreita e alongada dacrosta próxima a uma margem continental ativa que foi intensamente dobrada e falhadadurante os processos de formação de montanhas (diastrofismo, vulcanismo).

Epirogenias ou epirogêneses – movimentos lentos de subida ou descida de grandes áreas dacrosta terrestre. É um reajustamento isostático que, embora seja abrangente afetando grandesregiões, sem perturbar significativamente a disposição e estrutura das formações geológicasantigas. Podem gerar bacias, que são depressões preenchidas por sedimentos, de expressão re-gional e geradas por movimentos descendentes ou epirogenéticos negativos, e também platôs.

Da Deriva Continental à Tectônica de Placas

A Teoria da Tectônica de Placas é uma das manifestações mais tangíveis da dinâmica interna da Terra e se baseia no deslocamento de placas rígidas localizadas na superfície do planeta que deslizam so-bre um material plástico. Esta teoria veio explicar os grandes fenômenos geológicos como os tremores deterra, os vulcões, a deformação da crosta terrestre e a formação das grandes cadeiras de montanhas.

Antes da sua for mulação, houve uma teoria precursora que postulava sobre o deslocamentodos continentes, que era a teoria da Deriva Continental. Proposta pelo cientista alemão Alfred

Wegener no início do século XX, tentou explicar, dentre outras coisas, a similaridade das linhas decosta entre a América do Sul e a África.

Em 1912, Wegener propôs que há 200 milhões de anos, na era Paleozóica, todos os con-tinentes estiveram unidos em um único supercontinente chamado Pangea. A partir de então, essesupercontinente teria se partido e seus pedaços se movido “à deriva” até suas posições atuais.



Apesar das evidências, a proposta de Wegener não foi tão bem recebida como se possa

pensar. Uma fraqueza fatal desta proposta era o fato de não poder responder satisfatoriamente àpergunta mais importante levantada pelos seus críticos:

Que tipo de força podia ser tão for te para mover grandes massas de rochacontínua ao longo de distâncias tão grandes?

Wegener sugeriu que os continentes se separavam através do fundo do oceano. Esta suges-tão foi contra–argumentada cientificamente pelo geofísico inglês Harold Jeffreys, que mostrou serfisicamente impossível para uma massa de rocha contínua tão grande separar-se através do fundooceânico sem se fragmentar na totalidade. Entretanto, após a morte de Wegener, em 1930, novas

evidências a partir da exploração dos fundos oceânicos, bem como outros estudos geológicos egeofísicos reacenderam o interesse pela sua teoria.

Uma conseqüência da expansão do assoalho oceânico implicaria em um grande aumento notamanho da Terra desde a sua formação. Entretanto, sabe–se que a Terra mudou pouco de tama-nho desde sua formação há 4,6 bilhões de anos. Isto levantou uma pergunta chave:

Como pode a nova crosta oceânica ser adicionada, continuamente, ao lon-go das cristas oceânicas sem aumentar o tamanho da Terra?

Esta pergunta intrigou, particularmente, Harry H. Hess e Robert S. Dietz. Hess formulou o

raciocínio seguinte:Se a crosta oceânica se expandia ao longo das cristas oceânicas, ela tinhade ser “consumida” em outros lugares da Terra.

Deste modo, sugeriu que a nova crosta oceânica espalhou-se, continuamente, afastada das cris-tas, segundo um movimento de transporte do tipo “correia”. Milhões de anos mais tarde, a crostaoceânica desce, eventualmente, nas fossas oceânicas, onde seria “consumida”. De acordo com Hess,enquanto o Oceano Atlântico estava se expandindo, o Oceano Pacífico estava se fechando. Assim,as idéias de Hess, davam uma explicação clara porque a Terra não aumentava de tamanho.

Atualmente, sabe–se que as correntes de convecção geradas no manto causam muitas ten-sões na base da crosta, que acaba se quebrando ao longo de extensas fraturas. Quando isto acon-tece na crosta oceânica, o material fundido do manto extravasa através dessas fraturas, gerando ofundo dos oceanos e as cordilheiras meso–oceânicas.



Quando esse fundo oceânico, que é constituído de rochas densas e pesadas, encontra os continentes,que são constituídos de rochas leves, mergulha por baixo deles ao longo das chamadas zona de subducção.Essas rochas ao atingem regiões profundas e quentes são fundidas novamente, reiniciando o ciclo.

A superfície do globo ter restre é um mosaico de placas de formas irregulares e de diferentestamanhos. Essas placas litosféricas, também chamadas placas tectônicas, se movem entre si, de

diferentes formas e velocidades e, freqüentemente, colidem umas com as outras. Nessas colisões,as margens envolvidas se enrugam em resposta ao choque, gerando as grandes cadeias de mon-tanhas que conhecemos, como por exemplo, os Andes, os Alpes e os Himalaias.

As placas tectônicas são blocos rígidos de rochas que se movem como um todo. É essa movi-

mentação das placas tectônicas, devida às correntes de convecção que existem no manto, que geram osprocessos endógenos de produção do relevo. Os limites entre as placas são caracterizados por intensa

atividade geológica tais como terremotos, vulcões ea formação de cadeias de montanhas jovens.

Em princípio, os interiores das placas sãorelativamente inativos tectonicamente. Existem,contudo, algumas exceções. Por exemplo, umaobservação no mapa do Oceano Pacífico revelamuitas ilhas na Placa Pacífica afastadas dos seuslimites. Todas elas são ou foram vulcões, isto é,

tiveram origem no vulcanismo do fundo do mar. As ilhas do Havaí é um exemplo típico, forman-do um arquipélago alinhado. A maior parte dos

O estudo da geodinâmica terrestreestá intimamente associado a Geomor-fologia, pois no quadro geotectônico dasplacas litosféricas são desenvolvidos im-

portantes fenômenos geológicos e estru-turas geomorfológicas.

Você Sabia?



vulcões que surge no interior das placas é criada por pontos de erupção denominados pontosquentes (hot spots), que são fontes fixas de material vulcânico (magma) que se erguem das pro-fundezas do manto.

A teoria da tectônica de placas explica a distribuição dos terremotos, a origem das cadeias demontanhas e da topografia do fundo oceânico, a distribuição e composição dos vulcões, e muitos outrosaspectos fundamentais para o entendimento da dinâmica da Terra e da construção do seu relevo.

Formas de Relevo Derivadas da Tectônica de Placas

As placas apresentam limites diferenciados. Baseado no movimento relativo de uma placaem relação à outra, os seus limites podem ser divergentes, convergentes e transformantes.

Limites divergentes – também chamados de construtivos, ocorrem quando as placasse afastam em virtude da ascensão do manto. São mais freqüentes nos oceanos, embora tambémpossam ocorrer nos continentes. Nos oceanos, as sucessivas injeções de magma geram nova crosta

oceânica e as cristas ou cadeias oceânicas.

Principais feições topográficas associadas aos limites divergentes:

Nos oceanos são geradas as cadeias de montanhas submarinas denominadas Dorsais Oceâ-nicas e os vales em rifte. Como exemplo, a Dorsal Meso-Atlântica, que resultou da separaçãodas placas sul-americana e africana quando da abertura do Atlântico Sul, iniciada à cerca de165 milhões de anos atrás, e que continua até os nossos dias. O escape de magma no fundodos oceanos gera vulcões submarinos que, quando emergem, originam ilhas vulcânicas.

Nos continentes são os derrames basálticos.

Limites convergentes – também chamados de destrutivos, ocorrem quando as placasse movem uma em direção à outra. A pressão e o atrito exercidos na colisão gera fenômenosorogenéticos, com a formação das grandes cadeias de montanhas. Por serem limites muito ativostectonicamente, os falhamentos, dobramentos, deformações, vulcanismo e atividade sísmica sãomuito intensos. Dois tipos são possíveis:

Limites convergentes com subducção – podem envolver duas crostas oceânicas ouuma crosta oceânica e uma continental.



Principais feições topográficas associadas aos limites convergentes com subducção:

Fossas oceânicas ou trincheiras;

Os arcos de ilhas (entre duas crostas oceânicas);

Os arcos magmáticos ou vulcânicos (entre crosta oceânica e crosta continental);

Formação de cordilheiras e cinturões orogenéticos (Ex: Andes).

Limites convergentes com colisão – envolvem duas crostas continentais. Originam zonas de sutu-ras e a formação de cadeias dobradas. As que são recentes, como o Himalaia, apresentam elevadasaltitudes e forte instabilidade tectônica. Por serem relativamente recentes, acham-se pouco desgas-tadas e, como ainda estão em construção, tornam-se sujeitas à ação de terremotos e vulcões.

Principais feições topográficas associadas aos limites convergentes com colisão:

Grandes cadeias de montanhas intensamente deformadas. Como exemplo, a Cordi-lheira do Himalaia.

Limites transformantes – também denominados de conservativos, recebem este nomeporque não ocorre nem produção nem destruição de crosta, havendo apenas o deslizamento hori-zontal entre as placas. Podem ocorrer na crosta oceânica, como, por exemplo a fratura Kane e asfraturas que ocorrem nas cadeias meso–oceânicas, e também na crosta continental, como na falhade Santo André, na Califórnia.

Principais feições topográficas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta oceânica:

Cristas e vales no fundo oceânico.



Principais feições topográficas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta continental:

Escarpas de falhas retas;

Montanhas e vales lineares;

Rios e vales deslocados horizontalmente.

Devemos lembrar ainda que, se hoje as placas se movem, isto também ocorreu ao longo dahistória do planeta (tempo geológico), que tem, aproximadamente, 4,5 bilhões de anos. Durante esteperíodo ocorreram inúmeros acontecimentos, sendo que os principais estão destacados abaixo.

Estas mudanças e transformações que ocorreram, e ainda ocorrem em nosso planeta, geramciclos de criação, transformação e desgastes das rochas que constituem a litosfera.



FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOSPROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS

A litosfera é constituída por rochas, que são associações naturais de dois ou mais minerais que

cobrem vastas áreas da crosta terrestre. As rochas influenciam na forma, no tamanho e na evolução dorelevo. A forma como se dispõem dão o aspecto estrutural de uma área. As rochas possuem resistênciadiferenciada, gerando formas também diferenciadas.

De acordo com a sua origem, as rochas são agrupadas em três grandes classes:

As rochas ígneas e metamórficas cons-tituem cerca de 95% do volume total da crostamas estão expostas em apenas 25% da superfí-cie terrestre. Já as rochas sedimentares, apesar deconstituírem cerca de 5% a 10% do volume dacrosta, são as mais encontradas na superfície ter-

restre estando expostas em 75% da mesma.O processo de formação e de desgas-

te das rochas está vinculado a um ciclo, de-nominado ciclo das rochas.

As Rochas Ígneas ou Magmáticas

As rochas ígneas são também denominadas primárias pois se originam do resfriamento e daconseqüente consolidação de um magma. Delas derivam, por vários processos, as rochas sedimen-tares e as rochas metamórficas.

O magma é uma fusão, geralmente de composição silicática (ou seja, rica em SiO2), geradaem profundidade pela fusão parcial de outras rochas. De acordo com o teor de sílica (SiO2), asrochas ígneas são classificadas como:

ácidas – possuem mais de 65% de SiO2

intermediárias – possuem de 52 a 65% de SiO2

básicas – possuem de 45 a 52% de SiO2

ultrabásicas – possuem menos de 45% de SiO2

As formas de relevo refletem a forma e a constituição das massas rochosas originais e porisso é necessário entender as rochas para entender o relevo.

Saiba Mais!



Uma rocha magmática expressa as condições geológicas em que se formou graças a sua textura,que traduz o tamanho e da disposição dos minerais que constituem a rocha. De acordo com a textura,elas são subdivididas em:

Intrusivas ou plutônicas: originadas quando o magma se consolida no interior da crosta terrestre,a vários quilômetros de profundidade. Como o resfriamento ocorre de forma lenta, são constituí-

das por minerais bem cristalizados. As rochas ígneas plutônicas são formadas por poucos mineraisessenciais. São eles: feldspatos (K–feldspato e plagioclásio), quartzo, piroxênios, anfibólios e micas.Exemplos: granitos (ácida), dioritos (intermediária), gabros (básica) e peridotitos (ultrabásica).

Hipabissais: são formadas muito próximas da superfície e estão muitas vezes relacionadascom os processos extrusivos. Elas formam diques, sills e lacólitos, que são corpos que resfriamrapidamente (embora um pouco mais lentamente que as rochas vulcânicas) e por isso as rochasformadas apresentam textura muito fina, similar as das rochas vulcânicas.

Extrusivas ou vulcânicas ou efusivas: originadas quando o magma extravasa na superfície.Como o magma passa bruscamente do estado líquido para o sólido, na maioria das vezes estasrochas não chegam a formar minerais e apresentam uma textura vítrea. A nomenclatura das ro-chas vulcânicas é obtida da sua composição química. São exemplos de rochas vulcânicas: riolitos(ácida), andesitos (intermediária), basaltos (básica) e komatiítos (ultrabásica).

As Rochas Metamórficas

Todas as rochas podem ser levadas a condições geológicas diferentes daquelas nas quais se forma-ram. O metamorfismo é o processo através do qual rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamór-ficas sofrem transformação na composição mineralógica, na estrutura e textura, no estado sólido, emresposta às novas condições físico-químicas que diferem das que prevaleciam durante sua formação. Asrochas que passam por este processo são denominadas rochas metamórficas.

Estas novas condições sempre provocam mudanças na textura e podem ou não alterar a composiçãomineralógica. Pode ocorrer recristalização dos minerais pré–existentes ou formação de novos minerais edeformações. Graças às condições de pressão dirigida num determinado sentido, a textura resultante maiscomum é a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns dos minerais segundo pla-nos paralelos. As rochas que apresentam esta estrutura xistosa bem desenvolvida são denominadas xistos.

Na recristalização, pode se dar apenas um crescimento no tamanho dos grãos, graças a coa-lescência dos minerais existentes como, por exemplo, um calcário passando para mármore, ou umarenito passando para um quartzito.

Em graus de metamorfismo mais altos, ou seja, em condições mais severas, formam-se os gnaisses,que possuem estrutura bandada, sendo rochas muito comuns no território brasileiro. Essas rochas, acimacitadas, se formam sob condições de metamorfismo regional dinamotermal.

A interação entre estes tipos de rochas gera as mais variadas formas de relevo. As rochas áci-das e intermediárias, como são formadas por minerais mais resistentes aos processos intemperismo

e erosão do que as básicas e ultrabásicas, elas se apresentam com topografias mais elevadas.

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Em outras situações, quando rochas pré–existentes entram em contato com corpos ígneos, há umaumento significativo na temperatura, o que é suficiente para que ocorram modificações na sua compo-sição mineralógica e/ou textura, processo esse denominado metamorfismo de contato.

Formas de Relevo Derivadas da Atividade Ígnea

Ao ascender na crosta, o magma pode ficar aprisionado no seu interior ou pode extravasar na su-

perfície. A figura abaixo mostra os principais tipos de corpos ígneos. Nesta figura pode-se observar queexistem corpos de pequenas e grandes dimensões que se cristalizam tanto no interior da crosta como nosníveis intermediários e superficiais. Os corpos que se cristalizam em profundidade na crosta são chamadosplutônicos e os que se cristalizam na superfície são vulcânicos.

Corpos plutônicos: tipos e formas de relevo derivadas

Batólitos e stocks são plútons ígneos que se formam em níveis profundos da crosta. Ambostêm forma irregular, são discordantes, de composição ácida e apresentam xenólitos . A diferençaentre eles está nas dimensões dos corpos. Enquanto os batólitos têm mais de 100km2 de área e

possuem uma história geológica complexa, os stocks são corpos com área inferior a 100km2.

Diques, sills e lacólitos também são corpos plutônicos, mas de dimensões menores que batólitos

e stocks, e que se cristalizam em níveis crustais intermediários.

Os diques são tabulares, discordantes, e possuem dimensões variadas que dependem do ta-manho da fratura e do volume do magma. Podem ocorrem isoladamente ou como enxames

As formas de relevo das rochas metamórficas estão diretamente relacionadas ao tipo e grau demetamorfismo e a mineralogia da rocha. Rochas metamórficas de baixo grau são menos resistentes eoriginam topografias mais baixas. Rochas de médio e alto grau dão origem a topografias mais elevadas.

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Os corpos plutônicos são expostosna superfície e trabalhados por agentes ero-sivos devido à denudação de antigas áreasorogênicas. Como a maioria dos batólitos estocks é formada de rochas graníticas (maisresistentes à erosão), quando eles são ex-postos na superfície geram feições dômicasformando macro–relevos positivos e insel-bergs (elevações ilhadas que aparecem emregiões de clima árido e semi–árido).

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e com dimensões que variam de milímetros a quilômetros. O Grande Dique da Rodésia, na África, com seus 500km de comprimento e 8km de espessura, é um exemplo clássico de di-ques quilométricos. No Rio de Janeiro, a Pedra da Gávea é constituída de diques graníticos

Os sills (também chamados soleiras) são corpos tabulares concordantes com a estratificação, detamanhos variados e espessura constante. O sill Palisades, nos Estados Unidos, possui 300m de

espessura e é um exemplo clássico da cristalização fracionada que ocorre nestes corpos.Os lacólitos são corpos concordantes com as rochas encaixantes e com a forma de cogu-melo, devido ao arqueamento das camadas sobrejacentes. Geralmente são formados pormagmas de composição ácida que são mais viscosos.

O relevo derivado dos corpos plutônicos depende não apenas da composição de suas rochas ígneas. Eledepende também do clima em que estes corpos afloram, da permeabilidade da rocha e da presença de fraturas.

Devido ao contraste composicional, textural e estrutural entre os corpos intrusivos e as rochas en-caixantes, estes corpos ficam individualizados morfologicamente, facilitando a sua identificação. Batólitose stocks , como geralmente são constituídos por litologias mais resistentes a meteorização, tendem a for-

mar macro–relevos positivos que se destacam na paisagem. Feições dômicas e/ou anelares são freqüen-tes nos granitos e granodioritos intrusivos. No nordeste brasileiro, os inselbergs são formados no interiorde um mesmo plúton. Corpos alcalinos, como os maciços sieníticos, também tendem a formar relevospositivos. Já os corpos básicos, constituídos por rochas gabróicas (menos resistentes à erosão), tendem aformar relevos rebaixados quando envolvidos por rochas mais resistentes.

Relevo em Domos

Domos são corpos intrusivos, que podem ou não ser concordantes com as rochas encaixantes oucom os planos de estratificação e de xistosidade, cujas dimensões variam segundo a proporção do corpo

intrusivo. O sill, o lacólito e o lopólito são exemplos de corpos intrusivos concordantes com as rochasencaixantes, enquanto o dique, o neck, a apófise e o batólito são discordantes.

Os domos podem ser de vários tipos:

batolíticos – formados por intrusão de material ígneo;

lacolíticos – formados pela intrusão de rochas ígneas entre os planos de acamamento dos es-tratos sedimentares, formando uma massa convexa para cima;

salinos – pequenas estruturas salientes produzidas pela intrusão de sal no interior de estratosrochosos;

resultantes de arqueamento – forma intermediária entre a dobra e o domo.

Quando diques e sills são constituídos de rochas ácidas como granitos, aplitos, pegmatitos,

etc., eles formam relevos altos e alongados. Quando constituídos de rochas básicas como basaltose gabros, formam depressões onde a drenagem se adapta.

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Após os efeitos erosivos, o relevo dômico tende a desenvolver uma morfologia cir-cular ou elíptica (100 – 300km de diâmetro) provocadas pelo arqueamento convexo de

estratos sedimentares conforme a disposição do corpo intrusivo. A elevada temperaturado material intrusivo gera metamorfismo de contato, alterando o comportamento físicoou as propriedades geomorfológicas das rochas.

Em clima úmido, a drenagem é radialem função da abertura de uma depres-são circular no topo. Ocorre a formaçãode hog–backs e cuestas. Rios cataclinais

superimpõem–se à estrutura e cortam ascristas em gaps. Rios ortoclinais se dis-põem de forma radial. É comum a for-mação de vales dissimétricos.

Vulcanismo: tipos de erupção e relevos vulcânicos

O termo vulcanismo abrange todos os processos que causam e provocam a ascensão do magma até asuperfície da Terra. Ele é muito importante na formação de arcos de ilhas e cadeias de montanhas e está as-sociado à movimentação das placas tectônicas e suas características dependem do tipo de limite de placas.



Os vulcões são formados por lavas e material piroclástico (cinzas, lápilis, escórias, bombas)e constituem feições morfológicas altamente susceptíveis à ação de agentes externos. Eles se con-centram nos limites de placas, principalmente ao longo das zonas de subducção. Os locais ondeocorrem as principais concentrações de vulcões são:

cinturão de fogo do Pacífico (limite convergente)

zona Mediterrânea (limite convergente)dorsais meso–oceânicas (limite divergente)

zona das grandes fraturas da África oriental e central

As rochas vulcânicas representam mais de 70% das rochas da superfície da Terra. Os tipos de erupção vulcânica estão associados à composição do magma. Magmas ácidos ou intermediários, que são mais viscosose ricos em voláteis, provocam erupções explosivas. Magmas básicos, por serem mais fluidos e com poucos

voláteis, dão origem a erupções calmas e derrames. Na figura abaixo, um alinhamento de cones vulcânicos.

Os principais tipos de erupções vulcânicas são:

havaiana ou lago de lavas – derrames de lavas basálticas fluidas a partir da cratera e com umlago de lavas no seu interior. Ex: Kilauea e Mauna Loa, localizados no arquipélago do Havaí

estromboliana – emissões freqüentes e regulares de projeções e efusões de lavas fluidasa partir da cratera.

vulcaniana ou vesuviana – de lava bastante viscosa que solidifica no orifício de emissão e ex-plode dando grande quantidade de cinzas e pedra-pome, possui uma alternância entre períodosde inatividade e fases explosivas. Ex: vulcões do Mediterrâneo.

pliniana – altamente explosiva, com densas nuvens de gás e material piroclástico ejetado muitoalto na atmosfera. A explosão destrói parte da estrutura vulcânica. Ex: Vesúvio.

f issural – expele lavas basálticas e é a mais difundida, pois ocorre ao longo das cadeias oceânicas.



Os principais tipos de vulcões são:

Escudo–vulcão – edifício vulcânicomaciço e largo, de encostas suavesproduzidos por sucessivas corridasde lavas fluidas e com estrutura em

forma de escudo. Exemplos: MaunaLoa e Mauna Kea, no Havaí.

Estrato-vulcão ou cones compostos – edifício vulcânico com encostas íngremesproduzido por lavas mais viscosas. Maiscomum que o escudo–vulcão. É formadopor uma alternância de camadas produzi-da por erupção de lavas (duras) e materialpiroclástico (tenras) ou fragmentos que

edificam um morro cônico e escarpado,encimado por uma cratera. Exemplos:Etna (Itália), Santa Helena (EstadosUnidos), Fujiyama (Japão).

Cone de detritos e de cinzas - edi-fício vulcânico baixo e de pequenasdimensões, com uma cratera no topoe paredes inclinadas. Composto quaseque exclusivamente por cinzas vulcâni-

cas, são constituídos por erupções dostipos vulcaniana e estromboliana.

Domo vulcânico – formado por um magma muito viscoso, o edifício vulcânico tem a for-ma de um domo. Corresponde a erupções do tipo pliniano e dão relevos mais abruptos, depico convexo e vertentes quase verticais até a base.

Os relevos vulcânicos estão diretamente relacionados com os tipos de vulcões e são bem variados devido a

estes diferentes tipos e à erosão diferencial. Algumas rochas vulcânicas, por serem muito coerentes, são mais resis-tentes à erosão, enquanto que outras, muito fraturadas, são menos resistentes e se desagregam mais facilmente.

O relevo vulcânico pode ser classificado em três categorias (Penteado, 1980):

cones vulcânicos, com orifícios de emissão centrais ou laterais;

campos de escórias, que recobrem superfícies de variadas extensões;

corridas de lavas, que constituem os planaltos.

Os cones vulcânicos possuem a forma de cone cujas vertentes são variáveis e dependem dosmateriais que a constituem. Podem possuir formas de destruição resultantes da própria atividade vul-cânica. Uma nova atividade pode romper o antigo cone e abrir uma nova cratera, denominada caldeira.Depressões vulcanotectônicas podem ser criadas a partir do afundamento da parte central do vulcão por



sobrecarga de material acumulado na superfície. A formação de caldeiras pode criar cones embutidos. Osprincipais tipos de vulcões descritos acima se enquadram nesta categoria.

Os campos de escórias constituem relevos planos resultantes do preenchimento de depressões eirregularidades estruturais do relevo vulcânico por material detrítico e cinzas carregadas pelos ventos.Como o material é muito friável é facilmente entalhado pela erosão.

As corridas de lavas são derrames de lavas fluidas e abundantes que podem ocorrer sobreum substrato plano ou sub–horizontal e constituir planaltos (corridas de planalto) ou podem per-correr vales (corridas de vales). os derrames solidificados apresentam densa rede de diáclases quefacilita a infiltração e reduz o escoamento superficial.

A destruição do relevo vulcânico pode se dar por colapso do edifício vulcânico devido a uma novaerupção ou a abalos sísmicos e pela erosão pluvial, que provoca o aparecimento de ravinas. Após a retira-da do material mais friável do cone, resta a parte mais resistente, denominada neck vulcânico. Ele consisteda lava solidificada no interior do cone e forma relevos de agulhas e pontas.

Formas de relevo derivadas do metamorfismo

Como já foi visto acima, o metamorfismo sempre provoca mudanças na textura e pode ou nãoalterar a composição mineralógica. A textura mais comum das rochas metamórficas é a orientada. Istoporque, durante a deformação, a pressão dirigida provoca um alinhamento dos minerais em camadas oubandas denominado foliação. Assim como a estratificação em rochas sedimentares, a foliação representadescontinuidades que favorecem a alteração mecânica. Quando estes minerais alinhados são micas e atemperatura aumenta de forma que estes cristais se tornem visíveis, isto gera uma xistosidade.

As formas de relevo das rochas metamórficas estão diretamente relacionadas à resistência destasrochas, as quais dependem do tipo e grau de metamorfismo e da mineralogia da rocha.

Desta forma, xistos são menos resistentes do que quartzitos, pela composição química e pela xisto-sidade. Os micaxistos dão relevos monoclinais devido à xistosidade, com as vertentes dispostas segundoo mergulho das camadas. Quando estão entre rochas graníticas, os micaxistos são entalhados em valesenquanto que os granitos sustentam as cristas. Gnaisses originam relevos semelhantes aos dos granitosporque seus planos de xistosidade são menos marcados.

Mármore e quartzito são rochas metamórficas de contato. O quartzito é muito resistente e originacristas elevadas enquanto que o mármore, por ser solúvel, origina relevo ruiniforme.

Os milonitos, formados por metamorfismo regional, podem ter resistência variada a depender dacomposição e do esmagamento a que foi submetido.

Os principais efeitos do vulcanismo no modelado terrestre são:

Desorganização da rede de drenagem, com a modificação de traçados e a geração de capturas;

Criação de lagos nas crateras;

Drenagem radial divergente a partir do alto dos cones;

Criar fenômenos de superimposição (os rios estabelecidos sobre os derrames podematingir o substrato por cavamento).

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Rochas bastante resistentes, como metamórficas e graníticas originam um relevo fortementeondulado e repleto de vales em “V” encaixados.

Formas de relevo derivadas da atividade tectônica

A tectônica atua na crosta impondo forças e pressões que se refletem na paisagem. A seguir serãoabordadas as formas de relevo em estruturas deformadas pela tectônica, com destaque para o relevo es-culpido em estruturas dobradas e falhadas.

Relevo em estruturas dobradas

O relevo em estruturas dobradas é variável e depende dos seguintes fatores:

Diversidade das condições litológicas;

Complexidade das condições tectônicas;

Intensidade da erosão.

As seqüências de rochas dobradas mostram, na superfície, sulcos ou cristas paralelas. Quando obser- vamos estruturas sinclinais e anticlinais expressas no relevo constatamos o resultado da erosão que retirouespessos pacotes de rochas, para revelar camadas resistentes dobradas anteriormente. Um relevo esculpidoem antigas formações dobradas, exumadas pela denudação, pode dar origem a cristas geradas nos estratosmais resistentes. Consideram-se dois tipos básicos de relevo elaborado em estruturas dobradas:

jurássico;

apalacheano.

O relevo Jurássico

O relevo Jurássico tem este nome por ser proveniente do Jura, uma região dobrada da França. Asprincipais características deste tipo de relevo são:

Resultante da evolução morfológica de uma estrutura dobrada, onde a intercalação de cama-das de diferentes resistências e as atividades morfogenéticas em diferentes condições climá-ticas, respondem pela inversão do relevo;

Representa uma sucessão de dobras normais pouco atacadas pela erosão;

As formas de relevo, assim como as estruturas, se conservam bem;

Atualmente, estão em estágio avançado de evolução pela ação erosiva.

Os elementos do relevo Jurássico são:



A evolução do relevo Jurássico se processa da seguinte forma:

1. Ataque se inicia pelo ruz que, por erosão regressiva, abre canyons nos flancos do anticlinal.

2. A erosão abre uma cluse e captura uma ravina menor.

3. Acluse é alargada devido a uma camada tenra abaixo da mesma.

4. Surgem ravinas devido ao maior declive e ao trabalho acelerado da erosão.

5. Abre–se uma combe cuja evolução é mais rápida do que o cavamento dos vales situa-dos sobre as camadas duras no fundo dos sinclinais.

6. Os rios cavam mais na combe e aprofundam o seu nível de base; ocorre a inversão dorelevo e o anticlinal exumado origina um novo mont.

O relevo Apalacheano

O relevo Apalacheano é caracterizado pelo paralelismo de cristas e vales devido ao total aplainamento daestrutura dobrada. Para compreender a evolução deste tipo de relevo devem ser consideradas duas premissas:

O material dobrado e arrasado deve ser heterogêneo, para expor seqüências paralelas, represen-tadas por camadas duras e tenras o friáveis;

A organização da drenagem, a qual é responsável pela retomada erosiva.

As principais características do relevo Apalacheano são:

Paralelismo das cristas;

As cristas correspondem as camadas duras e não obrigatoriamente a anticlinais;

Os vales podem se instalar em terrenos friáveis;

As cristas e vales, os cluses (gaps) e outras formas resultam de rejuvenescimento do relevo apartir de uma superfície de erosão;

O reentalhe erosivo termina com o desenvolvimento de uma rede de vales paralelos às dobras: vales sinclinais, anticlinais e monoclinais.



A organização da rede de drenagem no relevo Apalacheano é da seguinte forma:

rios sinclinais – acompanham a direção das camadas no fundo dos sinclinais;

rios anticlinais – evoluem em combes no dorso dos anticlinais;

rios ortoclinais ou monoclinais ou homoclinais (subseqüentes) – alojam–se ao pé da cristamonoclinal ou do mont e acompanham a direção das camadas;

rios cataclinais – escoam nos flancos dos anticlinais ou de cristas monoclinais e seguem omergulho das camadas;

rios anaclinais – fluem nos flancos exteriores dos sinclinais alçados ou nos flancos internos deanticlinais (interior das combes) e seguem em sentido contrário ao mergulho das camadas;

rios superimpostos – são ortogonais ou oblíquos ao eixo das dobras (direção das cristas) ecavam boqueirões, cluses ou gans ao atravessar as camadas;

rios antecedentes – seguem a inclinação topográfi

ca anterior ao dobramento.

Relevo em Estruturas de Falhas

Para a caracterização da morfologia resultante de um relevo falhado devem ser levados em consideraçãoos diferentes tipos de falhas, as intensidades e o grau de complexidade em relação aos demais componentes

estruturais. Principalmente em regiões de terrenos cristalinos, este tipo de relevo forma escarpas, criando com-partimentos abaixados e soerguidos. Os principais tipos de estruturas falhadas são:

em degraus – vários deslocamentos de pequena amplitude totalizando um grande desnível

A drenagem característica dos relevos Apalacheanos é em baioneta ou em disposiçãoparalela e ortogonal aos eixos das dobras. Os rios principais são traçados adaptando-se assecções longitudinais e os secundários são ortogonais. Enfim, os relevos derivados de do-bramentos geram cristas e vales alinhados e paralelos.

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em horsts – compartimentos elevadosestruturalmente

em grabens ou fossas tectônicas – com-partimentos afundados entre falhas,correspondem ao negativo do horst

No caso de falhamento normal, relacionado à tectônica extensional, a expressão topográfica émarcada por relevo estruturado e alinhado, com vales alongados associados à formação de grabens ehorsts. Quando esses grabens coincidem com o vale de um rio, recebem o nome de rift-valley (vale deafundamento), como é o caso do rio Nilo.

As falhas inversas estão relacionadas à tectônica compressional. O seu traço em mapa é sinuoso. Emfalhas recentes é comum a presença de escarpas de falhas. A geometria, em perfil ou em planta, é complexa.

As falhas transcorrentes estão associadas aos limites de placas litosféricas, com a movimentaçãoessencialmente horizontal entre blocos adjacentes. O mergulho do plano de falha é vertical a subverticalresultando em mapa a traços retilíneos.

O relevo falhado pode evoluir com ou sem escarpas.

No relevo de falhas com escarpas, aevolução erosiva pode fazer o relevo pas-sar por vários estágios:

escarpa original cria o desnível e a ero-são é acelerada (ravinas, erosão origi-

nam o recuo da escarpa)

a erosão reduz as facetas triangularese faz recuar a escarpa além da antigalinha de falha.

a erosão pode nivelar o terreno e nobloco anteriormente deprimido podeaflorar camada mais resistente de rocha

a erosão pode arrasar novamente o ressal-

to, produzindo uma nova superfície aplai-nada, fazendo aflorar a escapar original

a retomada da erosão diferencial (apartir da linha de falha) ressalta o pla-no de falha original.

No relevo de falhas sem escarpas:

o falhamento pode por em contato ro-chas de resistências diferentes

a erosão pode desgastar a camada tenra

o plano de falha será exumado e sur-girá uma escarpa.



No relevo de estruturas falhadas, a rede de drenagem pode se adaptar ou não às falhas.

O soerguimento lento permite a retirada de cobertura e o entalha da rede de drenagem.

Deve-se levar em conta:

velocidade do tectonismo – erosão e sua relação;

desnível tectônico – direção da drenagem antecedente.

No caso da velocidade do tectonismo:

falhamento rápido conforme o escoamento da drenagem – o rio pode despencar em forma dequeda de água;

falhamento rápido contrário ao escoamento da drenagem – o rio poderá ter se curso desviado

(rift valley) ou represado, gerando lagos;falhamento lento conforme o escoamento da drenagem;

falhamento lento contrário ao escoamento – o entalhamento será em forma de garganta (gap).

Além da formação de regiões depressivas (grabens) e elevadas (horsts), outros efeitos geo-morfológicos produzidos pelo falhamento são corredeiras, cachoeiras, lagos, vales encaixados, vales

suspensos, seqüência de morros alinhados, drenagens superimpostas, dentre outros.

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Quando a rede de drenagem está adaptada às es-truturas falhadas, a rede de drenagem segue:

os vales de linha de falha;

os vales em fossas tectônicas.

Quando a rede de drenagem não está adaptada àsestruturas falhadas, ocorrem os seguintes casos:

antecedência - Quando o rio é anterior aofalhamento de uma fossa ou horst;

superimposição – quando uma fossa podeser preenchida por sedimentos e um rio seorganiza obre a superfície de recobrimento,transversalmente a estrutura falhada.

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Formadas pela desagregação e/ou decomposição de outras rochas, as rochas sedimentares são

subdivididas de acordo com a sua origem em:Detríticas - originadas pela desagregação, decomposição, transporte e deposição de detritos deoutras rochas. Ex: arenito e argilito;

Orgânicas - formadas pelo acúmulo de detritos orgânicos. Ex: carvão mineral (decomposiçãode matéria orgânica vegetal);

Químicas - originadas pela decomposição de sedimentos por processos químicos. Ex: calcário(decomposição de corais);

Relevo em bacias sedimentares

Uma bacia sedimentar é uma depressão formada por movimentos tectônicos onde são acumulados ossedimentos produzidos pela erosão de rochas adjacentes ou por processos de deposição química. As baciassedimentares, juntamente com os escudos cristalinos e os dobramentos modernos, constituem um dos trêsprincipais tipos de unidades estruturais existentes no planeta. Algumas bacias sedimentares brasileiras, porexemplo, a Bacia Amazônica, apresentam espessuras que chegam a 6.000 metros (Petri & Fúlfaro, 1983).

Geralmente, a espessura das camadas nas seqüências sedimentares cresce da borda para o centro.Os mergulhos das camadas são ligeiramente inclinados nas bordas das bacias e se tornam horizontaisna seção central. O comportamento das camadas e as suas características litológicas geram dois tipos deestruturas concordantes:

horizontais – ocorrem naparte central da bacia e sãoformadas por camadas hori-zontais ou quase horizontaisparalelas ao plano basal. Ori-ginam o relevo tabuliforme;

inclinadas (monoclinal ou ho-moclinal) – são formados porcamadas superpostas e leve-mente inclinadas (2 a 10°), numadireção constante. Originam orelevo de cuestas, hog–backs,costão e cristas isoclinais.

FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURASSEDIMENTARES

A interação entre os diversos tipos de rochas sedimentares produz relevos de formas va-riadas. Estas rochas tanto podem formar grandes escarpas, por exemplo o Grand Canyon, comoformas cársticas, no caso de rochas carbonáticas.

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Estrutura concordante horizontal – Relevo tabuliforme

O relevo tabuliforme representa formas estruturais caracterizadas por seqüências sedimentareshorizontais ou sub–horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados. É constituído porcamadas homogêneas, duras ou friáveis, com cristas e vales mais ou menos entalhados de acordo com a

resistência da rocha. O processo erosivo é lento nas rochas mais resistentes e produz o alargamento dos vales e o solapamento da base das camadas mais duras. Quando o estágio erosivofica bem avançado surgea superfície estrutural. A disposição tabular pode diferir daquelas resultantes de processo de pediplanaçãoem estruturas não-horizontais. Ressalta-se que a pediplanação também se dá em estruturas horizontais,com estreita correspondência entre a superfície de erosão e o comportamento dos estratos.

Geralmente o relevo tabuliforme inicia sua evolução em clima úmido, com a rede de drenagemse organizando sobre um pediplano em ascensão. Esta rede de drenagem é inseqüente, não tem direçãoorientada devido à horizontalidade das camadas e apresenta o padrão espinha de peixe. Há uma tendênciade aprofundamento dos talvegues e de elaboração de seus vales. Nessa circunstância, as alternâncias lito-lógicas podem originar patamares estruturais ou formas específicas relacionadas à imposição estrutural.

Dada a disposição horizontal das camadas, os vales comumente apresentam formas simétricas. A alternância entre clima seco e clima úmido proporciona as formas típicas deste relevo. En-

quanto no clima úmido as camadas resistentes ficam pronunciadas, no clima seco a desagregaçãomecânica tende a reduzir estas diferenças.

As principais formas de relevo tabuliforme são:

plataformas estruturais – mesas, chapadas, tabuleiros

morros testemunhos – forma residual formada por erosão regressivacornijas – escarpas mantidas pelas camadas mais resistentes

vales em “manjedoura” – vales simétricos muito abertos

Os relevos tabulares tendem a ocorrer com maior freqüência no interior das bacias sedimen-

tares devido à disposição horizontal dos estratos. As formas mais comuns nas estruturas concor-dantes se caracterizam por chapadões, chapadas e mesas, em ordem de grandeza.

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Estrutura concordante inclinada – Relevo de cuestas

O relevo de cuestas, assim como o tabuliforme, também está associado a estruturas sedimentares,com ou sem intercalações de estratos basálticos. É formado por uma camada resistente fracamente in-clinada (< 30º) e interrompida pela erosão. É uma forma de relevo dissimétrica, com perfil côncavo em

declive íngreme e planalto suavemente inclinado. Diferencia–se do relevo tabuliforme pela inclinação dascamadas. Geralmente as cuestas são encontradas em:

periferia de bacias sedimentares interiores em contato com escudos antigos e mergulhando emdireção ao centro da bacia;

bordas de grandes dobramentos;

periferia de domos;

planícies costeiras.

A erosão diferencial das cuestas gera os elementos topográficos:

front;

depressão ortoclinal ou subseqüente;

reverso;

morro testemunho.

Front – é a escarpa erosiva ou “costão” que se encontra entre a depressão ortoclinal e a partesuperior da cuesta, referente ao reverso. É constituído de cornija (parte superior do front sus-tentada pela camada resistente, caracterizada pela verticalidade) e tálus (depósito de detritossituado na base da cornija, na base do front, geralmente de forma côncava).

Depressão ortoclinal ou subseqüente – é a vertente do vale subseqüente (vale transversal aofront) que delimita a cuesta. Desenvolve–se abaixo do tálus e apresenta uma vertente côncava

com forte inclinação e uma outra que é suave (reverso).

Reverso – é o topo suavemente inclinado da cuesta, que inicia na parte superior do front e pro-gride em direção ao centro da bacia sedimentar. Possui as seguintes denominações:



reverso estrutural – quando corresponde ao mergulho das camadas;

reverso escultural – quando representado por sedimentos resultantes da meteorização darocha subjacente;

superfície de erosão – quando resulta do aplainamento das camadas.

Morro testemunho – morro ou colina com topo mais ou menos plano mantido por umacamada resistente que foi atacada pela erosão por todos os lados. A sobrevivência dosmorros testemunhos pode ser dada por recuo rápido da cuesta, sua posição na linha derepartição de redes de drenagem, dentre outros.

A drenagem de um relevo de cuesta é função da sua estrutura. Os rios são classificados como:

Cataclinais ou Conseqüentes

Seguem o mergulho das camadas. A superimposição destes cursos dá origem as percées. A extensão das percées depende do mergulho da camada. Assim, quanto menor o mergu-lho da camada, maior a extensão do reverso e maior a amplitude das percées.

Ortoclinais ou Subseqüentes

Paralelos à direção das camadas e perpendiculares ao mergulho. Desenvolvem a depressão ortoclinal.

Anaclinais ou Obseqüentes

contrários aos conseqüentes, seguem em sentido oposto ao mergulho das camadas. Des-

cem a escarpa da cuesta em direção à depressão ortoclinal. A erosão remontante dos cur-sos anaclinais provoca a retirada gradativa do material subjacente, implicando no desgasteda camada resistente (cornija) com conseqüente “festonamento’’ do front.

Cataclinais de Reverso ou Resseqüentes

correm segundo o mergulho das camadas, no reverso da cuesta.



Os fatores que diferenciam a forma das cuestas são de ordem estrutural e dependem daresistência, espessura e mergulho das camadas, e de ordem escultural, que dependem do sistemamorfoclimático, organização da drenagem e tempo de evolução. Elas podem ser:

retilíneas – quanto mais espessas e resistentes forem as camadas, mais difícil será o entalhe pelos rios;

festonadas– quanto mais espessa for a camada friável abaixo da cornija, mais longa será a vertentecôncava e quanto mais longa for a vertente, mais intensa será a erosão, e maior será o recuo.

O clima interfere na forma das cuestas da seguinte forma:

temperado úmido – cornijas mais arredondadas

tropical – solapamentos origina detritos finos

semi-árido – recuo das escarpas é rápido, devido processo mecânicos de meteorização das rochas.

Estrutura concordante inclinada – hog–backs, costões e cristas isoclinais

As demais formas de estrutura concordante inclinada são hog–backs, costões e cristas inclinadas.

Hog–backs são formas similares as cuestas, porém elaboradas em estruturas monoclinaiscom mergulhos superiores a 30°. Como dificilmente são encontrados mergulhos destas propor-ções associados somente aos processos de deposição, os hog–backs geralmente estão associadosa fenômenos tectônicos. Formam um relevo assimétrico com cornija e reverso mais inclinados doque nas cuestas. São comuns na periferia de domos ou de estruturas de dobras.

Costão é uma estrutura inclinada que possui mergulho com mesmo sentido do front daescarpa, ou seja, as camadas possuem inclinação inversa em relação à cuesta.

Crista isoclinal desenvolve-se em estruturas de camadas quase verticais, relacionada a pro-cessos tectônicos. As cristas apresentam simetria de flancos e a mesma inclinação das camadas.

Fonte:http://geology.cwru.edu/~huwig/catalog/slides/475.%20.1.jpeg



O relevo terrestre é o resultado de uma conjugação de forças que existem na natureza. Quais são

as principais forças responsáveis pela formação do relevo? Como elas atuam?

Os fenômenos geológicos relacionados à geodinâmica interna são os responsáveis pela formabruta do relevo. Quais são estes fenômenos? Caracterize–os.

O relevo tabuliforme tende a ocorrer, com maior freqüência, no interior das bacias sedimenta-res. Qual é a sua estruturação e quais as formas resultantes deste tipo de relevo?

Cite e descreva os elementos do relevo jurássico.

Quais são as feições morfológicas geradas por falhamentos?

1.

2.

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4.

5.

Atividade Complementar



PROCESSOS EXÓGENOS DEESCULTURAÇÃO DO RELEVO

PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL

O relevo é o resultado da interação entre os processos endógenos, que são responsáveis pela estru-turação do relevo, e os processos exógenos, que o modelam.

Os principais processos do ciclo superficial são:

intemperismo;

erosão;

transporte;

sedimentação;

Estes processos são responsáveis pelo desgaste e esculturação do relevo terrestre.

O intemperismo prepara os materiais geológicos para o ciclo erosivo e sedimentar (erosão, trans-porte e sedimentação) através dos agentes da denudação continental (águas superficiais e subterrâneas,geleiras, oceanos e ventos). A água da Terra constitui a hidrosfera e distribui-se por três reservatóriosprincipais, que são os oceanos, os continentes e a atmosfera, entre os quais existe uma circulação perpé-

tua, o ciclo da água ou ciclo hidrológico. As condições climáticas, como temperatura, umidade e pressão, respondem pela meteorização das ro-

chas, que geram os diversos tipos de relevo existentes na superfície terrestre. Para compreender melhor estasrelações e proporcionar um encadeamento seqüencial na análise das formas de relevo, serão apresentadasalgumas considerações sobre as formas de intemperismo e a suscetibilidade das rochas à alteração.

A erosão, assim como o intemperismo, é um outro processo do ciclo superficial responsável pelaesculturação e desgaste do relevo terrestre.

A superfície da Terra sofreu modificações profundas ao longo do tempo e continuará se transfor-mando indefinidamente. Isto acontece porque os agentes de erosão, alteram a superfície de maneira quase

imperceptível, mas constante. O homem também tornou–se um agente de erosão quando emprega mé-todos inadequados para o cultivo da terra, desmata áreas, altera o perfil das vertentes, constrói de maneirainadequada, dentre tantas outras ações danosas.

A água, o vento e a gravidade, são os agentes fundamentais da dinâmica externa da Terra. Osprocessos exógenos de elaboração do relevo estão ligados a esta dinâmica externa.

Você Sabia?



MODELADO DAS VERTENTES

As vertentes, também denominadas de encostas, são os elementos principais da superfície terrestre.Com exceção de fundos de vales e topos de chapadas, quase todas as terras emersas são constituídas por

vertentes. Pela sua distribuição generalizada na superfície terrestre, a abordagem das formas de relevo

relacionada aos processos exógenos começará com o estudo do modelado das vertentes.

As vertentes são produzidas por intemperismo e erosão, com elementos basais de origem deposi-cional ou erosiva. Há vários objetivos no estudo das vertentes. Para o geomorfólogo, elas são unidades dasuperfície da Terra fundamentais para explicar a evolução do relevo. Por isto, é muito importante enten-dê-las nos seus vários aspectos: formas, processos de erosão e intemperismo nelas atuantes. Os estudosdas vertentes não interessam apenas aos geógrafos da disciplina Geomorfologia, mas também a outrosprofissionais que lidam com agricultura, mineração ou atividades afins. Contudo cada um destes profis-sionais só se preocupa com um aspecto particular das vertentes. O geomorfólogo é o único que tem uma

visão abrangente de todos os aspectos das vertentes.O desenvolvimento das vertentes é o principal resultado da denudação. Sua importância se

dá na compreensão das paisagens naturais para prevenção e controle de erosão dos solos nas terrasagrícolas e na ocorrência de movimentos de massa. Qualquer obra que o homem realizar sobre umaencosta poderá afetar as formas do relevo.

As encostas variam de forma, comprimento e declividade de um local para outro e até num mesmolocal. Estas mudanças se devem a fatores, climáticos, pedológicos, geológicos, dentre outros.

Forças que atuam nas vertentes

Os materiais de vertente são altamente vari-

áveis, dependendo dos diversos tipos de terreno. Agravidade é o “motor” dos movimentos de massa.Numa vertente, a força da gravidade pode ser de-composta em duas componentes principais, uma atu-ando de forma perpendicular (gp) e outra atuandotangencialmente (gt) à superfície da vertente. O ângu-lo que a vertente faz com a horizontal é denominadode ângulo de repouso, e é definido como o ângulomáximo no qual os materiais soltos de uma vertentese mantêm estáveis. Uma vertente mais inclinada do

que o ângulo de repouso é instável e tenderá a colap-sar para alcançar novamente o ângulo estável.

Pode-se definir vertente como um elemento da superfície terrestre inclinado em relaçãoà horizontal, tendo um gradiente e uma orientação no espaço.

Atenção!



O ângulo de repouso varia significativamentecom vários fatores, dentre eles, o tamanho e a forma daspartículas. Fragmentos maiores, mais achatados e maisangulosos de material solto permanecem estáveis em

vertentes com declives acentuados. O ângulo de repou-so também varia com a quantidade de água existente

entre as partículas. O ângulo de repouso da areia úmidaé mais acentuado do que o da areia seca, uma vez que apequena quantidade de água entre os grãos tende a uni-los de forma a resistirem ao movimento.

A origem desta tendência é a tensão superficial,que é a força de atração que existe entre as moléculas deágua em uma superfície. Entretanto, muita água mantémas partículas afastadas umas das outras e permite queelas se movam livremente umas em relação às outras.

As vertentes dos materiais consolidados podem sermais abruptas e menos regulares, mas se elas se tornaremmuito abruptas ou se a vegetação for retirada, podem setornar muito instáveis.

Características naturais das encostas

As vertentes resultam de diversos processos endógenos e exógenos. Os processos endógenos estãorelacionados a vulcanismo, orogênese e epirogênese, os quais tanto modificam a posição altimétrica e a orien-tação das vertentes pré–existentes como produzem novas vertentes. Já os processos exógenos são controlados

por fatores externos, tais como intemperismo, movimentos de massa, transporte e deposição. Estes processostendem a reduzir a paisagem terrestre a um nível de base, sendo que o principal é o nível do mar.

A descrição das vertentes fornece informações importantes para a caracterização das áreas e podeser realizada em perfil ou em plano.

Os principais índices morfométricos das vertentes são:

altitude;

amplitude;

comprimento da rampa;declividade.

As principais formas das vertentes são:

côncavas;

convexas;

retilíneas;.

Geralmente as vertentes se apresentam como uma combinação das formas acima citadas e tambémpodem ser subaéreas e submarinas. As encostas de forma convexa são características de processos derastejamento (creep), erosão por salpicamento (splash) e divergência de fluxos, com lavagem de superfíciedo terreno. As concavidades estão associadas à erosão e à deposição.



Com base situada nas linhas de contorno das curvas de nível e nas linhas de perfil transversal ecombinando convexidade e concavidade, existem quatro tipos de vertentes:

As vertentes podem ter duas origens:erosiva – formando morros, colinas, escarpas, etc.

deposicional – formando planícies, cones de dejeção, etc.

Declividade e estabilidade das encostas

Vários fatores controlam a declividade, sendo a geologia um fator principal. Os processos queocorrem em uma vertente dependem de fatores como declive, litologia e condições climáticas. Diferentesdeclividades podem aparecer em diferentes tipos de solos e rochas.

As encostas rochosas podem ter inclinações suaves ou abruptas. A estabilidade destas encostas de-pende do intemperismo e do grau de fragmentação das rochas. Os folhelhos, por exemplo, tendem a sefragmentar em pequenos pedaços que formam uma fina camada de cascalho cobrindo o substrato rochoso.O ângulo de inclinação da vertente rochosa é semelhante ao ângulo de repouso da areia grosseira solta.

O cascalho acumula-se gradualmente, formando uma vertente instável. Eventualmente, algum mate-rial solto desliza vertente abaixo. Isto acontece nas estradas, quando se formaram vertentes instáveis sem quenada fosse feito para prevenir, levando a desmoronamentos que restringem ou impossibilitam o tráfego.

Os calcários e os arenitos de ambientes áridos, que são resistentes à erosão e desintegram–se emgrandes blocos, apresentam comportamentos contrastantes. As encostas íngremes das partes altas são bem

mais estáveis do que as encostas mais suaves cobertas com fragmentos de rochas das partes mais baixas. A exceção feita às eventuais quedas de massas rochosas que se abatem e rolam sobre a vertente coberta derochas abaixo. O acúmulo de fragmentos de rochas nestas vertentes faz com que ela se torne mais inclinadaaté ultrapassarem o ângulo de repouso, quando tornam–se instáveis e deslizam morro abaixo.



Quando estes calcários e arenitos se encontram intercalados com folhelhos, as encostas podem se tornarescalonadas, como no caso das rochas do Grand Canyon. Quando o folhelho vai sendo retirado, as camadasmais duras ficam sem sustentação, tornam-se menos estáveis e caem, eventualmente, em grandes blocos.

A estrutura das camadas influencia na sua estabilidade, especialmente quando o mergulho dascamadas é paralelo ao ângulo da encosta. Os planos de estratificação podem ser potenciais zonas defraqueza, uma vez que as camadas adjacentes diferem na sua composição mineralógica, na textura ou nasua capacidade para absorver água. Essas camadas podem tornar-se instáveis, permitindo que massas derocha deslizem ao longo dos planos de estratificação.

O movimento de massa, por exemplo, tem possibilidade de ocorrer em declive moderado,desde que a presença de água e de argila seja suficiente para reduzir o atrito do material intempe-rizado em relação à estrutura subjacente.

Denomina-se intemperismo ou meteorização o conjunto de processos físicos e químicos que oca-sionam a desintegração e a decomposição das rochas e dos minerais devido à ação de agentes geológicose biológicos. Em função dos mecanismos predominantes de atuação, são classificados em:

intemperismo físico;

intemperismo químico;

intemperismo biológico.

Intemperismo físico

O intemperismo físico consiste na desagregação física das rochas, com separação dos grãos mine-rais antes coesos e com sua fragmentação, transformando a rocha em material descontínuo e friável. Narealidade, ele prepara a rocha para a atuação do intemperismo químico.

Os principais fatores desta desintegração são:

alívio de pressão;

expansão térmica.

PROCESSOS INTEMPÉRICOS

No intemperismo físico não há alteração da composição química das rochas. As conseqüên-cias diretas deste tipo de intemperismo são a redução da granulometria dos minerais, um aumentoda superfície específica das rochas e a formação de solo.

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crescimento de cristais;

hidratação de minerais;

processos físico–biológicos.

Intemperismo químico

O intemperismo químico consiste da decomposição das rochas devido ao rompimento do equilíbriodo conjunto de íons que constituem os minerais. É um processo muito lento, complexo e variado e ocorreprincipalmente em regiões de altas temperaturas e elevada pluviosidade. Os principais agentes são:

A água de infiltração, que por ser levemente ácida (contendo gases e íons dissolvidos), équimicamente ativa;

Os agentes biológicos e seus produtos orgânicos.

No intemperismo químico há alteração da composição química das rochas. As reações químicasconduzem o mineral a um arranjo mais estável em suas novas condições, originando minerais de com-posição diferente dos existentes. Estes novos minerais são estáveis nas condições da superfície e futura-mente darão origem ao solo.

As principais reações químicas que ocorrem no intemperismo químico são:

Hidratação;

Hidrólise;

Dissolução;

Oxidação;

Complexação.

Hidratação: consiste na adição de moléculas de água na estrutura do mineral, modificando-a eformando um novo mineral. A água de hidratação causa uma expansão do volume desse mineral e podeser eliminada através do aquecimento do mineral acima da temperatura de ebulição da água.

Ex.: transformação da anidrita em gipso.

CaSO4

+ 2H2O → CaSO

4. 2H2O

Hidrólise: consiste na decomposição do mineral pela água devido à quebra da sua estrutura pelaação dos íons H+ e OH- dissociados da água. Qualquer reação que aumente a concentração H+ na águaaumenta a eficiência da hidrólise. A hidrólise pode ser demonstrada através da decomposição dos silicatos(feldspatos, micas, hornblenda, augita, dentre outros) pela água dissolvida.

Ex: transformação do feldspato em argila.

2KAlSi3O

8+ 2H

2CO

3+ H

2O → Al2Si2O5(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K + + 2HCO3 –

anidrita gipso (gesso)

ortoclásio caulinita



Dissolução: é a solubilização de minerais em maior ou menor grau sob processos intempéricosem função da concentração de íons H+ (pH). Determinadas rochas ou minerais são dissolvidos maisfacilmente pela água do que outros. Por exemplo, a água pura solubiliza facilmente sais clorídricos (halita,carnalita) e mais lentamente minerais como o gipso e a anidrita.

Carbonatação: é um tipo de dissolução que consiste na dissolução de rochas carbonatadas (calcárioe dolomito) pela água pura ou enriquecida em gases e ácidos. O gás carbônico dissolvido na água dá origema uma solução ácida, denominada de ácido carbônico (H2CO3 ), que reage com os minerais carbonatados eprovoca a dissolução da rocha. Esta água agindo sobre o calcário transforma o CaCO

3da calcita em bicar-

bonato de cálcio, bastante solúvel em água, que é lixiviado. A reação pode ser assim expressa:

CaCO3

+ H2CO

3 → Ca(HCO

3 )

2

Oxidação: é uma das principais reações do intemperismo químico e ocorre quando o oxigêniocombina com um elemento dos minerais (geralmente Fe, Al e Mn) formando óxidos. A evidência da

oxidação é a coloração avermelhada ou amarelada encontrada em rochas e solos.Ex: transformação da hematita em goethita.

2Fe2O

3+ 3H

2O → 2Fe

2O

3. 3H

2O

Complexação: é a reação na qual complexos orgânicos solúveis ligam–se a elementos quími-cos insolúveis, mobilizando–os. É um processo comum em ambientes frios onde a decomposição damatéria orgânica não é total, formando ácidos orgânicos que diminuem o pH das águas e permitem

complexar Fe e Al, colocando-os em solução.

No intemperismo químico ocorre uma completa modificação das propriedades físicas e químicasdas rochas. As conseqüências diretas deste tipo de intemperismo são:

Aumento no volume dos minerais secundários em relação aos minerais primários;

Formação dos solos;

Esfoliação esferoidal.

Intemperismo biológico

O intemperismo biológico consiste na desagregação física e na decomposição química das rochascausada pelos organismos vivos. A desagregação das rochas pode ser provocada pelas raízes dos vegetaisque penetram em suas fendas. Considerável redução em tamanho de minerais e rochas pode ser causadapela abundância da flora e fauna nos solos de áreas úmidas.

As atividades orgânicas de bactérias, fungos, líquens, algas e musgos tomam parte na decomposiçãodas rochas pela ação dos seus metabólitos (CO

2, nitratos, ácidos orgânicos, etc).

Fatores que controlam o intemperismo

Várias características do ambiente em que se processa o intemperismo influem diretamente na ve-locidade e na intensidade das reações de alteração e, conseqüentemente, na formação das diversas formasde relevo. Os principais fatores de controle do intemperismo são:

calcita bicarbonato de cálcio

hematita goethita



material parental (ou original);

clima;

topografia;

biosfera;

tempo.Material parental: a natureza dos minerais, e a textura e estrutura das rochas determinam a resistência

à alteração. Entre os minerais constituintes das rochas alguns são mais suscetíveis à alteração do que outros. Asérie de Goldich representa a seqüência normal de estabilidade dos principais minerais frente ao intemperismo.Devido a estes diferentes comportamentos dos minerais, os perfis de alteração são naturalmente enriquecidosnos minerais mais resistentes, como o quartzo, e empobrecidos ou mesmo desprovidos dos minerais maisalteráveis, como a olivina. Para os minerais silicáticos de origem magmática, essa série é equivalente à série deBowen, que representa a ordem de cristalização dos minerais a partir da solidificação do magma. A figura abai-xo mostra a correlação entre a série de Goldich (à esquerda) e a série de Bowen (à direita).

As estruturas existentes nas rochas, tais como contatos e descontinuidades, facilitam a alteração dointemperismo. Rochas permeáveis são mais susceptíveis à alteração do que rochas impermeáveis.

Clima: fator que mais influencia no intemperismo, é determinante na caracterização do tipo e daintensidade da meteorização das rochas. Os parâmetros climáticos mais importantes são temperatura eprecipitação pluviométrica. O intemperismo físico predomina em áreas de temperatura e pluviosidadebaixas, ao contrário do intemperismo químico, que predomina em temperatura e pluviosidade elevadas.

Em climas quentes e úmidos (intertropicais e equatoriais), devido à abundância de água, o intem-perismo químico é maior do que o físico. Neste tipo de clima, minerais primários inalterados e os consti-

tuintes solúveis dos minerais de alteração são escassos.Em climas quentes e secos, como a evaporação é maior que a precipitação, o intemperismo físico é



maior que o químico. É comum a cristalização de sais nos solos e nas rochas. Os minerais primários inalteradossão abundantes e os minerais de alteração ainda refletem a sua composição inicial (ricos em sílica e bases).

Em climas temperados, as reações químicas são retardadas.

Topografia: regula a velocidade de escoamento superficial das águas pluviais e controla a quanti-dade de água que infiltra nos perfis.

Biosfera: promove a ruptura das rochas através do crescimento das raízes das plantas e a remo-bilização dos materiais do solo pelos organismos. A presença da vegetação possibilita a estabilização deencostas e o retardamento da erosão mecânica, favorecendo a infiltração das águas das chuvas e promo-

vendo o intemperismo químico. Superfícies rochosas colonizadas por liquens são muito mais rapidamen-te atacadas pelo intemperismo químico.

Tempo : depende da susceptibilidade dos minerais e do clima. Valores da ordem de 20 a 50metros por milhão de anos podem ser considerados representativos para a velocidade de aprofun-damento do perfil de alteração.

Minerais e elementos químicos envolvidos no intemperismo

Os minerais e os elementos químicos mais abundantes nas rochas da crosta terrestre são:

Além do oxigênio, os elementos químicos mais abundantes nos minerais constituintes dasrochas da crosta terrestre são Si, Al, Ca, Mg, Fe, Na e K. Já nos solos, os minerais mais abundantessão os argilominerais e os óxihidróxidos de Fe e Al e os elementos químicos mais abundantes, alémdo oxigênio, são Al, Fe e Si. Mas, e o que é feito do Ca, Mg, Na e K? O destino destes elementos nosclimas tropicais é a água, onde eles estão dissolvidos na forma de cátions e ânions.

O intemperismo é apenas a primeira etapa da pedogênese. A pedogênese é um conjunto demecanismos que transforma uma rocha alterada num material mais evoluído do ponto de vista es-trutural que origina os solos. Ela envolve, basicamente, uma reorganização estrutural do material jámeteorizado, com grande participação dos organismos e das substâncias por eles geradas.

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Solo: o resíduo do intemperismo

Os solos resultam das transformações estruturais no material que sofreu intemperismo pelaação dos agentes meteóricos e dos organismos vivos. A estas transformações estruturais que dãoorigem aos solos denomina–se pedogênese.

Em sentido amplo, solo é o material superfi

cial da crosta terrestre sobre o qual ocorrem alte-rações devidas aos fenômenos atmosféricos e à biosfera, na qual se incluem certas espécies animais, vegetais e de microrganismos. Entretanto, os geólogos preferem denominar esse material não con-solidado que recobre as rochas de manto de intemperismo ou regolito.

Em sentido estrito, o solo corresponde à parte delgada do manto de intemperismo que ofereceas condições de sustentação e subsistência necessárias à vida vegetal. Geralmente, os solos contêmmatéria orgânica carbonosa, escura, chamada húmus, gerada pela decomposição da matéria orgânica.

A parte subjacente ao solo se denomina subsolo. O ramo das ciências da Terra que estuda o solochama-se pedologia ou edafologia.

Formação dos solos

As rochas que afloram sobre a superfície terrestre, submetidas à ação modificadora de diversosagentes, dão origem aos solos. Um solo pode originar-se de qualquer tipo de rocha: ígnea, metamórficaou sedimentar. Os principais fatores que controlam o tipo de solo que será formado e a sua evolução sãoos mesmos que controlam o intemperismo.

As características de um solo dependem em grande parte da rocha matriz, mas há outros fatores que contri-buem decisivamente em sua formação. O tempo, por exemplo, é um fator importante, pois cada tipo de materialtem sua velocidade de decomposição: um folhelho se decompõe mais rapidamente que uma rocha ígnea.

O clima é outro fator de grande importância na formação dos solos. Com exceção de casos extre-mos de diferenças de composição, o que geralmente acontece é que, em função do clima, tipos diferentesde rochas podem originar solos iguais.

A influência do relevo se percebe na diferença existente entre os solos das regiões fortemente incli-nadas e os das regiões planas, devido às condições de drenagem, entre outros fatores.

Chamam-se solos residuais os que repousam sobre a própria rocha matriz de que derivaram. Nesse caso,observa-se em seu perfil uma transição gradual do solo para o subsolo, e deste para a rocha matriz. Os solos for-mados de material trazido de pontos afastados pela ação de agentes geológicos chamam-se solos transportados.

Perfil do solo

A organização dos solos se dá pela remo-bilização dos materiais por vários mecanismosde transferência de partículas e de íons causandoa diferenciação dos horizontes pedológicos. Umsolo é dito maduro quando, depois de sujeito porlongo período a diferentes condições climáticas,adquire características peculiares. A seção de umsolo maduro mostra um perfil constituído de três

horizontes principais, designados A, B e C, quediferem em cor, textura, estrutura e composição,e variam em espessura. O horizonte A é fofo,rico em matéria orgânica, útil para as culturas; o



horizonte B, rico em argilas ou em minerais de ferro e pobre em húmus, é inútil para culturas de ciclocurto; o horizonte C corresponde principalmente à rocha decomposta.

Classificação pedológica

Os solos se reúnem em classes determinadas primeiramente pelo tipo de clima em que se origi-

naram. Chamam-se lateritos os solos desenvolvidos por processos de intemperismo próprios de climasquentes e úmidos. Ricos em óxidos de ferro e alumínio com lixiviação de sílica, os lateritos apresentamcor vermelha ou amarela. Tchernoziom (em russo, “terra negra”) é a nome dado aos solos negros declima temperado, subúmido. O solo podzólico, de cor cinza, é típico de clima frio, úmido.

No Brasil, os solos mais comuns são: latossolos, argissolos, nitissolos, alissolos, plintissolos, lu- vissolos, planossolos, espodossolos, chernossolos, gleissolos, planossolos, cambissolos, neossolos, orga-nossolos, vertissolos. Entretanto, há designações populares para distinguir tipos de solos. No estado deSão Paulo, dá-se o nome de terra roxa aos solos originários da decomposição de basaltos. A designaçãomassapê é usada no Norte do Brasil para solos pretos argilosos. Em São Paulo, o mesmo nome se aplicaaos solos argilosos provenientes da decomposição de xistos metamórficos. O salmourão é um solo areno-

argiloso proveniente da decomposição de granitos e gnaisses.

Evolução dos solos sob diferentes sistemas morfoclimáticos

A intensidade da lixiviação é inversamente proporcional à temperatura e quantidade de água infil-trada. Nos climas temperados, as temperaturas são pouco elevadas podendo ocorrer um período de que-da de neve com retenção de água. A lixiviação é moderada e a atividade biológica é reduzida. Os mineraisargilosos do solo impermeabilizam a superfície e a ação dos processos de denudação sobre as vertentesserá mais intensa. A paisagem resultante será de encostas suaves, convexas no topo e côncavas na basecobertas por alguns decímetros de solo.

Nos climas frios, a atividade biológica é bem reduzida e a lixiviação é muito pequena. Os solosevoluem lentamente e são bem rasos. O intemperismo mecânico é muito eficaz na destruição dos relevos,que se apresentam como fragmentos de rochas sobre as vertentes nuas expostas à desagregação, podendoformar penhascos abruptos.

Nos climas intertropicais quentes e úmidos, as altas temperaturas e a elevada umidade favorecem a lixiviação.O quartzo é parcialmente atacado e as argilas podem caracterizar a zona meteorizada atingindo dezenas de metros.

Nos climas tropicais com estação seca definida, do tipo savana e cerrado, as temperaturas sãotambém elevadas, mas a vegetação é menos abundante que nos climas intertropicais úmidos. Ocorre adeposição e a oxidação do ferro na parte superior do horizonte B. Estas concentrações podem endurecer

e aparecer na superfície após a erosão superficial.Nos climas semi-áridos a lixiviação é quase nula. Os minerais são pouco mobilizados e os solos são

rasos, pouco húmiferos, mineralizados, secos, com fraca estrutura e muito sujeitos a erosão.

Os agentes erosivos são os principais responsáveis pelo modelado do relevo. Eles variam, sobretudo,em função dos fatores climáticos, litológicos, estruturais e topográficos de uma dada região. Assim, por

exemplo, a ação dos rios só se faz sentir onde houver águas correntes, da mesma forma que as geleiras sóse encontram em latitudes e/ou altitudes que permitam a formação e manutenção de gelo. Afloramentosde rochas carbonatadas e de rochas intrusivas ou metamórficas respondem de formas diferentes ao mesmo

PROCESSOS EROSIVOS



agente erosivo. Do mesmo modo, por uma questão de diferença de energia dos agentes erosivos, os proces-sos e efeitos que se verificam numa região montanhosa são diferentes dos verificados numa planície.

Os principais tipos de erosão são:

pluvial;

fluvial;

marinha;

eólica;

glacial.

Erosão pluvial – é causada pela água da chuva nos solos e nas rochas. Quando o terreno está sem vegetação, ele fica desprotegido e as chuvas carregam a camada superficial do solo, onde existemsubstâncias necessárias às plantas. Desta forma, um solo fértil pode transformar–se em árido cau-sando prejuízos à lavoura e desmoronamentos. As águas das chuvas também provocam um desgastenas rochas através da dissolução de seus componentes, embora muito mais lento do que nos solos.

Erosão fluvial – é o desgaste provocado pelas águas dos rios. As fortes correntezas dos rios vão arrancando fragmentos das margens, alterando assim os seus contornos. Este materialé carregado pelas águas e depositado em outros locais. Com o passar dos tempos, os riospodem mudar o seu percurso por causa da erosão.

Erosão marinha – é causada pelo mar, que age sobre as rochas e as praias através das ondas.

Erosão eólica – é o desgaste provocado pelo vento. O vento transporta areia paralugares distantes. No seu trajeto, os grãos de areia desgastam e alteram as formas das

rochas que encontram pelo caminho.

Erosão glacial – é o desgaste das rochas provocado pelo movimento do gelo.

As diferentes paisagens encontradas na superfície da Terra, com suas características geomorfoló-gicas bem definidas, são compatíveis com os agentes erosivos que atuam sobre elas. De um modo geral,podemos considerar três grandes agentes erosivos:

a gravidade;

a água (nas formas de torrentes, rios, oceanos, geleiras);o vento .

A erosão é um fenômeno de desgaste constante de rochas e solos da crosta terrestre. Ela mobilizaas partículas produzidas pelo intemperismo. A maioria dos processos erosivos resulta da ação combina-da de vários fatores como o calor, o frio, os gases, o vento, a gravidade e a vida animal e vegetal.

Você Sabia?



Após a erosão, as partículas e íons são transportados e depositados para os diversos sítios desedimentação vindo a formar os tipos de depósitos existentes na crosta terrestre. Assim, transporte esedimentação são os dois últimos processos do ciclo superficial, que modelam e desgastam o relevo.

Transporte e sedimentação

Quando estas partículas e íons que sofreram erosão e transporte são depositados nos vários am-bientes da superfície terrestre são denominados sedimentos.

Estes sedimentos podem ser de dois tipos:

clásticos;

químicos ou bioquímicos.

Os sedimentos em uma bacia sedimentar são o reflexo não apenas do agente de transporte e dedeposição, mas também do tipo de intemperismo que atuou na área fonte.

Para dar um encadeamento seqüencial e lógico no que será abordado daqui em diante, os agenteserosivos, as formas de transporte e sedimentação bem como as feições do relevo de cada agente serãotratados nos seus conteúdos específicos.

Erosão, transporte e deposição através da atividade glacial

Quando as temperaturas médias de uma região se situam abaixo de 0ºC, as precipitações ocorremmais freqüentemente sob a forma de neve, que posteriormente é convertida em gelo. As duas grandes

regiões de acumulação de gelo são as regiões polares e as regiões das altas altitudes. Nestas regiões, o gelodesempenha um papel fundamental na esculturação do relevo terrestre, pois ele é quem mais tem energiapara destruir as rochas e transportá-las para regiões mais rebaixadas. Sendo assim, ele se comporta como oagente de intemperismo mais competente para a destruição e reconfiguração das paisagens montanhosas.

As geleiras são massas de gelo formadas naturalmente pela acumulação, compactação e recrista-lização da neve, que se movimentam pela ação da gravidade. Fazem parte da criosfera e são sistemasdinâmicos que envolvem acumulação e transporte de gelo.

As partes de um sistema glacial são:

zona de acumulação;zona de ablação;

linha de neve;

O transporte consiste na “viagem” das partículas e íons retirados das rochas e solos pelointemperismo e erosão até o seu sítio de deposição. Este transporte é feito pelas correntes de águae de vento e pelo deslocamento das geleiras.

Através da deposição ou sedimentação, as partículas e os íons depositam–se quando o vento cessa, as correntes de água se desaceleram, ou as bordas das geleiras se fundem.

Saiba Mais!



A diminuição das geleiras resulta do aquecimento e degelo da frente da geleira. A diferença entrea acumulação e a ablação resulta no crescimento ou na diminuição da geleira. Quando a ablação e a acu-mulação se anulam, a geleira está em equilíbrio mantendo o seu tamanho. Se a acumulação for maior quea ablação, ocorre o crescimento da geleira e se a ablação for maior que a acumulação ocorre a diminuiçãoda geleira. Este equilíbrio, também denominado balanço glacial, pode se modificar com o tempo.

Erosão glacial

A erosão glacial é provocada pela remoção e incorporação, pelas geleiras, de partículas ou detritos

do assoalho sobre o qual elas se movem.Os principais processos de erosão glacial são:

abrasão;

remoção;

ação da água de degelo.

abrasão - desgaste do assoalho sobre o qual as geleiras se deslocam, pela ação das partículasrochosas transportadas na base do gelo.

remoção - remoção de fragmentos rochosos maiores pelas geleiras, associada a fraturas oudescontinuidades nas rochas do substrato.

água de degelo - erosão por ação mecânica e química. Os fatores que mais interferem naação erosiva da água de degelo são as características do embasamento, velocidade e turbulên-cia da água e quantidade de partículas transportadas.

Transporte glacial

As geleiras transportam rochas erodidas de todos os tamanhos e tipos para jusante e as depositamquando e onde o gelo se derreter. O gelo é um agente de transporte de detritos muito eficiente porquetodo o material que recolhe não se afunda, como acontece com a carga transportada pelos rios. Assim



como a água e o vento, o gelo tem uma competência e uma capacidade. A competência do gelo é extre-mamente alta, assim como a sua capacidade.

Quando o gelo glacial derrete, ele deposita uma carga de sedimentos muito heterogênea. A principal di-ferença entre os sedimentos glaciais e osfluviais e eólicos é a sua grande variedade de tamanhos. Os sedimentosfluviais são bem selecionados e os sedimentos eólicos têm uma seleção ainda melhor do que o fluvial.

Deposição glacial

Os principais depósitos que caracterizam a paisagem pós-glacial são:

Morenas (frontal, basal e lateral);

Drumlim;Esker;

Kame;

Kettle.

Morenas – são depósitos constituídos de um amontoado de fragmentos rochosos de to-dos os tamanhos que foram arrancados do substrato pela geleira e também de sedimentosproduzidos pela abrasão do gelo sobre a rocha. Este depósito pode se localizar na frente da

geleira, na sua base ou em suas margens. Ele recebe a denominação de morena frontal, basale lateral, respectivamente.

Drumlin – colina com a forma de extensos cordões alongados de till e substrato rochoso,paralelos à direção de movimento do gelo, em um terreno de geleira continental.

Esker – crista longa, estreita e sinuosa formada por areia e cascalho encontrada nomeio de uma morena.

Kame – depósito flúvio–glacial formado em uma cavidade ou em uma depressão da geleira

que, após o derretimento, forma pequenos montículos.

Kettle – depressão formada em uma morena ou em um depósito flúvio–glacial criado peloderretimento de um bloco de gelo aprisionado dentro dos materiais.



Os principais tipos de sedimentos glaciais são:

Deriva glacial;

Till;

Varve.

Deriva glacial – denominação genérica que inclui os sedimentos glaciais primários, materialtransportado por degelo e outros depositados em massa de águas de inundação provenientes

da própria geleira ou do mar.

Till – sedimento mal selecionado cujas par tículas variam desde o tamanho das argilasaté blocos de rochas.

Varve – sedimento de fundo de lago glacial.

Formas de relevo glaciais

As geleiras alpinas esculpem as mon-

tanhas de uma maneira bem característica efacilmente reconhecível.

Da ação erosiva das geleiras resul-tam, após o derretimento do gelo, as se-guintes paisagens:

Circos glaciais (antigas zonasde acumulação do gelo);

Vales em forma de “U”;

Picos e arestas (delimitam os vales suspensos );



Vales suspensos (resultam da escavação de geleiras menores);

Fiordes (vales glaciais afogados).

O substrato rochoso traz as marcas das geleiras. As principais marcas deixadas pelas geleiras são:

Rochas moutonnées – são rochas que foram arredondadas pela fricção do gelo.

Estrias glaciais – são sulcos formados no pavimento rochoso pelas rochas trazidas pelo gelo.Estas estrias permitem determinar a direção e o sentido do escoamento do gelo quando a geleiradesaparece. A cartografia das estrias permite a reconstrução do seu padrão de fluxo, com impor-tantes implicações na reconstrução de antigas linhas de costa e da paleoecologia das regiões.

Erosão, transporte e deposição através da atividade eólica

A atividade eólica representa um conjunto de fenômenos de erosão, transporte e sedimentaçãopromovidos pelo vento. Sedimentos eólicos são os materiais movimentados e depositados nesse proces-so. O vento é o agente modelador menos efetivo da superfície terrestre. Age em regiões onde a precipi-tação é baixa e a evaporação é alta.

Erosão eólica

Os principais mecanismos de erosão eólica são:

Deflação

Abrasão (ou Corrasão)

Deflação – processo de rebaixamento do terreno pela remoção e transporte de areia e poeirada superfície do terreno. As principais feições geradas por deflação são:

Bacias de deflação;

Pavimentos desérticos – superfícies de cascalhos concentrados pela ação seletiva desedimentos finos;

Oásis.

Abrasão – processo de desgaste e polimento da su-perfície das rochas produzido pelo impacto de di-ferentes partículas transportadas pelos ventos. Asprincipais feições geradas por abrasão são:

Ventifactos – típicos dos desertos do Saara, Atacama, Taklimakan (China)

Yardangs – formados pela ação abrasiva em se-dimentos e rochas sedimentares pouco conso-lidadas, assemelham-se a cascos de barcos vira-dos. Bacia do Lut (Irã) e Atacama



Transporte eólico

O movimento das massas de ar redistribui a energia solar na atmosfera e representa a capacida-de para o deslocamento de partículas. Quanto maior a velocidade do vento, maior a sua capacidade detransporte. Anteparos naturais ou artificiais podem reduzir a velocidade destas massas e o seu transporte,como, por exemplo, a Cadeia Andina.

Quando o vento sopra próximo à superfície do terreno, sua velocidade diminui devido ao atrito. Osprincipais fluxos das massas de ar são:

Laminar – afastado da superfície do terreno;

Turbulento – próximo à superfície do terreno.

A atividade geológica mais comum dos ventos resulta do fluxo turbulento. As partículas são trans-portadas pelos ventos através dos seguintes mecanismos:

Suspensão;Saltação;

Arrasto.

Suspensão – são transportadas partículas de poeira (diâmetros < 0,125 mm). O maior vo-lume de material transportado e depositado pelos processos eólicos é feito por suspensão.

Através dele, as partículas podem permanecer em suspensão por longo tempo, sendo trans-portadas por grandes distâncias.

Saltação – ocorre o transporte de areia (partículas com diâmetros entre 0,125 e 2 mm). Estetipo de transporte é mais limitado do que o transporte em suspensão. Para uma mesma velo-cidade de vento, quanto maior a partícula, menor o deslocamento. Constituem diferentes fei-ções morfológicas, entre elas, as dunas. A ação eólica produz estruturas sedimentares comomarcas onduladas e estratificação cruzada.

Arrasto – são transportadas partículas com diâmetros superiores a 0,5 mm. Este mecanismoé bem mais restrito devido ao peso destas partículas e ao atrito entre elas e o substrato.

Deposição eólica

A deposição pelos ventos ocorre quando a sua velocidade diminui. As formas de acumulação po-dem ser provenientes de explosões vulcânicas, de áreas periglaciais, de praias e de regiões áridas.

As principais formas de sedimentação atuais ocasionadas pelos ventos possuem feições sedimen-tares como estratificação cruzada e marcas de onda. São elas:

Dunas;

Mares de areia;

Loess.



Dunas – são elevações de forma regular e característica resultantes de uma deposição con-tínua de partículas transportadas pelo vento. A face de maior ângulo é o sotavento e a maissuave é o barlavento. Elas são feições morfológicas importantes das regiões desérticas. Com base namorfologia, elas são classificadas como:

transversais;

barcanas;

parabólicas;

estrela;

longitudinais.

Mares de areia – são vastas áreas onde a precipitação é rara e encontram-se cobertas porareia. Os maiores mares de areia do mundo estão localizados no Norte da África (onde sãoconhecidos como ergs), na Arábia Saudita e nas partes central e oeste da Austrália.

Loess – são sedimentos muito finos (silte e argila), homogêneos e friáveis, comumente ama-

relados, constituídos de diversos minerais (quartzo, feldspato, anfibólio, mica, argila e car-bonatos) e fragmentos de rocha pouco alterados. Possuem espessuras médias de 30 m eas ocorrências mais expressivas encontram–se na Mongólia central, China, Europa e EUA.Uma parte importante destes sedimentos é originada por erosão glacial. Os depósitos de lo-ess cobrem um décimo das terras expostas e comporta as terras mais férteis do mundo.

A paisagem desértica

As paisagens desérticas são as mais variadas da Terra. Áreas extensas, baixas e planas são cobertaspor playas, pavimentos desérticos e campos de dunas. As terras altas são rochosas, entalhadas por valesíngremes e gargantas fluviais. A ausência de vegetação e solos faz com que tudo seja visto de forma maisproeminente e áspera do que seria em paisagens de climas mais úmidos. Os fragmentos grossos de vários

Os parâmetros que determinam a morfologia de uma duna são:

velocidade e variação do rumodo vento predominante;

características da superfíciepercorrida pelas areias trans-portadas pelos ventos;

quantidade de areia disponívelpara a formação das dunas.

Saiba Mais!



tamanhos produzidos pelo intemperismo for-mam encostas abruptas contornadas, em suasbases, por massas de tálus com alta declividade.

Os vales dos desertos têm a mesma varia-ção de perfil dos vales de outros lugares, porémapresentam mais paredes abruptas. A maior par-te da paisagem dos desertos é modelada pelosrios, mas os vales são geralmente secos.

Uma forma característica do modela-do do deserto é o pedimento, que consistede vastas plataformas suavemente inclina-das de substrato rochoso deixado para trásà medida que a frente das montanhas vaisendo erodida e recuada de seus vales.

Atividade complementar

Intemperismo, erosão, transporte e deposição são os principais processos do ciclo superficial.Faça uma correlação entre os tipos de intemperismo e os tipos de clima em que atuam.

Os solos são o resíduo do intemperismo. Quais são os principais fatores de formação dos solos?

O que são vertentes? Quais as suas principais formas?

1.

2.

3.



Quais são as formas de relevo esculpidas pelas geleiras?

Quais são os principais mecanismos de erosão eólica e quais são as feições geradas por eles?

4.

5.

ESTUDOS E APLICAÇÕES DAGEOMORFOLOGIA

ATUAÇÃO DOS AGENTES DADINÂMICA EXTERNA

GEOMORFOLOGIA FLUVIAL

Os rios são os principais agentes de transporte de sedimentos formados pelo intemperismo das áreaselevadas para as mais baixas e dos continentes para o mar. No sentido geral, um rio é um curso de água docenatural, com canal definido e fluxo permanente ou sazonal, que deságua em um outro rio, no mar ou em umlago. Ele recebe água pelo escoamento superficial e pelo escoamento de base, e perde pela evaporação.

Para entender o desaguamento, vejamos como um rio nasce. Na nascente, também chamada mon-tante ou cabeceira, o escoamento de base gera um pequeno filete de água e, à medida que a quantidadede água aumenta, o curso d’água recebe diversos nomes: regato, riacho, ribeirão e rio. Finalmente, na fozou jusante ou exutório, o rio deságua no mar.

Devido a sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são os principais agentesde transformação da paisagem, agindo continuamente no modelado do relevo.

Você Sabia?



O principal interesse da Geomorfologia Fluvial é o estudo dos processos e das formas relacionadasao escoamento dos rios. Além do estudo dos rios, engloba, também, o das bacias hidrográficas. Os riostêm uma importância fundamental no processo de elaboração do relevo. A morfologia de um rio e desua bacia de drenagem não é estática, pois o material está sendo constantemente removido, promovendomudanças nas formas de relevo fluviais e superficiais.

Processos fluviais – erosão, transporte e deposição

Os rios, através de seus processos fluviais, são os principais responsáveis pela denudação continental. Esta,por sua vez, é condicionada principalmente pelo clima. Assim, quanto maior a temperatura e a precipitação, maiorserá o volume do escoamento superficial e, conseqüentemente, maior erosão e maior sedimentação oceânica.

Erosão

A erosão na superfície começa antes da formação do rio. Ela ocorre pelo impacto da água no ter-reno e pelas lâminas de água resultantes de chuvas pesadas.

Os principais processos de erosão fluvial são:

Remoção do regolito;

Aprofundamento do canal do rio;

Erosão regressiva (ou Remontante).

Remoção do regolito – a remoção e o transporte do regolito produzido pelo intemperismo

é um dos mais importantes processos de erosão é a remoção e o transporte. O regolito éremovido a uma taxa média de 6 cm/1.000 anos.

Aprofundamento do canal do rio – é acompanhado pela abrasão do fundo do canal por areiae cascalho quando eles dragam o fundo do rio pelo escoamento da água. As ferramentas daerosão, neste caso, são a areia e o cascalho.

Erosão regressiva – é a erosão que se propaga aos poucos em direção à cabeceira. Ela ocorreem função da tendência do rio de restabelecer o seu equilíbrio e é mais freqüente em valescom rochas frágeis. Quando provoca o rompimento da barreira do divisor de águas, permite aligação entre cursos fluviais de duas bacias hidrográficas diferentes (captura de drenagem).

Quando o limite entre países fica num divisorde águas é comum ocorrem problemas. Por exem-plo, o limite entre Chile e Argentina fica num divisorde águas e com a erosão regressiva na vertente oci-dental do Andes, o território chileno vai invadindoo Argentino. Para resolver este problema, houve asubstituição da zona limítrofe do divisor de águaspara a linha geral de cumeada. A capacidade de ero-são de um rio depende da sua velocidade, que envol-

ve gradiente topográfico e quantidade de água, e dadimensão e densidade das partículas existentes.



Os sedimentos dos rios são provenientes:

da erosão das vertentes – através do escoamento pluvial e dos movimentos de massa;

da erosão do fundo, parede e leito dos rios – ocasionada, principalmente, pelo aumento da vazão.

As principais formas de erosão fluvial são:

corrosão;

corrasão;

cavitação.

Corrosão – engloba todo e qualquer processo químico que se realiza como reação entre aágua e as rochas superficiais que com ela estão em contato.

Corrasão – é o desgaste pelo atritomecânico, geralmente através do im-pacto das partículas carregadas pelaágua. Um tipo especial de corrasão,denominado evorsão, é originadopelo turbilhonamento da água comelementos sólidos sobre as rochasdo fundo do leito. A evorsão geradepressões circulares de vários tama-nhos conhecidas como marmitas.

Cavitação – é a erosão fluvial que ocorre somente sob condições de grande velocidade daágua, quando as variações de pressão, que incidem nas paredes do canal fluvial, facilitam afragmentação das rochas (rios acidentados).

Transporte

Grande parte dos sedimentos carreados pelos rios é levada para o mar (rios de natureza exorréica), po-rém uma parte das partículas em suspensão pode precipitar e depositar nos próprios canais fluviais ou ,aindanas várzeas por ocasião das enchentes.



A capacidade de um rio transportar sedimentos aumenta com o quadrado ou o cubo da sua veloci-dade. Por exemplo, se um rio dobra a sua velocidade, ele pode carregar de 8 a 16 vezes mais sedimentos. Aágua corrente é o maior agente de erosão não só porque ela provoca a abrasão e a erosão do seu canal, mastambém pelo enorme poder de transportar sedimentos inconsolidados produzidos pelo intemperismo.

Dentro do sistema fluvial, um sedimento é transportado de três maneiras, sendo que as duas pri-meiras são formas de transporte detrítico e a última, uma forma de transporte químico. Estas formas detransporte geram três tipos diferentes de carga. São elas:

Transporte em suspensão;

Transporte por tração;

Transporte em solução.

Transporte em suspensão – envolveas partículas de granulometria reduzi-da (silte e argila) que, por serem muito

pequenas, se conservam em suspensãopelo fluxo turbulento, constituindo acarga de sedimentos em suspensão. Estacarga corresponde ao maior volume dematerial movido por um rio. Esses se-dimentos permanecem em suspensão amaior parte do tempo e se movimentamrio abaixo com a mesma velocidade dofluxo da água, até serem depositados nooceano, rio ou planície de inundação.

Transporte por tração – envolve aspartículas de sedimentos dos tamanhos areia, seixo e cascalho, que por serem grandes osuficiente para permanecer em suspensão, se juntam sobre o fundo do rio. Estas partículasse movem por rolamento, escorregamento e saltação e originam a carga de leito ou carga defundo. Esta carga de fundo somente se movimenta quando a velocidade do rio é suficientepara mover grandes partículas. A carga de fundo geralmente constitui cerca de 7 a 10% dacarga total de sedimentos de um rio e o seu movimento é uma das maiores ferramentas daabrasão nos lados e no fundo do canal do rio. A granulometria destes sedimentos vai dimi-nuindo de montante para jusante.

Transporte em solução – os constituintes meteorizados das rochas são transportados emsolução química, na forma de íons (Ca, Na, K, etc.), e compõem a carga dissolvida dos cur-sos d’água. A quantidade de matéria em solução depende, em grande parte, da contribuiçãorelativa da água subterrânea e do escoamento superficial. A carga dissolvida é transportadana mesma velocidade da água e a deposição desse material só se processa quando houversaturação (por evaporação, como exemplo).

Deposição

Muitos rios ao descerem das montanhas depositam suas cargas de partículas nos lugares planos,sob a forma de meio-cones ou leques. Estes depósitos são referidos como aluviões. Via de regra, ossedimentos fluviais ganham maior importância no curso inferior dos rios devido à predominância doprocesso de deposição sobre o de erosão e transporte. Os depósitos fluviais modernos cobrem somente



uma área de 2% da superfície terrestre. Sob condições propicias estes aluviões podem acumular-se emcentenas e até milhares de metros de espessura.

Nas bacias sedimentares, onde predomina o intemperismo mecânico, há fragmentos grosseirosa serem transportados pelos rios enquanto que naqueles onde predomina o intemperismo químico, sóelementos de granulometria fina são fornecidos pelos cursos d’água.

A deposição da carga detrítica carregada pelos rios ocorre quando há diminuição da competênciaou capacidade fluvial. Esta diminuição pode ser causada:

pela redução da declividade do perfil do rio;

pela redução do volume do fluxo;

pelo aumento do tamanho da carga detrítica.

Dentre as várias formas originadas pela sedimentação fluvial destacam-se:

planícies de inundação;deltas;

diques marginais.

Tipos de leitos fluviais

Os leitos fluviais correspondem aos espaços ocupados pelo escoamento das águas. Eles sãodos seguintes tipos:

leito menor – bem delimitado, encaixa-se entre as margens;

leito vazante – está incluído no leito menor e é utilizado para o escoamento das águas, acompa-nhando o talvegue;

leito maior periódico ou sazonal – regularmente ocupado pelas cheias (pelo menos uma vez ao ano);

leito maior excepcional – por onde ocorrem as cheias mais elevadas, as enchentes (nem sempre).

Formas de relevo em ambientes fluviais

Em ambientes fluviais, as formas de relevo estão relacionadas, principalmente, aos depósitos sedi-mentares e às formas topográficas que se localizam nos canais e nas planícies de inundação.

As principais formas de relevo em ambientes fluviais são:

leitos rochosos (saltos, marmitas);

depósitos sedimentares e formas topográficas nos canais e nas planícies de inundação;

terraços fluviais;

deltas;

cones de dejeção;

vales fluviais.



Leitos rochosos

Os rios com leito sobre rochas coerentes atravessam material consolidado. A resistência encontradapela corrente faz com que os leitos não estejam adaptados às exigências hidrodinâmicas. A largura e a pro-fundidade variam em pequenas distâncias, o declive é irregular e as margens geralmente são mal definidas.

Um dos tipos de leitos rochosos são os saltos. Eles possuem um controle litológico e estrutural eprovocam nos rios a presença de corredeiras, quedas d’água, cascatas e cachoeiras.

As marmitas são depressões de formasaproximadamente circulares formadas pelaabrasão giratória de seixos ou blocos que sãorotacionados pela energia da água corrente.Com o passar do tempo, as marmitas vão seaprofundando e formam os canyons.

Planícies de inundação

As planícies aluviais são também conhecidascomo planícies de inundação ou várzeas. Corres-pondem às faixas do vale fluvial compostas de sedi-mentos aluviais que bordejam o curso d’água e quesão periodicamente inundadas durante as enchentes.São formadas por aluviões e por materiais variados

depositados no canal fluvial ou fora dele e consti-tuem a forma mais comum de sedimentação fluvial.



Terraços fluviais

Os terraços fluviais representam antigas planíciesde inundação que foram abandonadas. Morfologica-mente, surgem como patamares aplainados, de largura

variada, limitados por uma escarpa em direção ao cursod’água. Quando compostos por materiais relacionadosà antiga planície de inundação, são designados terraçosaluviais. Quando foram esculpidos sobre rochas com-ponentes das encostas dos vales, são designados terra-ços rochosos. Eles são diferentes de terraços estrutu-rais. Dentre as várias explicações para o abandono daplanície tem-se a variação climática, o aprofundamentodevido à movimentação tectônica, dentre outras.

Deltas

Os deltas são depósitos aluviais na foz de algunsrios que avançam como um leque na direção do marcausando uma progradação irregular da linha de costa.Os deltas podem ocorrer em ambientes marinhos oucontinentais (mares interiores ou lagos). Nos deltas, adeposição da carga detrítica é maior do que a carreadapela erosão. Os sedimentos possuem uma grande va-riedade de tamanho, forma, estrutura e composição. A

maneira pela qual os sedimentos se distribuem depen-de do caráter e quantidade da carga, das ondas e dascorrentes marinhas ou lacustres. Várias são as formasespaciais assumidas pelos deltas (Rio Nilo, Paraíba).

A morfologia deposicional de uma planície del-táica geralmente é caracterizada pelo desenvolvimentode diques naturais nas bordas dos canais. O principalfenômeno na evolução deltáica é o deslocamento doscursos fluviais em distributários sucessivos. Como um delta progride cada vez mais em direção ao mar, a de-clividade e a capacidade de carregar sedimentos vão diminuindo gradualmente, e caminhos mais curtos para o

mar podem ser encontrados em áreas adjacentes. Como exemplos brasileiros, tem-se o Rio Paraíba do Sul e oRio São Francisco.

Cones de dejeção

Os cones de dejeção, também são de-nominados de leques aluviais, são depósitosde material detrítico com formato cônico,que se irradia para jusante a partir do ponto

onde o canal de escoamento de uma torrentedeixa a área fonte. São comuns em regiõesáridas, semi–áridas e montanhosas.



Os leques aluviais resultam do espraiamento dos sedimentos quando o escoamento concentradoalcança o contato entre encosta e planície ou uma outra ruptura de declive ao longo da encosta. Os sedi-mentos depositados são mais grosseiros na parte proximal do leque e mais finos na parte distal.

Vales fluviais

Os vales fluviais são formas de relevo entalhadas como um corredor ou uma depressão longitudi-nal, ocupados pelos cursos d’água. São constituídos por talvegues e vertentes convergentes. Inclui formasesculpidas pelos rios e glaciares bem como depressões de origem tectônica (ex.: vale do Paraíba). Envolveatuação do curso d’água e processos morfogenéticos em vertentes.

Diques marginais

Os diques marginais são depósitos de areias em formas de bancos, que se situam nas bordas de canal e

que perdem altura em direção à planície de inundação. A deposição no dique ocorre quando o fluxo é freado aoultrapassar as margens do canal, abandonando parte de sua carga e permitindo a edificação do dique. Os detritosmais grosseiros são depositados próximos do canal e os mais finos são carregados para locais mais distantes.

Perfil longitudinal ou perfil de equilíbrio

Uma das mais importantes características de um sistema fluvial é que ele funciona como um con-junto onde qualquer mudança em uma parte do sistema afeta as outras partes. Os principais fatores quedeterminam o escoamento de um rio, que são descarga, velocidade, forma do canal, gradiente (declivi-

dade), nível de base e carga de sedimentos, mudam constantemente em busca do equilíbrio, de formaque, eventualmente, o gradiente de um rio é ajustado para acomodar o volume de água disponível, ascaracterísticas do canal, e a velocidade necessária para transportar a carga de sedimentos. Uma mudançaem qualquer um destes fatores provoca ajustes em outros buscando restabelecer o equilíbrio dentro dosistema de drenagem interno.

O perfil longitudinal de um rio mostra sua declividade expressa e a relação entre a altimetria e o compri-mento de determinado curso de água. O perfil longitudinal típico é côncavo para o céu, com declividades cada

vez maiores para montante e cada vez menores para jusante. Os rios com este perfil são considerados comoequilibrados. O perfil longitudinal de um rio é, normalmente, designado como perfil de equilíbrio.

Um rio está em equilíbrio quando a forma do seu canal e o gradiente estão balanceados deforma que não ocorre nem erosão nem deposição de material. Os rios se ajustam constantementepara atingir esta condição ideal.

Influência do homem sobre a Geomorfologia Fluvial

Nos últimos 3 séculos, as atividades humanas têm aumentado a sua influência sobre as bacias dedrenagem e, conseqüentemente, sobre os canais constituintes. Dois grandes grupos de mudanças fluviaisforam induzidos pelo homem:

Modificações diretamente no canal fluvial – são efetuadas para controlar vazões, através doseu do desvio ou da construção de reservatórios para o armazenamento de água, ou para alterara forma do canal visando estabilização de margens, atenuar efeitos de enchentes, inundações,erosão ou deposição de material, retificar canal e extrair cascalhos;



mudanças indiretas realizadas fora dos canais – modificam o comportamento da descarga e dacarga sólida. São atividades ligadas ao uso da terra: remoção da vegetação, emprego de práticasagrícolas indevidas, construção de prédios e urbanização.

Em ambos os tipos de mudança fluvial (direta ou indireta) os efeitos podem ser transmitidos

a longas distâncias.

GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA

A palavra karst foi, inicialmente, empregada para designar a morfologia regional da área de calcáriosmaciços de uma região do norte da antiga Iugoslávia. Atualmente, é um termo muito amplo, empregadopara designar a topografia característica das rochas calcárias ou dolomíticas, elaborada pelos processos dedissolução, corrosão e abatimento. A Geomorfologia Cárstica compreende o estudo da forma, gênese e

dinâmica dos relevos elaborados sobre rochas solúveis pela água. As rochas carstificáveis são as rochas carbonáticas e as evaporíticas. As carbonáticas são calcários (CaCO

3 ),

constituídos principalmente pelo mineral calcita, mármores e dolomitos (CaMg(CO3 )

2 ). As evaporíticas são halita

e gipsita. As rochas evaporíticas somente originam sistemas cársticos em regiões áridas e semi–áridas.

Os principais componentes do sistema cárstico são:

sistema de cavernas – formas subterrâneas acessíveis à exploração;

aqüíferos de condutos – formas condutoras da água subterrânea;

relevo cárstico – formas superficiais.

Os requisitos fundamentais para o desenvolvimento de sistemas cársticos são:

A existência, na superfície ou próxima dela, de rochas solúveis de considerável espessura e compermeabilidade de fraturas;

A região deve receber uma quantidade moderada de precipitação, pois a dissolução da rocha sóse efetua se houver água em quantidade;

A amplitude topográfica, ou seja, a área deve ser elevada o suficiente para permitir a circulaçãodas águas subterrâneas e o pleno desenvolvimento das feições cársticas.

A evolução destes sistemas depende do grau de dissolução da rocha e da quantidade e da qualidadeda água associada. A tendência do modelado cárstico é a total destruição.

O relevo cárstico

O relevo cárstico é formado pela ação da água ácida em rochas solúveis, através de um pro-cesso denominado carbonatação.

Saiba Mais!



A dissolução do calcário é provocada pelo ácido carbônico decorrente da reação entre as águaspluviais e o CO2 atmosférico.

H2O + CO

2 → H

2CO

3

O ácido carbônico em contato com os carbonatos forma o íon bicarbonato de cálcio, que é solúvel,

através da seguinte reação:

CaCO3 + H

2CO

3 ↔ Ca+2 + 2HCO

3 – ↔ Ca(HCO

3 )

2

Ca+2 + 2HCO3 – → CaCO

3+ CO

2+ H

2O

Esta reação é reversível. Quando o bicarbonato de cálcio precipita seja no mar, em rochas sedimenta-res ou nas cavernas, a evaporação da água e do CO2

contidos neste íon precipita o carbonato de cálcio.

A água rica em CO2, se movimentando no solo da zona não saturada para a saturada, cria aberturas

à medida que dissolve os minerais carbonatados. O processo de dissolução se dá principalmente atravésdestas linhas de fraqueza da rocha (diáclases e fraturas), visto que os calcários, de forma geral, apresentambaixa permeabilidade. A maioria dos calcários apresenta certas impurezas insolúveis, como argila e areia,que se acumulam para formar depósitos residuais. A partir de juntas ou diáclases, o ácido carbônico pro-cessa a carbonatação, passando a elaborar formas específicas.

Outro agente corrosivo é o H2SO

4(ácido sulfúrico) gerado pela oxidação de sulfetos (pirita e gale-

na) presentes nestas rochas como minerais acessórios. Os minerais portadores de ferro são comumente

oxidados, originando os solos residuais que se destacam na paisagem cárstica. A morfologia cárstica consiste, portanto, no modelado próprio das regiões cujas rochas são sus-

ceptíveis de sofrer erosão por processos de dissolução (químico) e abatimento de vazios subterrâneos(físico). O principal aspecto de uma área cárstica é a predominância da drenagem subterrânea e a ausênciade cursos d’água superficiais. A paisagem característica do relevo cárstico tem aspecto ruiniforme, esbu-racado e freqüentemente em vales fechados.

Em geral, os maciços calcários são pobres em vegetação, sendo a sua superfície nua e intensamente reta-lhada por uma rede densa e profunda de sulcos devido ao alargamento das diáclases por dissolução. No fundodestes sulcos desenvolve-se, com freqüência, um depósito argiloso vermelho, resultante da acumulação de ar-

gila, areiafi

na e óxidos de ferro, que aífi

cam retidos. Esse depósito avermelhado é designado de terra rossa. As formas cársticas podem ser caracterizadas como exocársticas, referentes às formas superficiais de-

senvolvidas na zona de absorção das águas, onde são muito características, e endocársticas, correspondentesàquelas de evolução subterrânea (espeleogênese). As formas exocársticas produzem feições elaboradas peladissolução das rochas (normalmente côncavas ou esburacadas), feições salientes produzidas pelas áreas maisresistentes do antigo modelo original (representando as áreas que resistiram à ação do tempo após o proces-so de desgaste) e feições mistas, formadas por áreas de dissolução e áreas remanescentes.

Formas exocársticas

Bögli (1980) classifica as formas exocársticas em dois tipos:

ácido carbônico

carbonato bicarbonato de cálcio



Fechadas;

Abertas.

Formas exocársticas fechadas – também denominadas de formas cársticas erosivas super-ficiais, são representadas pelas lapiás, dolinas, uvalas, polje e canyons.

Formas exocársticas abertas – são definidas por sumidouros (ponors), abismos e demaisformas residuais como muralhas e paredões, cones cársticos, dentre outras.

A seguir, uma descrição das formas exocársticas:

Dolinas – são depressões cônicas, de forma elíptica ou circular, com tamanhos que podem variarde poucos centímetros a dezenas de metros. Constituem as formas mais típicas de uma paisagem cárstica.

As dolinas podem conter água se o seu fundo se encontrar abaixo do nível freático, formando lagoas quepossuem formas circulares ou ligeiramente ovaladas. Um alinhamento de dolinas reflete antigos lineamentosestruturais que correspondem às zonas de fraqueza da rocha.

Elas podem ser formadas pelos processos de dissolução e de colapso, ou por uma associação deles:

dissolução – quando rochas carbonáticas sofrem, na superfície, corrosão e dissolução por águas ácidasprovocando a formação de depressões normalmente mais largas que profundas;

colapso ou abatimento – quando devido à presença de uma cavidade mais profunda, ocorre odesabamento de seu teto, surgindo uma depressão na superfície, que pode ou não, se comunicarcom o interior da cavidade.

Quanto a sua forma, podem ser:

tigela – largura dez vezes maior que a profundidade, bordas pouco inclinadas, e fundo plano;

funil – diâmetro duas a três vezes maior que a profundidade, bordas bem inclinadas e fundo estreito;

poço – diâmetro bem menor que a profundidade, bordas quase verticais, fundo com diâmetropróximo ao da abertura;

caldeirão – largura, fundo e profundidade com tamanhos próximos;

dolina em trincheira – tipo peculiar de dolina, com comprimento muito maior do que a largura,provocada por desabamento de longo trecho de cavernas e galerias.



Polje – são extensas planícies fechadas e rebaixadas que se situam no interior dos maciços cársticos.Elas alcançam centenas de quilômetros e apresentam fundo plano, atravessado por um fluxo contínuo de águaque pode ser confinada em algum ponto de sumidouro; dão origem a bacias niveladas, cobertas por aluviões.Devido à presença de aluviões, são lugares preferidos para as culturas e localização de centros urbanos.

Lagoas cársticas – são poljes inundados.

Hum – é um pequeno relevo rochoso abrupto, isolado e disperso, que se pode ser encontrado nointerior de um polje.

Uvalas – são formadas pela coalescência de várias dolinas vizinhas. Elas são pouco profundas,possuem formas e dimensões variadas e podem con-ter um ou vários sumidouros.

Vales cegos ou fechados – são vales fechados onde a água penetra no solo por sumidouros.

Vales secos – são vales formados pela ação da água, porém, depois se tornam secos por falta dechuva ou abaixamento de fluxo d’água.

Sumidouros ou ponor – são os locais onde os rios desaparecem no terreno cárstico. Constituiuma abertura natural que se comunica com uma rede de galerias.

Ressurgências – são os locais onde a água volta a af lorar no terreno cárstico após ter “su-mido” da superfície.

Exsurgências – são nascentes onde águas que circulam nas rochas calcárias emergem para a superfície.

Canyons cársticos – são grandes e longos vales de rochas calcárias originados a partir de fraturasque se expandem por dissolução ou processos mecânicos. Ocorrem quando o calcário é resistente e asparedes evoluem por solapamento basal.



Vales cársticos ou de abatimento – são depressões alongadas com vertentes verticalizadas. Eles sãoformados quando as galerias de cavernas sofrem abatimento e ocorre a exposição de rios subterrâneos.

Lapiás – são fendas ou sulcos superficiais nasrochas calcárias, de espessura milimétrica a centimé-trica. Podem estar cobertas por uma camada de solo

ou aflorarem a céu aberto. São formadas pelo proces-so erosivo da ação dos ácidos úmicos ou pelo escoa-mento das águas pluviais. O tamanho e a direção dossulcos são variáveis e a superfície apresenta um as-pecto corroído com muitos fragmentos rochosos. Adepender da sua concentração e do tamanho podemformar campos de lapiás, que são grandes superfíciescobertas por lapiás e megalapiás, que engloba formas

variadas de grandes dimensões.

Cones cársticos – são morros residuais, com vertentes fortemente inclinadas e paredões rochosos.Correspondem às protuberâncias cônicas ou aos piná-culos que caracterizam o modelado cárstico nos trópi-cos úmidos. A altitude destes pináculos pode variar dealguns metros até centenas de metros. Dependendo dotamanho, assumem diferentes definições. Denomina–semogotes as feições típicas do carste tropical.

Existem outras formas exocársticas, tais como, dorso, torre, pia, agulha, arco, bloco residual, cor-redor e relevo pedunculado, que estão sintetizadas na figura abaixo.

Formas endocársticas

Para Bögli (1964), a espeleogênese inicial ocorre sempre abaixo do nível hidrostático, onde se dá amistura das águas descendentes com as águas freáticas. A diferença de conteúdo de CO

2e HCO

3- provoca

deslocamento do equilíbrio químico, aumentando o poder de corrosão da solução.



Dentre as principais formas endocársticas destacam-se as cavernas.

Cavernas ou grutas – são cavidades subterrâneas naturais, com presença ou ausência de água. Elaspodem ter um desenvolvimento horizontal (denominada lapa), vertical ou ambos. Elas são formadas por-que, em certas regiões, o subsolo compõe-se de rochas calcárias, podendo ocorrer infiltrações da água daschuvas, que penetra nos corpos rochosos, causando a sua dissolução. Ao se introduzir por juntas e poros

dessas rochas, a água vai alargando os vazios, abrindo canais e, às vezes, cavando grandes espaços ocos,que são as cavernas. Tais cavernas apresentam-se sob a forma de corredores e salões subterrâneos, algunsde grande extensão. Algumas galerias podem estar associadas a tributários de drenagem criptorréica queforam desativados, ficando suspensos em relação ao nível de base atual, que ainda pode estar ocupadopelo rio principal. As cavernas são ambientes frágeis, que levaram milhares de anos para se formar.

As águas subterrâneas não provocam apenas a erosão dos maciços calcários. Elas também cons-troem novas formações geológicas a partir da deposição do carbonato de cálcio que é transportado emsolução. Estas formas construtivas das águas subterrâneas dividem-se em:

formas de erosão;

formas clásticas;

formas de reconstrução.

As formas de erosão são acumulações de detritos ao longo ou na base de vertentes abruptasdos maciços calcários que, por vezes, são cimentadas pelo carbonato de cálcio que precipitada água, formando brechas calcárias.

As formas clásticas surgem devido ao desabamento de blocos de rocha provenientes do tetoou das paredes das grutas, acumulando-se sob de forma caótica ou de um cone de blocos.

As formas de reconstrução originam-se da deposição do carbonato de cálcio que circulajuntamente com a água que escorre ou goteja nas grutas. Estas formas de reconstrução sãodesignadas, conjuntamente, de espeleotemas.

GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA

A região costeira está situada na fronteira dos dois maiores ambientes do planeta: continente e oce-ano. É uma região de numerosas interações biológicas, químicas, físicas, geológicas e meteorológicas e de

visíveis contrastes na paisagem, uma vez que aí podem ser encontradas faixas compridas e estreitas de praiasarenosas, falésias quase verticais, recifes de coral, dentre outras. Em todos estes locais, a tectônica, a erosãoe a sedimentação trabalham juntas para criar esta grande variedade de formas e materiais. A Geomorfologiacosteira estuda as paisagens resultantes da morfogênese marinha na zona de contato entre a terra e o mar.

As flutuações do nível do mar que ocorreram, principalmente, no Plioceno e Quaternário, permiti-

ram distinguir formas subaéreas atualmente submersas nas águas oceânicas assim como formas e terraçosescalonados, esculpidos pela morfogênese marinha, localizados acima do nível do mar. Assim, o estudo daGeomorfologia costeira não se restringe à parcela territorial sob a influência atual do mar, mas toda a zonaque foi afetada por tais processos.



Formas de relevo litorâneas

As formas de relevo do litoral também são resultantes das forças tectônicas que elevam ou afun-dam a crosta terrestre, da erosão que a desgasta e da sedimentação que preenche as zonas mais baixas.Estas formas são geradas por:

ascensão da costa, levando a formas de erosão costeira;

subsidência da costa, levando a formas de deposição costeiras;

natureza das rochas ou dos sedimentos na linha de costa;

mudanças no nível médio do mar, que afetam a linha de costa;

altitude média das ondas de tempestade;

altitude das marés, que afeta tanto a erosão como a sedimentação.

As principais formas de relevo litorâneas são:

praias;

falésias;

cordões;

planícies costeiras;

dunas;

recifes;

baía;

golfo.

As ondas são os principais agentes de erosão, transporte e deposição nas regiões litorâneas.Elas golpeiam a costa, erodindo e transportando areia, meteorizando e fragmentando as rochassólidas, e destruindo estruturas construídas próximas à linha da costa. Quando a linha de costa éformada por costas rochosas, as ondas quebram diretamente nas rochas com muita força.

As marés podem combinar-se com as ondas causando extensa erosão da costa e destruiçãode propriedades situadas junto à linha de costa. A influência das marés na esculturação litorânea éindireta e relaciona-se com as variações do nível do mar.

Saiba Mais!



Praias

A região da interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em:

costa;

praia;costa afora .

A costa é definida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o mar indo parao interior continental até as primeiras mudanças significativas nas feições fisiográficas. Ela varia normal-mente de poucos metros a algumas dezenas de quilômetros.

A costa afora é a região que vai desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plata-forma cotinental.

As praias são conjuntos de sedimentos depositados ao longo do litoral, com extensão lateral maiordo que a largura, que se encontram em constante movimento. Geralmente, são formadas por areias, mastambém podem ser formadas por cascalhos, seixos e por sedimentos mais finos que as areias. Elas sãomoldadas de acordo com o clima, altura das ondas e o nível do mar.

Uma praia pode ser subdividida em três regiões:

face praial;

antepraia;

pós-praia.

Face praial – compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de arre-bentação, em geral, até a base da onda.

Antepraia – região entre o nível da maré baixa e o da maré alta. É, portanto, a porção da praiaque sofre, normalmente, a ação das marés e os efeitos do espraiamento e refluxo da água.

Pós-praia – região fora do alcance das ondas e marés normais, somente é alcançada pelaágua quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades.

As praias são formadas por material inconsolidado, sendo a areia o mais comum. O mineral pre-dominante é o quartzo que, além de ser abundante, é dos mais resistentes a degradação física. As areiasdas praias litorâneas são geralmente originárias dos rios que erodem os continentes e transportam seusfragmentos até o litoral, onde o mar encarrega-se de distribuí-los pela costa.



No Brasil predominam praias arenosas, embora existam locais, como no Amapá, por exemplo,onde a sedimentação dos detritos em suspensão e em solução transportados pelos rios origina praias desedimentos argilosos. Nas áreas de clima temperado, frios ou áridos, as praias são constituídas de sedi-mentos mais grosseiros. As praias representam um importante elemento de proteção para o litoral e sãoamplamente utilizadas para o lazer.

Falésias

As falésias são escarpas geralmente constituí-das por rochas sedimentares e vulcano–sedimenta-res localizadas na linha de contato entre terra e mar.Possuem declividades muito acentuadas, alturas va-riadas e não são cobertas por vegetação. À medidaque a falésia vai recuando para o continente, amplia-se a superfície erodida pelas ondas que é chamadade terraço de abrasão. Os sedimentos erodidos dasfalésias são depositados em águas mais profundas,constituindo o terraço da construção marinha.

Cordões

Os cordões são barreiras morfologicamente individualizadas formados por progradação. De acor-do com a conexão entre as extremidades e a terra firme eles têm as seguintes denominações:

ilhas barreiras – sem conexão entre as extremidades e a terra firme;

pontais – com apenas uma das extremidades conectada;

cordões litorâneos – com ambas as extremidades conectadas.

A obliqüidade de incidência das ondas gera correntes de deriva litorânea (progradação lateral). Quandohá migração dos cordões anteriormente formados para uma nova posição de equilíbrio em relação ao nível domar atual, posicionado entre mar e planície costeira posteriormente inundada, forma uma laguna costeira.

Planícies costeiras

As planícies costeiras são superfícies relativamente planas e baixas resultantes da deposição de se-dimentos marinhos e fluviais. Elas se localizam junto ao mar e geralmente são estreitas e confinadas entreo mar e a escarpa de depósitos sedimentares.

Podem ser de dois tipos:

planície de cristas de praias – formadas pela progradação da linha de costa em direção aooceano por acumulação de sedimentos por ação das ondas.

planícies deltáicas – feições deposicionais em forma de leque à frente de desembocadurasfluviais. Podem predominar processos fluviais ou marinhos.



Dunas

As dunas são acumulações arenosas litorâneas produzidas pelo vento. Elas se formam quando a velocidadedo vento e a disponibilidade de areias são adequadas para o transporte eólico. Inúmeros tipos de dunas, com for-mas e alturas variadas, são formadas segundo o tipo do material solto e a força, direção e constância dos ventos.

Recifes

Em princípio, o termo recife foi utilizado para designar qualquer proeminência rochosa localizadaperto da superfície do oceano, interceptando as ondas e constituindo obstáculos perigosos para a navegação.

Atualmente, define–se recife como um complexo organogênico de carbonato de cálcio (primariamente decorais) que forma uma saliência rochosa no assoalho marinho e que cresce até o limite das marés.

Os recifes têm uma importância muito grande na morfologia litorânea. Eles podem ser de dois tipos:

Recifes de corais – são estruturas rígidas, porosas, resistentes à ação das ondas, construídos pri-

mariamente por sobreposição e sedimentação de esqueletos de gerações e gerações de corais. Oscorais crescem melhor nas regiões oceânicas tropicais distantes da foz de rios e de outras fontes deágua doce, com temperatura da água entre 25 e 30ºC, boa iluminação e oxigenação das águas. Poristo, o desenvolvimento maior dos recifes se faz entre os níveis das marés baixas e o de 25 m deprofundidade. O maior e o mais belo exemplo deste fenômeno é encontrado na Austrália, nos 200km ao longo da Grande Barreira de Corais, existente na costa nordeste deste país.

Recifes de arenito – são formados pela consolidação de antigas praias por cimentação dosgrãos de quartzo. Ocorrem sob as condições ensolaradas dos climas tropicais e formam longasfaixas paralelas à costa, pequenas ilhas isoladas ou formações distanciadas da costa. São indica-

dores da linha da costa e do nível do mar.

Baía

Uma baía é uma reentrância fechada na costa marinha, com a forma de um golfo fechado, mas dedimensões menores do que este, que alarga–se à medida que adentra o continente.

Golfo

Um golfo é uma ampla reentrância da costa na qual o mar penetra com profundeza como uma ponta.

Formas de relevo resultantes das marés

Quando as marés se movimentam perto da linha de costa geram correntes que podem atingir vários quilômetros por hora. À medida que a maré sobe, a água flui em direção à costa como uma maréenchente. Quando a maré passa o estado de maior altitude e começa a baixar, a maré vazante retira-se eas áreas costeiras mais baixas encontram-se novamente expostas. Estas correntes de maré serpenteiamatravés dos terraços de maré, recostando canais nos mesmos. Os terraços de maré, são áreas arenosasou lodosas que se encontram expostas na maré baixa, mas são inundados na maré alta.



Formas de relevo dos oceanos

O relevo do fundo dos oceanos possui feições que afetam o percurso das correntes marinhas eretratam a história geológica da Terra. Se toda a água fosse retirada dos mares se constataria que o relevosubmarino é tão acidentado quanto o continental. Entretanto, sua origem é muito mais recente do que os

continentes. Os oceanos atuais começaram a se formar a cerca de 200 milhões de anos, de modo que asrochas e sedimentos do fundo oceânico são mais recentes do que isso.

As feições e o relevo do fundo oceânico são determinados por processos geológicos, em especialpela tectônica de placas. O deslocamento das placas litosféricas, cria choques e afastamentos entre elas.Nos pontos de choque formam-se as fossas abissais e como resultado do afastamento surgem as Cordi-lheiras Meso-oceânicas, locais onde se forma constantemente um novo assoalho marinho com o magmaque emerge pela atividade vulcânica.

As principais formas do relevo submarino são:

plataforma continental;

talude continental;

planícies abissais;

Cordilheira Meso-oceânica;

Fossas abissais.

Plataforma continental – é uma continuação natural do relevo continental que se estende até otalude, estando sob forte influência da água e dos sedimentos que procedem do continente. Elaé sub–horizontal, atinge 200 metros de profundidade e alcança até 200 milhas náuticas da linhade litoral. Possui grande diversidade com relação a extensão e características. Há locais onde

Influência antrópica na morfologia litorânea

O Brasil possui 7.408 km de litoral. Devido a esta grande extensão, 20% da população brasi-leira vive em municípios costeiros que distam menos 20 km do mar. Esta ocupação tem sido maisintensa nos últimos 50 anos e vem gerando problemas resultantes da interferência no balanço dossedimentos costeiros e no avanço da urbanização sobre áreas que deveriam ser preservadas.

A linha da costa caracteriza-se por instabilidade decorrente de alterações por efeitos antró-picos. Modificações que alteram a disponibilidade de sedimentos, o comportamento das ondas e aaltura do nível do mar provocam mudanças de forma e de posição da linha da costa que podem terconseqüências econômicas indesejáveis.

Atualmente a realização de EIA/RIMA para inúmeras intervenções no espaço, inclusive

na zona litorânea, vem sendo de importância fundamental para a minimização dos impactosda ocupação humana nestas áreas.

Você Sabia?



praticamente não há plataforma continental, enquanto que em outros ela pode se estender atépor 1.200 quilômetros.

Talude continental – corresponde à borda dos continentes, marcando os limites entre o continente e omar. Caracteriza-se pelo predomínio do relevo íngreme e acidentado. O talude continental é irregular emarcado por ravinas, gargantas, canyons submarinos e vales profundos erodidos. Nas partes mais bai-

xas, em profundidades da ordem dos 2.000 a 3.000 metros, o declive torna-se mais suave confundindo-se com uma zona menos inclinada que tem o nome de elevação pericontinental.

Planícies abissais – são áreas extensas e planas situadas entre 4.000 e 6.000 metros de profundi-dade, que se estendem da borda do talude até a Cordilheira Meso-Oceânica. Ocupa grande partedo fundo dos oceanos e são interrompidas por outras formas de relevo menos freqüentes, comomontes submarinos, guyots, bancos, canyons e falhas.

Os montes submarinos são montanhas isoladas de origem vulcânica que se destacam da planície abissal. Alguns montes submarinos chegam a atingir a superfície das águas, formando ilhas (Ex.: Açores).

Os guyots também são montanhas isoladas porém possuem os topos arrasados, resultado daerosão de uma ilha vulcânica quando se encontrava acima do nível do mar.

Quando o guyot tem o topo mais amplo e a mais de 200 metros de profundidade, recebe a de-nominação de banco.

Os canyons submarinos são vales estreitos e profundos escavados na plataforma e talude continentais.

As falhas são desníveis no terreno da planície abissal, formando como um degrau.

Muitas ilhas vulcânicas encontram-se cobertas por recifes de coral e por outros tipos de calcários.

Cordilheiras Meso-oceânicas – também conhecidas como dorsais, são as principais feições dasplanícies abissais. Por serem cadeias de montanhas submarinas muito altas, emergem em diver-sos pontos do mar sob a forma de ilhas e arquipélagos.

Fossas abissais – são as partes mais profundas e menos conhecidas dos oceanos. São mais co-muns na região asiática do Oceano Pacífico. No Atlântico existem duas delas, a de Porto Ricoe a de Sandwich. E o Índico possui apenas a Fossa de Java. O recorde de profundidade aindapertence à Fossa das Marianas, com 11.034 metros registrados.



Margens Continentais

Ao conjunto formado pela linha de costa, plataforma continental e talude continental denomina–semargem continental.

Existem dois tipos de margens continentais:

ativas;

passivas.

Margens continentais ativas - possuem intensa atividade vulcânica e sísmica e estão associa-

das a zonas de subducção e falhas transformantes. São margens continentais estreitas e tec-tonicamente deformadas. As plataformas continentais são estreitas e desiguais. Um exemplodeste tipo de margem é a costa oeste da América do Sul.

Margens continentais passivas - porestarem afastadas de um limite deplacas litosféricas, possuem pouca ati-

vidade sísmica e ausência de vulcõesativos. As plataformas continentaissão zonas largas e relativamente pla-

nas. Como exemplos deste tipo demargem, as costas do leste da Améri-ca do Norte e da América do Sul.



Uma vez que as plataformas se encontram a pouca profundidade, estão sujeitas à exposição eimersão como resultado de mudanças no nível do mar. Durante o último máximo glacial, no Pleistoceno,todas as plataformas continentais agora imersas a menos de 100 metros de profundidade estavam acimado nível do mar e muitas das suas características formaram-se nesse período. Provavelmente os canyons

submarinos presentes nos taludes continentais também se formaram durante este período.

O talude continental mostra sinais de escorregamentos de sedimento, cicatrizes de erosão e canyonssubmarinos. Como as águas do talude continental são muito profundas para serem afetadas pelas ondasou pelas correntes de maré, uma explicação para esta erosão pode estar nas correntes de turbidez, quesão fluxos de água turva e lodosa que descem vertente abaixo.

As correntes de turbidez podem tanto erodir como transportar o sedimento. Por causa da sua turbu-lência, elas podem se movimentar a muitos quilômetros por hora e erodir e transportar grandes quantidadesde areia pelo talude continental abaixo. Quando atingem o sopé do talude continental, elas ficam mais fracase alguns dos sedimentos mais grosseiros começam a depositar, formando um leque submarino semelhanteaos leques aluviais terrestres. As correntes de turbidez podem atingir a planície abissal e depositar areias,siltes e argilas transportadas em estratos. Estes sedimentos são denominados de turbiditos.

GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA

O clima sempre variou ao longo do tempo geológico e é um importante agente de esculturação dorelevo terrestre. A Geomorfologia climática estuda as influências exercidas pelos climas atuais e pretéritossobre os diferentes tipos de rochas que vão gerar as diversas formas de relevo.

O relevo resulta da interação de processos endógenos e exógenos. Todas as formas de relevo são

o resultado do equilíbrio entre o ataque e a resistência das rochas aos processos morfoclimáticos e sãodeterminadas pelas relações existentes entre os fatores estruturais e os fatores climáticos. As influênciasdestes dois fatores se combinam em proporções variáveis e, como resultado, a paisagem sempre refleteuma interação de processos.

De acordo com as condições climáticas, uma mesma rocha se comporta como resistente ou comofriável. Por exemplo, um granito equigranular em clima semi–árido é facilmente desagregado pela açãodo intemperismo físico. Já em climas úmidos eles se comportam como rochas resistentes, pois não sãomuito afetados pelo intemperismo químico.

Influência do clima sobre o relevo

A ação do clima sobre as rochas pode ser de dois tipos:

direta – ocorre pela intensidade dos elementos do clima, principalmente, temperatura, umidade,precipitação e ventos;

indireta – se processa pela vegetação e pelos solos.

Ação direta

Nesta ação, distinguem–se dois tipos de influências:qualitativa

quantitativa



A influência qualitativa envolve os mecanismos que estão na dependência direta do clima e que quali-ficam o sistema morfoclimático. São processos específicos de uma zona climática. Como exemplos tem–se:

Exemplos:

gelivação – mecanismo exclusivo das regiões frias, modifica o modelado das costas e exerceabrasão na plataforma continental.

umidade e ressecamento – de origem climática direta, são influenciados pelo regime dasprecipitações.

variações de temperatura – geram processos de fragmentação.

De todos os agentes morfoclimáticos, o gelo é o que tem maior influência qualitativa.

As influências diretas do clima sobre o relevo são melhor observadas nas regiões glaciais e nas regiõesdesérticas, devido à falta de cobertura vegetal nestas duas regiões. Nelas, os processos são mais simples e de-pendem das variações dos elementos do clima, da litologia e da inclinação das vertentes. Nas outras regiões doplaneta, os processos são mais complexos porque envolvem a interação dos solos, da vegetação e do homem.

Ação indireta

Fora das regiões glaciais e desérticas, a ação do clima é essencialmente indireta. Ela se faz atravésda vegetação e dos solos.

A vegetação está na dependência do clima e a sua repartição no globo se faz segundo as latitudes:

altas latitudes – tundra

médias latitudes – florestas de coníferas, de folhas decíduas, etc

latitudes subtropicais – estepes e desertos

latitudes tropicais – savanas

latitudes equatoriais – floresta tropical e equatorial

A influência quantitativa gera modificações na qualidade dos processos morfoclimáticos devido à variação na quantidade dos elementos do clima. Ex: o modelado das dunas reflete a intensi-dade dos ventos; o escoamento fluvial é diretamente proporcional à intensidade das chuvas; a açãoquímica das águas é função da intensidade das temperaturas e precipitação. A análise quantitativados elementos do clima é fator básico para o estudo geomorfológico porque estes elementos mo-dificam a intensidade dos processos e as formas de relevo.

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Dentre as funções da vegetação pode–se citar:

evita splash no solo;

reduz irradiação direta e grandes oscilações térmicas do solo;

reduz a perda direta de água do solo – umidade;

reduz a ação do vento no transporte de partículas;

reduz o escoamento superficial;

facilita a infiltração.

Os solos refletem um equilíbrio frágil entre o relevo, o clima e a vegetação. Por isso, ele é um in-dicador importante das mudanças do relevo e dos sistemas morfoclimáticos. Em quase todas as zonasclimáticas do globo, os paleossolos permitem fazer reconstituições paleogeográficas.

Em Geomorfologia, o conceito “zonal” engloba os seguintes processos:

zonais;

polizonais;

extrazonais.

Processos zonais – são processos que se distribuem no globo segundo a latitude. Ex: florestasequatoriais quentes e úmidas caracterizam o sistema morfoclimático das latitudes equatoriais, geli-

vação e abrasão pelo gelo são característicos de zona glacial e periglacial das altas latitudes, etc.

Processos polizonais – são os que ocorrem em várias zonas climáticas, mas que não são

mundiais. Ex: a ação das águas correntes ocorre em quase todas as zonas climáticas excetonas regiões arréicas e nas zonas glaciais, onde esta ação é quase inexistente.

Processos extrazonais – são os que são característicos de uma zona climática, mas que, espo-radicamente, podem se manifestar em outra. Ex: fenômenos glaciais e periglaciais de altitudena zona Equatorial.

Sistemas morfoclimáticos

Os sistemas morfoclimáticos representam um conjunto de processos complexos e estreitamenterelacionados determinados pelo clima. Para defini-los, consideram-se variáveis como temperaturas, preci-pitações, dentre outras, que permitem a discriminação dos ambientes onde a dinâmica geomorfológica é

O conceito “zonal”

“O conceito zonal permite analisar a repartição das ações morfogenéticas no globo. Permiteclassificar sistemas morfoclimáticos” (Penteado, 1980, p. 112).

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substancialmente diferente. Diferenciam-se segundo a composição, estrutura, funcionamento e compor-tamento dos processos que o constituem.

Cada sistema morfoclimático corresponde a uma zona climática do globo ou a uma grande regiãoclimática. Esses sistemas permitem distinguir as grandes províncias morfoclimáticas do globo, definidaspor um conjunto de formas, processos e depósitos característicos.

A escala de observação destes sistemas é variável:

planetária: zona morfoclimática;

nas zonas: domínios morfoclimáticos;

nos domínios: regiões morfoclimáticas.

Os sistemas morfoclimáticos apresentam um conjunto de combinações de processos elementa-res responsáveis pelo modelado do relevo de uma porção do espaço submetida aos mesmos agentes deerosão, atuando com modalidades idênticas. Inclui os processos dominantes de meteorização, transportee sedimentação que se combinam para formar um relevo. Todo o sistema depende da litologia, da to-pografia, do clima e da vegetação. Porém é o clima que exerce um papel mais decisivo porque é ele quedetermina quais são os agentes de erosão e transporte, e como atuam para modelar o relevo.

Domínios morfoclimáticos do globo

Os domínios morfoclimáticos são definidos a partir de características climáticas, botânicas, pedo-lógicas, hidrogeológicas e morfológicas, que demonstram as interações entre clima, vegetação, rios, solose relevo. Cada domínio morfoclimático tem características morfológicas e climáticas específicas.

Cailleux e Tricart (1958), apresentaram um esquema provisório para a divisão morfoclimática doglobo com base nos critérios abaixo:

divisões maiores baseadas em grandes zonas climáticas e biogeográficas sem fazer coincidirexatamente os seus limites;

subdivisões das grandes zonas baseadas em diferenças climáticas ou biogeográficas combinadascom as paleoclimáticas.

Cailleux e Tricart (1958) definiram quatro grandes domínios morfoclimáticos:

zona fria;

zona florestal das latitudes médias;

zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes;

zona florestal intertropical.

Zona fria

A zona fria é caracterizada pela grande importância do gelo. Está subdividida em:

domínio glaciar – escoamento superficial na forma sólida.



domínio periglaciar – escoamento líquido é sazonal e o solo congelado é importantena morfogênese.

As principais características desta zona são:

As precipitações (pouca quantidade) ficam retidas sob a forma de gelo;

Atividade biológica muito reduzida;

Pouca lixiviação;

Solos rasos e com evolução lenta - ausência do solo favorece a desagregação das rochas e aabrasão do relevo;

Intemperismo mecânico intenso - gelo/degelo e abrasão das rochas pelo lençol de gelo;

Paisagem: quando não está coberta por neve, apresenta lençóis de fragmentos rochosos sobreas vertentes expostas.

Zona florestal das latitudes médias

Na zona florestal das latitudes médias, as influências paleoclimáticas (fases glaciais) são muito im-portantes e ela é profundamente alterada pelo homem. Esta zona é típica dos climas temperados. Combase no período de duração do gelo e nas influências paleoclimáticas, esta zona é subdividida em:

domínio marítimo com invernos amenos – pequena influência do gelo atual e sobrevivênciadas formas glaciais do Quaternário;

domínio continental de invernos rudes – atuação preponderante do gelo atual e do Quaternário;

domínio mediterrâneo com verões secos – poucas influências periglaciais do Quaternário.


temperaturas baixas, podendo ocorrer período com neve;

atividade biológica reduzida (no inverno);

solo com alguns decímetros de profundidade;

camada de húmus aumenta no inverno ;

lixiviação moderada incidente principalmente sobre Fe e Ca;

selamento superficial pelos minerais de argila;

paisagem: encostas suaves, convexas no topo e côncava na base.



Zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes

Na zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes, a vegetação típica é a de desertos ou de estepese o escoamento superficial é intermitente. Esta zona está subdividida de acordo com os seguintes critérios:

segundo o grau de secura – faz a distinção entre estepe e deserto;segundo as temperaturas de inverno – faz a distinção entre desertos frios e desertos quentes.


evaporação maior que a precipitação;

irregularidades de precipitações;

tempestades violentas e rápidas – escoamento intenso nas chuvas;

solos delgados, pouco desenvolvidos ou ausentes;lixiviação quase nula – capilaridade e acumulação de sais (crostas, gipso);

intemperismo mecânico prevalece;

rios intermitentes.

Os principais processos morfogenéticos que atuam nesta zona e que explicam as suas formas derelevo e os depósitos são:

erosão regressiva – realizada pelo processo de intemperismo físico–químico, provoca o fratu-ramento nas escarpas;

erosão lateral – provoca por correntes ou torrentes concentradas;

escoamento em lençol – produz o abaixamento da superfície do pedimento;

escoamento difuso – aparece no início e no final das cheias e é eficaz no transporte dossedimentos finos.

As principais formas de relevo que são características desta zona são:

leque aluvial – tipo de canal fluvial que desce das encostas abruptas das montanhas e perde velocidade, depositando sedimentos na forma de leques;



planícies aluviais – edificadas em bacias intermontanas que formam níveis de base locais naperiferia de zonas montanhosas;

pedimento – superfície de aplainamento que compõe vasto plano suavemente inclinado emdireção ao nível de base local;

inselberg – relevo residual dos processos de pediplanação;

pedimentos fora das regiões semi–áridas – quando encontrados fora destas áreas são paleo-formas e refletem as condições climáticas passadas mais secas do que as atuais.

Zona florestal intertropical

A zona de floresta intertropical é caracterizada pelas temperaturas médias elevadas e umidadeabundante. Está subdividida em:

domínio das savanas – pouca vegetação e pluviosidade;

domínio das florestas – vegetação exuberante indica maior umidade.

As principais características do domínio das savanas são:

vegetação pouco densa;

pouca pluviosidade e concentrada num período de 4 a 6 meses;

temperaturas elevadas e grande amplitude térmica ;lixiviação intensa nos períodos de chuva - couraças ferruginosas revestindo imensasplanícies e planaltos de erosão;

estação das chuvas: solos rasos das zonas planas ficam encharcados devido à coberturade material fino;

estação seca: solo resseca e o lençol freático se aprofunda;

primeiras chuvas: muita erosão (solo seco e sem vegetação);

relevo: inselbergs e pediplanos.

As principais características do domínio das florestas são:

vegetação exuberante em conseqüência da maior pluviosidae e maior umidade;

importante escoamento superficial;

intemperismo e lixiviação intensos;

decomposição rápida da matéria orgânica;produtos de alteração: argilas e óxidos de ferro;



laterização (carapaças lateríticas – Al) e carapaças ferruginosas;

solos profundos e bem drenados;

áreas graníticas e gnáissicas: a paisagem é de meias-laranjas (vertentes convexas).

Clima no Brasil

O território brasileiro se estende de 5º16’ de latitude norte até 33º45’ de latitude sul. Isto significa que a qua-se totalidade do nosso território está localizada nas baixas latitudes, que vão de 0 a 30º de latitude norte ou sul.

As características do clima tropical se manifestam em quase todo o território brasileiro, mas hádiferenças de uma área para a outra. Há várias classificações para os climas. A seguir, será apresentada aclassificação dinâmica dos climas do Brasil, segundo Sthraler. Esta classificação se baseia na dinâmica dasmassas de ar e determina cinco modalidades de clima no Brasil:

equatorial úmido;tropical;

tropical semi–árido;

litorâneo úmido;

sub–tropical úmido.

Equatorial úmido: sob a convergência dos ventos alísios e o domínio da massa equatorial

continental, abrange a Amazônia. É o mais quente e o mais chuvoso de todos os tipos declima. Possui pequena amplitude térmica anual e a Amazônia Ocidental e o litoral do Pará sãoas regiões mais chuvosas, com mais de 2.500 mm anuais. Excepcionalmente, cerca de metadede Roraima tem um regime pluviométrico tropical.

Tropical: é o clima predominante na maior parte do Brasil. As chuvas convectivas ou de ve-rão são típicas deste clima assim como os invernos mais secos. Quando a massa polar penetrano Brasil provoca chuvas frontais e diminuição da temperatura. A precipitação pluviométricaestá em torno de 1500 mm anuais.

Tropical de altitude: é uma variedade do clima tropical que é caracterizado por temperatu-ras mais amenas. Ocorre nos planaltos e serras do sudeste e do leste do país.

Tropical semi-árido: ocorre em condições de divergência do ar. As chuvas são escassas (no má-ximo 750 mm anuais) e irregulares. Domina o Sertão do Nordeste e o norte de Minas Gerais.

Litorâneo úmido: é o clima que domina a faixa costeira oriental que se estende do litoralde São Paulo até o Rio Grande do Norte. A massa de ar dominante neste clima traz chuvasorográficas em Borborema, na Chapada Diamantina, nas Serras do Mar e da Mantiqueira. Olugar que mais chove no Brasil é Itapanhaú (SP), na Serra do Mar, com 4.514 mm anuais.



Subtropical úmido: domina na região Sul e possui as maiores amplitudes térmicas diárias e anuaisdo Brasil. Nas áreas mais altas há ocorrência esporádica de neve e de geada no inverno. No inverno,a massa de ar polar que vem da Antártida avança e traz chuvas frontais. É chuvoso o ano inteiro.

Domínios morfoclimáticos brasileiros

No Brasil, existe uma diversidade de tipos de clima e formas de relevo. Clima e relevo mantêmestreitas relações, sejam elas de espaço, de vegetação, de solo, dentre outros, caracterizando váriosambientes ao longo de todo território nacional. Para entendê-los, o geógrafo Aziz Ab’Saber, propôsuma classificação desses ambientes com base em características morfológicas e climáticas, aos quaisdenominou de Domínios Morfoclimáticos.

Os domínios morfoclimáticos do Brasil, segundo Ab’Saber são:

Domínio Amazônico – região norte do Brasil, com terras baixas e grande processo de sedi-mentação, clima e floresta equatorial;

Domínio dos Cerrados – região central do Brasil com vegetação tipo cerrado e inúmeros chapadões;

Domínio dos Mares de Morros – região leste (litoral brasileiro), onde se encontra a floresta Atlântica que possui clima diversificado;

Domínio das Caatingas – região nordestina do Brasil (polígono das secas), de formações cris-

talinas, área depressiva intermontanhas e de clima semi-árido;

Domínio das Araucárias – região sul brasileira, área do habitat do pinheiro brasileiro (araucá-ria), região de planalto e de clima subtropical;

Domínio das Pradarias – região do sudeste gaúcho, local de coxilhas subtropicais.




Quais são as formas de transporte fluvial? Que tipo de partículas eles carregam?

Como é formado o relevo cárstico?

1.

2.



Defina dolinas e lapiás.

Quais são as principais formas de relevo litorâneas? Defina cada uma delas.

Quais são as principais formas de relevo submarinas? Caracterize cada uma delas.

Diga o que são e quais são os principais domínios morfoclimáticos do globo.

Quais são os principais tipos de climas brasileiros? Cite algumas características de cada um deles.

3.

4.

5.

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7.



GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE

COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA

BRASILEIRA

A formação do relevo brasileiro decorre dos vários processos endógenos e exógenos que foramexaminados ao longo do curso. Dentre as suas principais características, vale ressaltar o predomínio dasformações sedimentares recentes, que ocupam cerca de 64% da superfície. Estas formações se sobre-põem aos terrenos cristalinos pré–cambrianos, que formam o embasamento do nosso relevo e afloramem 36% do nosso território. O relevo brasileiro não apresenta formação de cadeias montanhosas muitoelevadas, predominando altitudes inferiores a 500 m, uma vez que o mesmo se desenvolveu sobre umabase geológica antiga, sem movimentações tectônicas recentes.

O relevo brasileiro, em sua formação, não sofreu a ação dos movimentos orogenéticos recen-tes, responsáveis pelo surgimento dos chamados dobramentos modernos e, por isso, caracteriza-se pelapresença de três grandes formas: os planaltos as depressões e as planícies. Os planaltos e as depressõesrepresentam as formas predominantes, ocupando cerca de 95% do território, e têm origem e tanto crista-lina quanto sedimentar. Em alguns pontos do território, especialmente nas bordas dos planaltos, o relevoapresenta-se muito acidentado, como a ocorrência de serras e escarpas. As planícies representam os 5%restantes do território brasileiro e são exclusivamente de origem sedimentar.

Existem várias classificações para o relevo brasileiro, porém algumas delas se tornaram mais conhe-cidas e tiveram grande importância em momentos diferentes da nossa história.

A mais antiga delas foi elaborada pelo professor Aroldo de Azevedo, na década de 40, e utilizava comocritério para a definição das formas o nível altimétrico. Assim, superfícies aplainadas que superassem a marcados 200 m de altitude seriam classificadas como planaltos, e superfícies aplainadas que apresentassem altitudesinferiores a 200 m seriam classificadas como planícies. Com base nisso, o Brasil dividia-se em oito unidades derelevo, sendo 4 planaltos, que ocupavam 59% do território e 4 planícies, que ocupavam os 41% restantes.

Em 1970, o professor Aziz Nacib Ab’Saber apresentou uma nova classificação, com maior rigor cientí-fico. Ele propôs a existência de 6 (seis) domínios e mais as faixas de transição. Em cada um desses sistemas, sãoencontrados aspectos, histórias, culturas e economias divergentes, desenvolvendo condições singulares, comode conservação do ambiente natural e processos erosivos provocados pela ação antrópica. Como a extensãoterritorial do Brasil é muito grande, vamos nos defrontar com domínios muito diferenciados uns dos outros.

A mais recente classificação do relevo brasileiro é a proposta pelo professor Jurandyr Ross, divulga-da em 1995. Baseado em dados obtidos a partir de um detalhado levantamento da superfície do territóriobrasileiro realizado pelo projeto Radambrasil, ele apresenta uma subdivisão do relevo brasileiro em 28unidades, sendo 11 planaltos, 11 depressões e 6 planícies.

Essa nova classificação utilizou como critério a associação de informações sobre o processo deerosão e sedimentação dominante na atualidade, com a base geológica e estrutural do terreno e ainda como nível altimétrico do lugar. Assim, foram definidos:

planalto – como uma superfície irregular, com altitudes superiores a 300 m, e que teve origema partir da erosão sobre rochas cristalinas ou sedimentares.

depressão – superfície mais plana, com altitudes entre 100 e 500 m, apresentando inclinação suave,resultante de prolongado processo erosivo, também sobre rochas cristalinas ou sedimentares.



planície – superfície extremamente plana e formada pelo acúmulo recente de sedimentos fluviais, marinhos ou lacustres.

Segundo esta mais recente classificação, as características mais importantes de cada uma das subu-nidades do relevo brasileiro são:

Planaltos

Planalto da Amazônia Oriental – com altitudes que atingem cerca de 400 m na porção nortee 300 m na porção sul, é constituído de terrenos de uma bacia sedimentar. Localiza-se na metadeleste da região, numa estreita faixa que acompanha o rio Amazonas, do curso médio até a foz.

Planaltos e Chapadas da Bacia do Parnaíba – constituídos de terrenos de uma baciasedimentar, estende-se das áreas centrais do país (GO-TO), até as proximidades do litoral.Predominam as formas tabulares, conhecidas como chapadas.

Planaltos e Chapadas da Bacia do Paraná – constituídos por terrenos sedimenta-res e por depósitos de rocha de origem vulcânica, da era mesozóica. Localizam-se naporção meridional do país e estendem-se de Mato Grosso e Goiás, até o Rio Grandedo Sul. Atingem altitudes em torno de 1.000 m.

Planalto e Chapada dos Parecis - estendem-se por uma larga faixa no sentido leste-oestena porção centro-ocidental do país, indo do Mato Grosso até Rondônia. Constituídos, pre-dominantemente, de terrenos sedimentares, suas altitudes atingem cerca de 800 m.

Planaltos Residuais Norte-Amazônicos - ocupam uma área onde se alternam terrenossedimentares e cristalinos, na porção mais setentrional do país, do Amapá até o Amazonas.

Caracterizam-se, em alguns pontos, pela definição das fronteiras brasileiras e em outros, pelapresença das maiores altitudes do Brasil, como o Pico da Neblina (3014 m), na divisa do es-tado de Roraima com a Venezuela.

Planaltos Residuais Sul-Amazônicos - também ocupam terrenos de rochas sedimentarese cristalinas. Estendem–se por uma larga faixa de terras ao sul do Rio Amazonas, desde aporção meridional do Pará até Rondônia.

Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste - ocupam uma larga faixa de terras na porçãooriental do país em terrenos predominantemente cristalinos. Pela presença de superfícies bastanteacidentadas e com sucessivas escarpas de planalto foram denominados “domínio dos mares de mor-

ros”. Aí encontram–se formações de elevadas altitudes, como as serras do Mar e da Mantiqueira.

Planaltos Serras de Goiás-Minas - terrenos de formação antiga, predominantemente cris-talinos, que se estendem do sul de Tocantins até Minas Gerais. Caracterizam-se por formasmuito acidentadas (Serra da Canastra) entremeadas de formas tabulares.

Serras e Residuais do Alto Paraguai - ocupam uma área de rochas cristalinas e rochassedimentares antigas, que se concentram ao norte e ao sul da grande planície do Pantanal, nooeste brasileiro. As altitudes alcançam cerca de 800 m.

Planalto da Borborema - corresponde a uma área de terrenos formados de rochas

pré–cambrianas e sedimentares antigas, aparecendo na porção oriental no nordestebrasileiro, a leste do estado de Pernambuco, como um grande núcleo cristalino e iso-lado, atingindo altitudes em torno de 1.000 m.



Planalto Sul-rio-grandense - caracterizado pela presença de rochas de diversas origensgeológicas, localiza-se na extremidade meridional do país, no sul do Rio Grande do Sul, ondeencontram–se as “coxilhas”, que são superfícies convexas, caracterizadas por colinas suave-mente onduladas, com altitudes inferiores a 450 m.

Depressões

Depressão da Amazônia Ocidental - enorme área de origem sedimentar no oesteda Amazônia, com altitudes em torno de 200 m, apresenta uma superfície aplainadaatravessada ao centro pelo rio Amazonas.

Depressão Marginal Norte Amazônia – constituída de rochas cristalinas e sedimentaresantigas, estende-se entre o litoral do Amapá e a fronteira do Amazonas com a Colômbia.Possui altitudes que variam entre 200 e 300 m.

Depressão Marginal Sul Amazônia - localizada na porção meridional da Amazônia, seusterrenos são, predominantemente, sedimentares com altitudes que variam de 100 a 400 m.

Depressão do Araguaia - acompanha quase todo o vale do rio Araguaia e apresenta terre-nos sedimentares, com uma topografia muito plana e altitudes entre 200 e 350 m.

Depressão Cuiabana - encaixada entre os planaltos da bacia do Paraná, dos Parecise do alto Paraguai, caracteriza-se pelo predomínio dos terrenos sedimentares de baixaaltitude, variando entre 150 e 400 m.

Depressão do Alto Paraguai-Guaporé - caracterizada pelo predomínio de rochas sedi-mentares, localiza-se em Mato Grosso.

Depressão do Miranda - localiza-se no Mato Grosso do Sul, ao sul do Pantanal, em

uma área onde predominam rochas cristalinas pré-cambrianas, com altitudes extrema-mente baixas, entre 100 e 150 m.

Depressão Sertaneja e do São Francisco - extensa faixa de terras que se vai do litoral doCeará e Rio Grande do Norte até o interior de Minas Gerais, acompanhando quase todo ocurso do rio São Francisco. Apresentam variedade de formas e de estruturas geológicas, po-rém destaca-se a presença do relevo tabular, as chapadas, como as do Araripe e do Apodi.

Depressão do Tocantins - acompanha todo o trajeto do Rio Tocantins, quase sempre em terrenoscristalinos pré–cambrianas. Suas altitudes declinam de norte para sul, variando entre 200 e 500 m.

Depressão Periférica da Borda Leste da Bacia do Paraná - caracterizada pelo predomí-

nio dos terrenos sedimentares paleozóicos e mesozóicos, localiza–se entre os planaltos dabacia do Paraná e do Atlântico leste e sudeste. Suas altitudes oscilam entre 600 e 700 m.

Depressão Periférica Sul-rio-grandense - ocupa os terrenos sedimentares drenadospelos rios Jacuí e Ibicuí, no Rio Grande do Sul. Caracteriza-se por baixas altitudes, que

variam em torno dos 200 m.

Planícies

Planície do Rio Amazonas – atualmente, as terras baixas amazônicas dividem-se em várias uni-

dades, classifi

cadas como planaltos, depressões e planície. Levando em conta a sua origem sedi-mentar, elas formariam uma grande planície. Considerando a altimetria, elas também são denomi-nadas de planície, pois não ultrapassam 150m de altitude. Entretanto, considerando os processoserosivo e deposicional, sabe–se que mais de 95% dessas terras baixas são, na verdade, planaltos ou



depressões de baixa altitude, onde o processo erosivo se sobrepõe ao de sedimentação, restando àplanície verdadeira uma estreita faixa de terras às margens dos grandes rios da região.

Planície do Rio Araguaia - é uma planície estreita que se estende no sentido norte-sul, mar-geando o trecho médio do rio Araguaia, em terras dos Estados de Goiás e Tocantins. Em seuinterior, o maior destaque fica com a ilha do Bananal que, com uma área de cerca de 20.000

km2 , é a maior ilhafl

uvial do planeta.Planície e Pantanal do Rio Guaporé - trata-se de uma faixa bastante estreita de terras pla-nas e muito baixas, que se alonga pelas fronteiras ocidentais do país, penetrando a noroeste,no território boliviano, tendo seu eixo marcado pelas águas do rio Guaporé.

Planície e Pantanal Mato-grossense - ocupa porção mais ocidental do Brasil Central.Como corresponde a uma grande área de formação muito recente (período Quaternário),apresenta altitudes em torno de 100 m acima do nível do mar. É considerada a mais típicaplanície brasileira, pois está em constante processo de sedimentação.

Planície da Lagoa dos Patos e Mirim - ocupa quase todo o litoral gaúcho, e a sua porção

mais meridional vai até o Uruguai. Possui uma formação dominantemente marinha e lacus-tre, com participação mínima da deposição de origem fluvial.

Planícies e Tabuleiros Litorâneos - correspondem a inúmeras porções do litoral brasileiro.Ocupam áreas muito pequenas, geralmente na foz de rios que deságuam no mar, especial-mente daqueles de menor porte. São muito largas no litoral norte e quase desaparecem nolitoral sudeste. Em trechos do litoral nordestino, estas planícies apresentam-se intercaladascom as barreiras, que são áreas de maior elevação também de origem sedimentar.

Pontos mais altos do Brasil

Os pontos mais elevados do Brasil, com a sua denominação, localização e altitude são mostrados abaixo:

RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE

A Geomorfologia desempenha um papel integrador nos estudos relacionados ao meio ambiente,principalmente na questão da degradação ambiental. A questão ambiental passou a ter uma conotaçãomundial a partir de 1972, movida pela degradação ambiental em todo o mundo. Esta degradação era pro-

vocada, dentre outros, pelos seguintes fatores:

poluição industrial;

exploração de recursos naturais;



deterioração das condições ambientais;

problemas sanitários;

déficit de nutrição;

aumento da mortalidade.

Como efeitos do processo de industrialização e da vida urbana tem–se:efeito estufa;

aquecimento global;

chuva ácida;

buracos na camada de ozônio;

desmatamentos;

diversas formas de poluição ambiental;

aceleração da destruição da diversidade biológica.

MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO AMBIENTAL

Desequilíbrios na paisagem sempre ocorreram no decorrer da história da Terra por causas naturaise foram responsáveis, inclusive, pelas extinções em massa. Atualmente, o homem vem acelerando estesprocessos modificadores da paisagem. tanto nas áreas urbanas como nas rurais.

Para que possamos conservar o nosso planeta para a nossa geração e para as gerações futuras, énecessário que, como educadores, conscientizemos nossos alunos para a importância de preservar o meioambiente e de monitorá–lo, para que a degradação ambiental não se acentue.

A Geomorfologia estuda a superfície da Terra e leva em conta os processos geomorfológicosque modelam o relevo. O mau uso da terra pode provocar danos ambientais que repercutem emprejuízos ou até mesmo a perda de vidas humanas.

Marques (2001), chama a atenção para os relevos, “que constituem os pisos sobre os quais se fixamas populações humanas e são desenvolvidas suas atividades, derivando daí valores econômicos e sociaisque lhe são atribuídos. Em função de suas características e dos processos que sobre elas atuam, oferecem,para as populações, tipos e níveis de benefícios ou riscos dos mais variados. Suas maiores ou menores

estabilidades decorrem, ainda, de suas tendências evolutivas e das interferências que podem sofrer dosdemais componentes ambientais ou da ação do homem”.

O estudo das formas de relevo é de fundamental importância para o monitoramento e a recupera-ção de áreas degradadas. Como as atividades humanas são desenvolvidas sobre algum tipo de relevo oude solo, a Geomorfologia, juntamente com a Pedologia, tem um papel fundamental no diagnóstico deáreas degradadas. Do conhecimento integrado destas duas ciências pode-se diagnosticar, prognosticar e evitar danos ambientais. Além disso, o conhecimento dos processos geomorfológicos é muito im-portante na recuperação de áreas degradadas porque à medida que a boa compreensão dos mecanismosexistentes na dinâmica do relevo pode tornar a sua atuação mais efetiva.

A Geomorfologia pode dar grande contribuição no diagnóstico e monitoramento de áreas degra-dadas. Para isto, o geomorfólogo precisa ter conhecimentos relacionados a várias disciplinas. Na maioriados casos, o que se vê são obras de recuperação que não levam em consideração como a forma de relevoevoluiu e como o impacto ambiental aconteceu. Assim, elas acabam, muitas vezes, durando pouco.



A Geomorfologia procura entender não só o quadro atual do relevo de uma determinada área,mas também prognosticar o seu futuro. Para isto, por intermédio de modelos de sistemas ambientais edo emprego de Sistemas de Informações Geográficas (SIGs) ela busca definir as áreas de maior risco emtermos de deslizamentos, erosão, enchentes, dentre outros.

ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAISDO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO MÉDIO

O ensino da Geomorfologia na primeira série do Ensino Fundamental é abordado junto à disciplinaCiências. Aí são dados os primeiros conceitos que começarão a construir as bases para o aprofundamento pos-terior. A partir daí e até a última série do Ensino Médio, o ensino da Geomorfologia está incorporado dentrodo ensino da Geografia Física. Os assuntos vão aumentando a sua complexidade à medida que se passa paraséries mais adiantadas. Por sua íntima relação com a Geologia, os ensinos da Geomorfologia se sobrepõem aosda Geologia. Fundamentalmente, este ensino deve abordar os seguintes aspectos fundamentais:

estrutura interna da Terra, fundamental para o conhecimento do interior do nosso planeta;as forças geodinâmicas internas, geradas pela dinâmica interna do nosso planeta, e que estrutu-ram o relevo terrestre, dentre eles as cadeias de montanhas;

os principais tipos de rochas e as formas de relevo a elas associadas;

o ciclo hidrológico e os processos de alteração superficial das rochas;

as várias formas de erosão responsáveis por esculpir o relevo terrestre;

as formas de relevo geradas pela ação dos rios, água subterrânea, gelo, ventos, ondas e marés;

a importância do clima na definição das formas de relevo;

os domínios morfoclimáticos do globo;

os compartimentos geomorfológicos brasileiros;

a degradação ambiental.


Por que no Brasil não existem cadeias de montanhas muito elevadas?

Defina planaltos, planícies e depressões.

1.

2.



Quais são os planaltos brasileiros?

Quais são as planícies brasileiras?

Quais são as depressões brasileiras?

3.

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5.



Glossário

Ablação: quantidade total de gelo que uma geleira perde anualmente.

Abrasão: ação erosiva que ocorre quando partículas de sedimentos em suspensão e em saltaçãomovem–se pelo fundo e pelas paredes de um canal fluvial.

Aquecimento global: aquecimento global durante o século XX devido ao aumento de dióxido decarbono (CO

2 ) atmosférico causado pelo homem.

Arcos de ilhas: cadeia de ilhas vulcânicas linear ou em forma de arco, formada no assoalho oceâni-co, em um limite convergente de placas.

Chuva ácida: precipitação ácida causada pela poluição do ar por gases sulfurosos e por dióxido denitrogênio, que reagem com a água e formam ácido sulfúrico e ácido nítrico.

Criosfera: parte do planeta onde a água existe primariamente no estado congelado.

Elevação pericontinental: manto de sedimentos arenosos e argilosos que se estende para a baciaoceânica principal.

Fiorde: antigo vale glacial ocupado pelo mar, com paredes inclinadas e um perfil em forma de U.

Forma de relevo dissimétrica: corresponde às encostas que não apresentam a mesma inclinação.

Gelivação: ação do gelo e do degelo.

Inversão do relevo: ocorre quando anticlinais são arrasados, por corresponderem a material friável,enquanto os sinclinais ficam alçados, por serem individualizados por rochas duras.

Linha de neve: altura, a partir da qual, as neves são eternas.

Patamar estrutural: também denominado patamar de vertente, corresponde à superfície plana queinterrompe a continuidade do declive de uma vertente.

Pavimento desértico: superfície remanescente de cascalho, com diâmetro muito grande para sertransportada pelo vento, deixada quando a deflação continuada remove as partículas mais finas deuma mistura de cascalho, areia e silte que compõe os sedimentos e solos.

Pedimento: plataforma ampla e de suave inclinação do substrato rochoso, que é formada à medidaque uma frente montanhosa é erodida e recua.

Percées: boqueirões escavados no front da cuesta por superimposição de cursos cataclinais.

Playa: camada de argila, às vezes incrustada com sais precipitados, que se forma pela evaporaçãocompleta de um lago de deserto.

Subsidência: depressão ou afundamento da crosta induzida pelo peso adicional de sedimentos oupor movimentos tectônicos, como falhamentos normais regionais.

Superimposição: também denominada epigenia, representa o afundamento do vale cortando indis-tintamente rochas tenras e duras, depois de atravessar uma estrutura sedimentar.

Vale em rifte: fossa estreita e longa, limitada em cada lado por uma ou mais falhas normais paralelasentre si, criada por forças distensivas.

Vale suspenso: vale abandonado de uma geleira tributária que adentra um vale glacial maior, acima

da sua base e em posição elevada na parede deste.Xenólitos: são fragmentos de outras rochas englobados e carregados pelo magma quando de suaascensão na crosta.



Referências Bibliográficas

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