Reconstrução da Paisagem Geomorfológica através da Geoquímica

Prévia do material em texto

0 
 
 
UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO – UFPE 
Centro de Filosofia e Ciências Humanas – CFCH 
Departamento de Ciências Geográficas – DCG 
Programa de Pós-Graduação em Geografia - PPGEO 
 
 
 
 
 
 
 
DRIELLY NAAMMA FONSÊCA DA SILVA 
 
 
 
 
 
RECIFE, 2012 
Reconstrução da Paisagem Geomorfológica através da 
Assinatura Geoquímica dos eventos deposicionais da 
bacia do rio Capibaribe-Mirim, Pernambuco 
1 
 
DRIELLY NAAMMA FONSÊCA DA SILVA 
 
 
 
 
 
 
 
Reconstrução da Paisagem Geomorfológica através 
da Assinatura Geoquímica dos eventos deposicionais 
da bacia do rio Capibaribe-Mirim, Pernambuco 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
RECIFE, 2012 
Dissertação apesentada ao Programa de Pós-Graduação em 
Geografia da Universidade Federal de Pernambuco, como 
Requisito parcial para obtenção do título de Mestre em 
Geografia 
 
Orientador: Antonio Carlos de Barros Corrêa 
2 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Catalogação na fonte 
Bibliotecária Divonete Tenório Ferraz Gominho, CRB4-985 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
S586r Silva, Drielly Naamma Fonsêca da 
 Reconstrução da paisagem geomorfológica através da assinatura 
geoquímica dos eventos deposicionais da bacia do rio Capibaribe-Mirim, 
Pernambuco / Drielly Naamma Fonsêca da Silva. – Recife: O autor, 2012. 
 167 f. : il. ; 30 cm. 
 Orientador: Prof. Dr. Antonio Carlos de Barros Corrêa 
 Dissertação (mestrado) - Universidade Federal de Pernambuco. 
 CFCH. Programa de Pós–Graduação em Geografia, 2012. 
 Inclui bibliografia. 
 
1. Geografia. 2. Bacias hidrográficas - Rio Capibaribe-Mirim(PE). 3. 
Geoquímica – Assinatura. 4. Morfotectônica. I. Corrêa, Antonio Carlos de 
Barros. (Orientador). II. Título. 
 
 
 910 CDD (22. ed.) UFPE (CFCH2012-128) 
 
3 
 
UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO – UFPE 
Centro de Filosofia e Ciências Humanas – CFCH 
Departamento de Ciências Geográficas – DCG 
Programa de Pós-Graduação em Geografia - PPGEO 
 
 
DRIELLY NAAMMA FONSÊCA DA SILVA 
 
 
Título: “Reconstrução da Paisagem Geomorfológica através da Assinatura Geoquímica dos 
eventos deposicionais da bacia do rio Capibaribe-Mirim, Pernambuco” 
 
 
BANCA EXAMINADORA 
 
 
TITULARES: 
 
Orientador: ___________________________________________________ 
 Prof. Dr. Antonio Carlos de Barros Corrêa (UFPE) 
 
1° Examinador: ________________________________________________ 
 Prof. Dr. Julio César Paisani (UNIOESTE/PR) 
 
2° Examinador: ________________________________________________ 
 Prof. Dr. Demétrio da Silva Mutzemberg (UFPE) 
 
 
 
 
APROVADA em 30de agosto de 2012. 
 
 
 
4 
 
AGRADECIMENTOS 
 
 
A minha mãe Maria do Socorro, por toda ajuda e apoio em todas as etapas da minha 
vida. A minhas tias, Lindalva Fonsêca e Luzia Fonsêca que sempre me deram força para que 
eu continuasse meus estudos. A minha irmã Dreyssi Fonsêca pelo apoio incondicional. 
Ao meu orientador o Prof. Dr. Antonio Carlos de Barros Corrêa, pela paciência e 
competência em me guiar durante toda a pesquisa e por toda ajuda e ensinamentos que tem me 
dado desde a época da graduação, muito obrigada! 
As coordenadoras do Programa de Pós-Graduação em Geografia Profa. Dra. Ana 
Cristina de Almeida Fernandes e Profa. Dra. Eugênia Cristina Gonçalves Pereira. 
Ao Prof. Dr. Alcindo José de Sá pela amizade e ensinamentos. 
Aos amigos Bruno Tavares, Daniel Lira, Lucas Cavalcanti pela ajuda acadêmica, no 
campo e pela amizade em todas as horas. 
Aos amigos do GEQUA Ana Clara Magalhães, Antonio Carlos Rocha, Cristiana Duarte, 
Danielle Gomes, Débora Meira, Diogo Galvão, Évio Lima, Flavia Lima, Joazadaque Souza, 
Jonas Souza, Kleython Monteiro, Leandro Diomério, Rhaissa Tavares, Renata Azambuja, 
Ronaldo Missura, Wemerson Flávio, obrigada pelos momentos juntos. 
Aos amigos da graduação e de sempre Hewerton Alves, Keyla Alencar. 
Ao CNPq e a CAPES pela concessão de bolsas de Mestrado. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
“A mente que se abre a uma nova ideia jamais voltará ao seu tamanho original” 
 (Albert Einstein) 
 
 
6 
 
RESUMO 
 
SILVA, D. N. F. Reconstrução da Paisagem Geomorfológica através da Assinatura 
Geoquímica dos eventos deposicionais da bacia do rio Capibaribe-Mirim, Pernambuco. 
 
Eventos denudacionais foram responsáveis, na bacia do rio Capibaribe-Mirim, pela deposição 
de unidades deposicionais que recobrem as vertentes da região. O objetivo deste trabalho é 
caracterizar essas unidades deposicionais através de análises físicas e químicas, visando 
contribuir com as interpretações acerca da gênese e evolução destes materiais. Amostras de 
sedimento foram coletadas em nove perfis. As amostras foram coletadas em todos os horizontes 
e em cascalheiras neles presentes e, foram submetidas às análises granulométricas e 
quantitativas dos elementos Si, Ti, Al, Fe
Total
, Mn, Mg, Ca, Na, K, P e Zr, utilizando-se 
espectrometria de fluorescência de raios-X. Os resultados forneceram evidências morfológicas, 
granulométricas e químicas que confirmam que os materiais que compõem a cobertura 
deposicional sobreposta às linhas de pedra são alóctones. As principais evidências foram: 
identificação de fragmentos reliquiais em estágio incipiente de alteração num solum altamente 
intemperizado e a presença destes fragmentos em maior quantidade nas linhas de pedra do que 
no saprólito abaixo; discordâncias entre os materiais do horizonte C e do solum apontadas pela 
relação Zr/Ti; distribuição de elementos “imóveis” – Fe, Ti, Zr e Al – com padrões diferentes 
em relação a um padrão de desenvolvimento in situ, refletindo, em parte, acumulação de 
material mais argiloso na base do solum e mais arenoso no topo, interpretada como diferença 
textural proporcionada por processos de transporte e deposição. A relação Zr/Ti foi considerado 
melhor marcador de descontinuidades, sobretudo em depósitos com materiais de diferentes 
origens e/ou composição mineralógica. Essa relação sugere que os pacotes se desenvolveram 
sobre materiais depositados em paleosuperfícies compostas de elementos côncavos e convexos. 
Apesar dos processos morfogenéticos sugerirem uma maior participação da erosão nas formas 
de relevo da área investigada, possivelmente as formas atuais seriam produto tanto de processos 
geoquímicos quanto de processos erosivos, bem como de possíveis reativações tectônicas. 
 
Palavra-Chave: Assinatura Geoquímica; Morfotectônica; Rio Capibaribe-Mirim. 
 
 
 
7 
 
ABSTRACT 
 
Denudational events were responsible, in the Cabiparibe-Mirim watershed, for the deposition 
of coluvial units that cover the hill slopes of the area. This work aimed at characterizing those 
coluvial units by means of physical and chemical analysis, in order to contribute with the 
interpretations regarding the origin and evolution of these materials. Sediment samples were 
collected in nine profiles. All discernible stratigraphic levels, including gravel layers, were 
collected and subjected to particle size and qualitative analysis of Si, Ti, Al, Fe
Total
, Mn, Mg, 
Ca, Na, K, P e Zr using x-ray fluorescence spectrometry. The results yelded morphological, 
particlesize and chemical evidences that corroborated the idea that the materials that make up 
the pedological cover above the stone lines are alloctonous. The most significant evidences 
were: the identification of poorly weathered corestones amidst a highly weathered matrix, the 
presence of a larger concentration of clasts in stone lines than on the underlying saprolite, 
discordances between C horizon and the solum as pointed out by the Zr/Ti ratio; distribution of 
stable elements – Fe, Ti, Zr e Al – showing a distribution pattern quite distinct from the in situ 
one, which reflects the accumulation of clayey material at the solum basis and Sandy material 
at the top of the profile. That textural difference was interpreted as resulting from transport and 
deposition processes. The Zr/Ti ratio was considered the best discontinuity marker, moreover 
in soils composed of materials deriving from several origins and mineralogical composition. 
This ratio sugests that the soils were developed on materials that were deposited above 
paleosurfaces displaying concave and convex geometries. In spite of morphogenetic processes 
suggesting a more significant role of erosion on the shaping of the local landforms, probably 
the contemporary morphologies result from both geochemical and erosive processes, as well as 
likely tectonic reactivations 
 
Keywords: Geochemical signature; Morphotectonics; Capibaribe-Mirim watershed. 
 
 
 
 
 
 
 
8 
 
SUMÁRIO 
1 INTRODUÇÃO 15 
1.1 OBJETIVO 18 
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 20 
2.1 SUPERFÍCIES DE EROSÃO 20 
2.1.1 O Ciclo Geográfico de Willian Moris Davis 20 
2.1.2 Teoria da Etchplanação 22 
2.1.3 Primarrumpf e Piedmonttreppen de Penck 23 
2.1.4 Pedimentação e Pediplanação 24 
2.1.5 Equilíbrio Dinâmico de Hack 26 
2.1.6 As Superfícies erosivas no Brasil 28 
2.1.7 Superfícies de erosão no Nordeste do Brasil 31 
2.2 NEOTECTÔNICA – HISTÓRIA E EVOLUÇÃO DO TERMO 33 
2.2.1 Tectônica Recente no Brasil 36 
2.2.2 Evolução Morfotectônica da porção Oriental do Nordeste 37 
2.3 AIMPORTÂNCIA DO QUATERNÁRIO NOS ESTUDOS 
GEMORFOLÓGICOS 
 
42 
2.3.1 O Quaternário no Nordeste 43 
2.3.2 Processos Deposicionais no Quaternário 44 
2.4 MORFOESTRATIGRAFIA 47 
2.4.1 Estratigrafia de Sequência 48 
2.4.1 Aloestratigrafia 49 
2.5 O PAPEL DOS MARCADORES GEOQUÍMICOS NA DIFERENCIAÇÃO 
ESTRATIGRÁFICA: TÉCNICAS E APLICAÇÕES 
 
51 
2.5.1 Geoquímica das Formações Superficiais 52 
2.5.2 Assinatura Geoquímica na caracterização dos materiais transportados 
54 
3 ASPECTOS METODOLÓGICOS DA ANÁLISE DOS COMPONENTES 
MORFOESTRUTURAIS, SEDIMENTOLÓGICOS E GEOQUÍMICOS 
 
57 
3.1 MAPEAMENTO GEOMORFOLÓGICO E MORFOESTRUTURAL 
57 
3.2 LINEAMENTOS DE DRENAGEM E RELEVO E DENSIDADE DE 
DRENAGEM 
 
58 
9 
 
3.3 A ANÁLISE MORFOESTRATIGRÁFICA 60 
3.4 TRABALHO DE CAMPO E COLETA DE MATERIAIS 61 
3.5 TRABALHO DE LABORATÓRIO 62 
3.5.1 Química Total 62 
3.5.2 Análise Sedimentológica 62 
3.5.3 Morfoscopia 65 
3.5.4 Assinatura Geoquímica dos sedimentos pelo método de XRF 
(Fluorescência de Raios-X) 
 
66 
4 CARACTERIZAÇÃO FISIOGRÁFICA DA ÁREA 70 
4.1 ARCABOUÇO GEOLÓGICO 70 
4.1.1 Evolução da Província Borborema 70 
4.2 ASPECTOS CLIMÁTICOS 78 
4.3 ASPECTOS VEGETACIONAIS 79 
4.4 ASPECTOS PEDOLÓGICOS 80 
4.5 REDE DE DRENAGEM 81 
5 ANÁLISE DOS COMPONENTES MORFOESTRUTURAIS E 
SEDIMENTOLÓGICOS 
 
82 
5.1 ANÁLISE DE LINEAMENTOS DE RELEVO E DE DRENAGEM 82 
5.2 ESTRUTURAÇÃO DA REDE DE DRENAGEM 87 
5.2.1 Hierarquia Fluvial 87 
5.2.2 Análise de Densidade de Drenagem 88 
5.3 COMPARTIMENTAÇÃO MORFOESTRUTURAL DA BACIA DO RIO 
CAPIBARIBE-MIRIM 
 
90 
5.3.1 Domínio do Planalto da Borborema 90 
5.3.2 Domínio do Baixo Planalto Dissecado 95 
5.3.3 Domínio dos Tabuleiros Sedimentares 97 
5.3.4 Domínio das Planícies Aluviais 99 
5.4 COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA 100 
5.5 DESCRIÇÃO DOS PONTOS DE COLETA 107 
5.6 ANÁLISE DOS DADOS SEDIMENTOLÓGICOS 126 
5.7 QUÍMICA TOTAL DOS SEDIMENTOS 131 
5.7.1 Índices Ki e Kr 135 
5.7.2 Comportamento das curvas de concentração de elementos “imóveis” 136 
10 
 
5.7.3 Razão Zr/Ti 139 
6 GEOMORFOLOGIA, ASSINATURA GEOQUÍMICA E GÊNESE DA 
COBERTURA SEDIMENTAR 
 
142 
6.1 EVIDÊNCIAS DO TRANSPORTE DOS MATERIAS NA BACIA DOO RIO 
CAPIBARIBE-MIRIM 
 
142 
6.2 REJEIÇÃO A OUTRAS HIPÓTESES SOBRE A GÊNESE DA COBERTURA 
SEDIMENTAR 
 
143 
6.3 IMPLICAÇÕES NA EVOLUÇÃO GEOMORFOLÓGICA 145 
7 CONSIDERAÇÕES FINAIS 147 
REFERÊNCIAS 148 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
11 
 
LISTA DE ILUSTRAÇÕES 
 
Figura 1 – Localização da área de estudo com destaque para imagem TOPODATA da bacia 
do rio Capibaribe-Mirim 
 
17 
Figura 2 – Exemplo de modelos evolutivos do relevo. Evolução do Relevo segundo Davis, 
Penck e Hack 
 
24 
Figura 3 – Median Shear Corridor ou Zona Transversal. Região entre o Lineamento Patos 
e Pernambuco 
 
38 
Figura 4 – Evolução tectônica da bacia Pernambuco e Paraíba 40 
Figura 5 – Exemplo de classificação aloestratigráfica de depósitos aluvionares e lacustres 
em um gráben 
 
50 
Figura 6 – Relações das formações superficiais com o substrato 52 
Figura 7 – Diagrama representa os diferentes graus de arredondamento e esfericidade 
(TUCKER, 1995) 
 
66 
Figura 8 – Localização regional da BHCM 70 
Figura 9 – Mapa com as divisões da Província Borborema 72 
Figura 10 – Arcabouço Geológico da Bacia do rio Capibaribe-Mirim 75 
Figura 11 – Mapa de distribuição da cobertura pedológica da Bacia do rio Capibaribe-Mirim 80 
Figura 12 – Mapa da rede hidrográfica da bacia do rio Capibaribe-Mirim 81 
Figura 13 – Lineamento de Drenagem da BHCM 83 
Figura 14 – Rosáceas com dados de Comprimento e Frequência Absoluta dos lineamentos 
de drenagem 
 
83 
Figura 15 – Fotolineamentos distribuídos de acordo com os azimutes de iluminação 45°, 
90°, 315° e 360°. 
 
85 
Figura 16 – Rosáceas com frequências dos fotolineamentos 86 
Figura 17 – Rosáceas com comprimentos absolutos dos fotolineamentos 86 
Figura 18 – Hierarquização fluvial da BHCM de acordo com a metodologia de Strahler 
(1950) 
 
88 
Figura 19 – Mapa da densidade de drenagem da BHCM 89 
Figura 20 – Compartimentação Morfoestrutural do rio Capibaribe-Mirim 91 
Figura 21 - Distribuição dos perfis longitudinais das morfoestruturais da BHCM 92 
Figura 22 – Transecto A-B representando o compartimento de cimeira da Borborema 92 
Figura 23 – Transectos representando superfície dissecada com basculamento W-E 93 
12 
 
Figura 24 - Transecto G-H representando o Horst Manuel Mattos 94 
Figura 25 – Transecto I-J identificando a superfície do Gráben do rio Água Torta 95 
Figura 26 - Transecto do Hemi-gráben do rio Siriji 96 
Figura 27 – Perfil em transecto da Superfície Dissecada em cristas e vales 97 
Figura 28 – Transecto representando os dois compartimentos tabulares na BHCM 98 
Figura 29 – Perfil em transecto dos compartimentos das Planícies aluviais 99 
Figura 30 – Compartimentação Geomofológica da BHCM. 101 
Figura 31 – Superfície de Cimeira próxima as nascentes do rio Capibaribe-Mirim 102 
Figura 32 – Escarpas dissecadas com superfícies de cimeiras ao fundo 103 
Figura 33 – Maciço estrutural no setor sul da BHCM 104 
Figura 34 – Tabuleiros dissecados no limite sul da BHCM 105 
Figura 35 – Tabuleiros estruturados em sedimentos da Formação Barreiras, setor nordeste 
da BHCM 
 
106 
Figura 36 – Terraços no vale do rio Capibaribe-Mirim 106 
Figura 37 – Fluxo de detritos na área do baixo Capibaribe-Mirim 107 
Figura 38 – Transecto mostrandoo ponto de coleta em relação a paisagem 108 
Figura 39 - Perfil do ponto 1 mostrando fluxos de detritos 109 
Figura 40 - Perfil longitudinal apontando localização do ponto de coleta em relação a 
paisagem 
 
110 
Figura 41 – Perfil 2 mostrando fluxo de detritos no baixo Capibaribe-Mirim 111 
Figura 42 – Transecto do perfil 3 mostrando sua posição em relação a topografia da área 
amostrada 
 
112 
Figura 43 - Perfil 3 mostrando coberturas coluviais separadas por stone line 113 
Figura 44 – Transecto mostrando a posição topográfica do ponto amostrado 114 
Figura 45 - Perfil mostrando cascalheira com presença de mosqueamento 115 
Figura 46 – Transecto mostrando posição topográfica do perfil de alteração 116 
Figura 47 - Perfil de alteração do embasamento cristalino 117 
Figura 48 – Transecto mostrando a posição topográfica do ponto de amostragem 118 
Figura 49 – Possível paleocanal do rio Siriji 119 
Figura 50 – Transecto mostrando posição do ponto de amostragem em relação à paisagem 120 
Figura 51 – Colúvio na alta bacia do rio Capibaribe-Mirim 121 
Figura 52 – Transecto da topografia do ponto de coleta 122 
13 
 
Figura 53 - Ponto de coleta 7 mostrando base com mosqueamento que indica mundança do 
nível freático 
 
123 
Figura 54 – Transecto mostrando posição topográfica da área amostrada 124 
Figura 55 – Colúvios separados por stone line 125 
Figura 56 – Curvas de concentração dos elementos estáveis 137 
Figura 57 – Curvas de concentração da razão Zr/Ti por perfil amostrado 140 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
14 
 
LISTA DE TABELAS 
Tabela 1 – Mobilidade dos minerais sob condições dominantemente úmidas 53 
Tabela 2 – Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para descrição do grau de seleção 63 
Tabela 3 – Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para descrição do grau de assimetria 63 
Tabela 4 – Escala quantitativa de Folk & Ward (1957) para classificação dos valores de 
curtose 
 
64 
Tabela 5 – Principais técnicas analíticas da assinatura geoquímica de sedimentos. 69 
Tabela 6 - Morfoscopia dos pontos coletados 127 
Tabela 7 – Grau de seleção, assimetria e curtose dos pontos coletados na BHCM 131 
Tabela 8 – Análise Química total e perda de fogo (PF) por perfil. 133 
Tabela 9 - Quantidade de silício, alumínio e ferro; índices Ki e Kr. 136 
Tabela 10 – Relação dos elementos “imóveis” 137 
Tabela 11 – Concentração dos elementos Ti e Zr e a razão entre eles. 140 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
15 
 
1 INTRODUÇÃO 
 
As relações entre a idade das superfícies geomorfológicas e seus materiais 
estruturadores sempre foi um capitulo fundamental para os estudos geomorfológicos, sobretudo 
no contexto das margens passivas, como pode ser visto na vasta literatura produzida sobre o 
tema na região (Corrêa et al, 2005; King, 1956; Mabesoone & Castro, 1975). Diversos autores 
elaboraram inúmeras pesquisas no intuito de identificar e classificar as superfícies erosivas e 
deposicionais no território brasileiro, identificando grandes compartimentos regionais calcados 
em sucessivos eventos erosivos em escala temporal longa (Bigarella & Ab’Saber, 1964; 
Bigarella & Andrade, 1965; Ruelan, 1956; Demangeot, 1961; DeMartonne, 1943). 
O modo de se classificar topos de mesma altitude como sendo elementos de uma mesma 
superfície foi amplamente utilizado na classificação das superfícies aplainadas, entretanto este 
método foi bastante criticado com os desenvolvimentos que se seguiram à ampliação dos 
estudos sobre Neotectônica (Obruchev apud Suguio, 1998). Blocos que inicialmente estavam 
em uma superfície desenvolvida no período Mesozóico poderiam ter sido soerguidos a altitudes 
equivalentes a superfícies Paleozóicas, mais velhas e teoricamente mais altas. Ou mesmo blocos 
de superfícies mais antigas como as superfícies Pré-Cambrianas sofrerem subsidência e estarem 
a altitudes correspondentes a superfícies Paleozóicas, por exemplo. Esses eventos de 
movimentos de blocos falhados constitui-se uma das maiores dificuldades para uma melhor 
identificação das superfícies aplainadas. 
O grande problema da classificação das superfícies erosivas no rebordo do saliente 
oriental do Nordeste do Brasil deve-se aos movimentos verticais de blocos falhados que se 
seguiram após a reativação Wealdiana, também chamada Pós-Paleozóica. Esse evento que 
culminou na formação do Oceano Atlântico provocou na margem passiva Sulamericana, 
submetida à flexura, uma configuração estrutural em teclas de piano, com alternância de 
grábens e horsts, logo de novas áreas fonte e bacias sedimentares de expressão local (Fortes 
1986). No entanto, a evolução geodinâmica desta região ao longo do Cenozóico se deu de forma 
a desgastar os horsts, sendo o material proveniente do desgaste depositado nos grábens mais 
próximos à moda de sedimentos correlativos da elaboração do relevo das áreas fontes. Embora 
o ritmo processual entre soerguimento, denudação e deposição, possivelmente tenha se repetido 
de forma cíclica desde o final do Cretáceo, resta na paisagem hodierna os saldos 
erosivos/deposicionais dos últimos episódios geradores de formas, sendo justamente sobre a 
análise da conectividade entre estas que esta proposta de trabalho se alicerça. Essa evolução a 
partir do desgaste de um bloco soerguido e deposição num bloco rebaixado mais próximo 
16 
 
podem ser verificadas através da ocorrência de fácies deposicionais proximais, como fluxos de 
detritos e lamitos (BEZERRA et al 2008) temporalmente confinados ao Pleistoceno superior, 
o que sugere uma reativação recente e provavelmente recorrente dos controles tectônicos 
responsáveis pela manutenção dos altos e baixos topográficos ao longo da margem continental 
do NE oriental. 
Neste sentido, este trabalho está atrelado a uma linha de investigação ainda pouco 
explorada dentro da ciência geomorfológica da região, que tem por objetivo elucidar a evolução 
da paisagem através da interação entre os fatores geológicos e geomorfológicos a fim de 
correlacionar os fatores que contribuíram na gênese do relevo. Assim foi escolhido como objeto 
de estudo a Bacia do rio Capibaribe-Mirim, situada a cerca de 60Km do Recife, abrangendo 
vários municípios do Estado de Pernambuco, com sua nascente no município de São Vicente 
Férrer e sua foz no município de Goiana, onde este se encontra com o rio Tracunhaém para 
formar o rio Goiana, entre as coordenadas 35°31’00” W e 7°40’30’’ S e 35°0’00’’ e 7°20’30’’ 
(Figura 1). 
O problema de algumas propostas metodológicas reside na generalização de processos 
e formas sob determinada escalas espaço-temporais de análise. Afinal algumas das premissas 
válidas para os modelos de aplainamento só podem ser testadas em escala regional, o que 
pressupõe muitas vezes uma atitude reducionista face a litologias, climas, regime tectônico, 
ritmos climáticos, coberturas pedológicas e dinâmicas fluviais bastante distintas quando se 
propõe um detalhamento das áreas de estudo. Neste sentido pode-se tomar por exemplo um 
excerto do trabalho clássico “Geomorfologia do Brasil Oriental” de Lester King (1956) onde 
‘o autor assevera que “... o relevo do Brasil Oriental resume-se à pediplanação com formação 
de pedimentos na base das encostas e regressão paralela das vertentes.” Vale ressaltar que neste 
trabalho toma-se como Brasil Oriental toda a área compreendida desde o sul da foz do rio São 
Francisco ao norte de Santa Catarina, englobando ainda o leste de Minas Gerais. Resta evidente, 
portanto, que tal assertiva só tem aplicabilidadeem um nível bastante agregado de análise da 
informação geomorfológica.
17 
 
Figura 1 – Localização da área de estudo com destaque para imagem TOPODATA da bacia do rio Capibaribe-
Mirim. 
 
Fonte: a autora. 
Assim, na perspectiva clássica de elaboração das superfícies de aplainamento, além da 
generalização e agrupamento das formas por ordem cronológica presumida, registra-se também 
um abandono dos estudos processuais, climáticos e neotectônicos, pela maior parte dos 
enfoques tidos como cíclicos acerca da evolução do relevo. Em resumo, o método das 
superfícies de erosão é tomado como modelo apriorístico, não sendo necessária sua 
confrontação com evidências de campo como a análise morfoestratigráfica e a cronologia 
absoluta dos modelados de agradação.
18 
 
Corrêa (2001) afirma que a paisagem atual é resultado do somatório dos processos 
históricos que influenciaram diretamente na elaboração e modificação das suas formas. 
Observações preliminares apontam para que as definições regionais, embasadas nas correntes 
cíclicas de evolução do relevo, não propiciam uma compreensão das relações de campo entre 
as formações superficiais e as formas do relevo. Portanto, faz-se necessário estabelecer uma 
relação clara entre os materiais estruturadores da superfície da paisagem e seus vínculos com 
as formas de relevo resultantes. Os limites das formações superficiais podem ser 
adequadamente elucidados através de técnicas de mapeamento de detalhe que associem 
procedimentos de mapeamento morfológico tradicional (DEMEK, 1972), com analises de 
feições morfoestruturais, associadas a análises geoquímicas dos materiais envolvidos. 
 
1.1 OBJETIVO 
 
A necessidade de aprofundar os conhecimentos acerca da gênese e evolução do relevo 
do planalto da Borborema requer agregar novas abordagens teórico-metodológicas aos estudos 
já realizados na região. Neste sentido esta pesquisa tem como objetivo a reconstrução da 
dinâmica neo-cenozóica da paisagem geomorfológica, através da correlação dos 
compartimentos do relevo com suas unidades morfoestratigráficas, bem como por meio da 
análise da assinatura geoquímica dos modelados de acumulação, visando assim inferir a 
ocorrência de eventos de ordem climática e/ou tectônica, que ocorrendo provavelmente ao 
longo do Neógeno, tenham comandado a evolução do modelado da região. 
Desta forma os objetivos estabelecidos nessa pesquisa foram: 
 
• Obter dados sedimentológicos e estratigráficos que levem ao 
estabelecimento da sequência evolutiva de eventos tectônicos e paleoclimáticos 
envolvidos diretamente na gênese das formas de relevo; 
• Utilização de marcadores geoquímicos como forma de identificação de 
eventos deposicionais distintos em materiais onde não se pode confirmar 
descontinuidades devido à falta de características sedimentares, visto que estas feições 
– se existiram – foram destruídas devido ao alto grau de intemperismo e pedogênese da 
faixa costeira de Pernambuco; 
• Utilizar marcadores geoquímicos no intuito de caracterizar as estruturas 
em áreas onde há controvérsias sobre a gênese da linha de pedras, não permitindo uma 
19 
 
• Associação consensual entre elas e o material que as recobrem, ensejando 
uma investigação mais detalhada das unidades coluviais com vistas a contribuir nas 
interpretações já realizadas em pesquisas anteriores, utilizando para tanto as técnicas de 
Fluorescência de Raios-X (XRF); 
• Realizar mapeamentos geomorfológicos, morfoestrutural, estratigráfico, 
morfodinâmico da estrutura superficial e processos em escala de detalhe; 
• Obtenção de dados quimo-estratigráficos e de sedimentação para 
estabelecer uma sequência evolutiva dos eventos tectônicos e paleoclimáticos na gênese 
do relevo; 
• Definir o quadro evolutivo para a paisagem com base nos dados 
morfoestruturais e sedimentológicos.
20 
 
2 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 
 
Dentre os objetivos desta pesquisa, um deles está em fazer um levantamento da literatura 
sobre os temas abordados neste trabalho. Portanto, buscou-se fazer uma revisão dos temas sob 
os aspectos gerais e aplicados. Na perspectiva geral mostrou-se a evolução histórica do 
pensamento geográfico sobre o tema estudado, enquanto que sob a perspectiva aplicada buscou-
se fazer uma abordagem focada no estado-da-arte do conhecimento geomorfológico sobre o 
tema e o contexto geográfico tratados na dissertação. 
 
2.1 SUPERFICIES DE EROSÃO 
 
Gerrard (1995) afirma que superfícies de erosão ou aplainamento são criadas pelo 
desgaste em superfície ou sub-superfície do embasamento rochoso, apresentando uma 
topografia razoavelmente suave, com horizontes que unem as litologias e estruturas. Tais 
unidades geomórficas podem ocorrer em várias escalas de grandeza espacial, porém o termo é 
usualmente restrito ás grandes superfícies de relevo, que se acredita ser o produto final de um 
ciclo erosivo. O fato de elas serem supostamente produzidas por uma enorme variedade de 
processos geomorfológicos (como por exemplo, erosões subaérea, marinha ou intemperismo 
químico, dentre outros) fez surgir inúmeras controvérsias, sendo extensas as discussões sobre 
o assunto na literatura geomorfológica. Desse modo, faz-se necessário uma abordagem mais 
aprofundada do tema para a melhor compreensão do estado-da-arte dos seus desenvolvimentos 
e implicações. 
 
2.1.1 O Ciclo Geográfico de Willian Moris Davis 
 
Um dos primeiros autores a abordar o tema da elaboração das superfícies aplainadas, 
Willian Moris Davis (1899) propõe o modelo do “Ciclo Geográfico” que serviu como base para 
inúmeros estudos, inclusive no Brasil na década de 1940 e 1950, e que classificava a evolução 
do relevo a partir de fatores estruturais, processuais e temporais. Este ciclo geográfico estaria 
divido em três fases distintas: a juventude, a maturidade e senilidade. 
A primeira fase teria início com uma superfície aplainada que sofreria um soerguimento 
rápido, eustático ou tectônico, o que acarretaria uma descida do nível de base geral, tomado em 
relação ao nível do mar. Com o soerguimento da superfície, aumenta-se a declividade assim 
como a diferença altimétrica se amplia. Deste modo dá-se o encaixamento da drenagem nos 
21 
 
vales, aumentando o processo erosivo através do entalhamento das vertentes ocasionando 
voçorocamentos. Como a erosão é contínua, uma grande quantidade de sedimentos é depositada 
no sopé das encostas, formando enormes taludes com materiais provenientes da encosta e do 
leito dos rios. Portanto, a forma será definida de acordo com o grau de amplitude entre o nível 
de base e as porções mais elevadas das superfícies de cimeira. De acordo com Davis (1899) 
assim seriam formados os relevos montanhosos com vales abruptos. 
Na fase de maturidade, o autor caracteriza os processos erosivos causados pela 
drenagem, que por sua vez encontra-se bastante organizada e equilibrada. Nesse estágio, as 
rupturas de declive começam a desaparecer e o entalhamento do vale ocorre de forma mais 
lenta. Desse modo as vertentes começam a se alargar e a declividade a se suavizar. O relevo 
continua elevado, apresentando cristas nos interflúvios; no entanto os vales principais são 
alargados e os perfis dos rios são suavizados. 
Já a fase de senilidade, caracteriza-se pelo rebaixamento das vertentes, que começa a 
ocorrer de forma mais lenta. Assim a área apresenta várias colinas rebaixadas, cobertas pelo 
manto de intemperismo. Está superfície rebaixada é o que Davis chama de peneplanície, que se 
caracteriza como uma superfície ondulada de relevo suave, com elevações residuais, 
denominadas de monadnocks. Sua formação se dá através da coalescência das planícies de 
inundação ou pelo rebaixamentodos interflúvios com redução da declividade das vertentes 
(PASSOS & BIGARELLA, 2006). 
Davis (1902) acredita que para a evolução do modelado terrestre precisa haver um 
rápido soerguimento e um longo período de atividade erosiva que serão responsáveis pela 
evolução da superfície geomorfológica. Desta maneira, uma região poderia sofrer vários ciclos 
erosivos e os vestígios seriam encontrados nas rupturas de declive. Portanto, seriam períodos 
alternados de soerguimento e estabilidade de nível de base que resultariam em ciclos 
interrompidos e incompletos, nos quais os peneplanos (peneplanície) soerguidos seriam 
dissecados e outros novos se formariam ao longo do rio (HACK, 1972). Esse modelo foi 
descrito por Davis levando em consideração áreas colinosas, cujos topos atingem a mesma 
altitude acima dos cursos d’água, nas regiões de piemonte, com base em observações nos 
estados atlânticos centrais dos Estados Unidos. Estas áreas foram interpretadas por Davis 
(1909) como peneplanos soerguidos que foram dissecados por erosão fluvial até que o estágio 
de maturidade fosse alcançado. 
A ciclicidade utilizada por Davis como modelo evolutivo constitui no conceito científico 
geral, estágio embrionário de qualquer natureza de conhecimento. Esta teoria acabou sendo alvo 
de inúmeras críticas, principalmente porque o modelo de Davis baseia-se na premissa de longo 
22 
 
períodos de estabilidade tectônica e eustática separados por soerguimentos tão rápidos que 
chegariam a ser instantâneos (CHRISTOFOLETTI, 1980). Sua visão teórica, e por vezes 
bastante idealista, foi alvo também de críticas, uma vez que o mesmo não possuía uma visão 
processual mais ampla, ou seja o estudo das características e mecanismos dos processos e das 
formas. Este conhecimento fatual permite o estudo das formas em todas suas etapas de 
evolução. 
 
2.1.2 Teoria da Etchplanação 
 
Wayland (1933) afirma que o “plano de erosão” ou etchplano evoluiria para a forma 
plana, mas verticalmente e através do espessamento do manto de intemperismo por 
decomposição química e pela consequente retirada de material pelos agentes exumadores do 
relevo durante a elevação epirogênica da plataforma, podendo esse soerguimento ser lento ou 
contínuo. Essas superfícies seriam indícios de instabilidade tectônica e com a ação da erosão 
laminar ou correntes episódicas esse manto de intemperismo (manto de corrosão) seria 
gradativamente removido. Deste modo, as diferenças de altimetria entre os vários 
aplainamentos de uma região seriam atribuídas ao soerguimento rápido das áreas enquanto que, 
em contra partida, os movimentos lentos seriam responsáveis apenas pelo reafeiçoamento da 
superfície erosiva (PASSOS E BIGARELLA, 2006). 
Büdel (1957) ratificou a importância do intemperismo químico e da remoção superficial 
dos seus produtos, introduzindo assim o termo “superfície de duplo aplainamento” (doppelten 
einebungsflächen). Esta superfície seria desenvolvida nas frentes de intemperismo descendente 
no acamamento rochoso, enquanto o fluxo removeria o material superficial. Para o autor os 
mantos de corrosão seriam mais facilmente encontrados em áreas com climas tropicais sazonais 
e que possuíssem tectonismo estável e inativo. Nas regiões úmidas os aplainamentos seriam 
fruto de condições paleoclimáticas, sob as quais a erosão aconteceria predominantemente na 
estação úmida, ao passo que o intemperismo químico aconteceria durante todas as estações do 
ano, pois mesmo na estação seca a superfície permaneceria úmida.
23 
 
2.1.3 Primarrumpf e Piedmonttreppen de Penck 
 
Penck defendia que o soerguimento da superfície dava-se de forma lenta, ao contrário 
do que afirmava Davis em seu ciclo geomorfológico. Além do mais Penck (1924) afirmava que 
esse soerguimento da crosta seria tão lento que caso fosse correlacionado à intensidade da 
denudação, não haveria nenhuma elevação significativa do relevo, o que resultaria numa 
superfície baixa que o autor denominou de primarrumpft (superfície primária). Este 
soerguimento não levaria em consideração o arcabouço geológico, fazendo com que o processo 
erosivo avançasse de modo paralelo ao soerguimento resultando numa superfície primária 
(CHRISTOFOLETTI, 1980). Portanto, esta seria a unidade geomórfica básica para todas as 
sequências topográficas que deviam seguir ao desenvolvimento desta superfície (PENCK, 
1924). 
Seus estudos foram realizados na Alemanha, no maciço da Floresta Negra, onde Penck 
reconheceu vários níveis topográficos no entorno do maciço. A ideia de evolução das 
superfícies encontrou pouco entusiasmo por parte da comunidade científica, haja vista que os 
patamares estudados por Penck seriam explicados, segundo Davis, como superfícies de erosão 
que derivariam de ciclos erosivos parciais interrompidos por soerguimentos alternados 
(CHRISTTOFOLETTI, 1980). Ao passo que Penck atribuía a evolução das superfícies à 
existência de um domo com vários patamares que estariam ligados a ciclos de erosão cada vez 
mais recentes e originados por movimentos de soerguimento rápido que ocorrem na região. 
Assim, não haveria condições de estabilidade para a evolução completa do ciclo, mas sim uma 
série de ciclos interrompidos, constantemente abortados. 
No piedmonttrappen proposto por Penck (1953), a paisagem geomorfológica evoluiria 
por meio de processos de vertente, o levantamento crustal e a atuação dos processos 
denudacionais. Seus estudos foram baseados em três suposições: 
• As inclinações são estabelecidas pelo entalhe dos córregos e são 
mais íngremes quanto maior a taxa de entalhe; 
• As inclinações uma vez estabelecidas, o recuo remontante será 
paralelo à declividade original; 
• As inclinações íngremes são eliminadas mais rapidamente que as 
suaves. (Figura 2)
24 
 
Figura 2 – Exemplo de modelos evolutivos do relevo. Evolução do Relevo segundo Davis, Penck e Hack. 
 
Fonte: Adaptada de Burbank & Anderson (2001) 
 
2.1.4 Pedimentação e Pediplanação 
 
O modelo proposto por King (1962) pressupõe a permanência e generalização do nível 
de base. Deste modo, qualquer ponto do rio é um nível de base para todos os demais pontos que 
se localizam à montante deste. Portanto, qualquer ponto na vertente ou encosta torna-se um 
nível de base para os pontos da encosta situados à montante. O autor não tomava os oceanos 
como o nível de base geral, podendo o ciclo erosivo desenvolver-se em qualquer parcela dos 
domínios continentais. Outra diferença entre o modelo de King para a teoria davisiana reside 
no modo como as encostas recuam, pois ao invés do rebaixamento contínuo e generalizado das 
encostas, o processo se dá com regressão paralela das vertentes. A medida que o tempo passa, 
as vertentes preservariam sua declividade formando pedimentos entre o sopé das mesmas e o 
leito do rio. Com o intuito de melhor entendimento da evolução das encostas, King subdividiu-
as em quatro segmentos a partir do topo: 
 
• Côncavo (Waxing Slope); 
• Face nua (Free Face), segmento sem cobertura detrítica; 
• Detrítico (Debris Slope); 
• Pedimento (Pediment).
25 
 
King (1956) afirmava que o relevo se desenvolvia sem influência do clima, onde os 
condicionantes físicos de formação dos segmentos da encosta seriam os mesmos, 
independentemente das condições climáticas. O clima seria pouco importante na formação das 
encostas, exceto em casos excepcionais, que ocorreriam em áreas desérticas e glaciais. Na visão 
de King, são normais os processos que ocorrem em ambientes semiáridos, por conta da grande 
importância e pela enorme quantidade de depósitos continentais, derivados de condições de 
sedimentação semiáridas em um passado geológico remoto (PASSOS & BIGARELLA, 2006). 
King (1953;1962) afirma que o ciclo evolutivo se dá inicialmente com o soerguimento 
em uma parte do território em escala regional, estabelecendo novos níveis de base onde se dará 
a erosão. O processo erosivo se processa de acordo com diversos fatores, como tamanho e 
espaçamento entre os elementos da paisagem, como drenagem, soerguimento, e com menor 
relevância, o tipo de rochas e as atividades físicas. Para o autor o ciclo erosivo ocorre em três 
etapas: 
• Incisão fluvial; 
• Regressão das escarpas e pedimentação; 
• Rastejamento do regolito nos relevos rebaixados. 
• O predomínio destes processos na evolução do relevo é primordial para a 
correlação com os estágios propostos inicialmente por Davis (1989) de juventude, maturidade 
e senilidade. Os modelos de Davis e King, pelo fato de partilharem da mesma concepção 
teórica, com evoluções que levam ao aplainamento total da superfície sofreram inúmeras 
críticas e objeções da comunidade científica, de modo que as mesmas ressalvas levantadas para 
a teoria davisiana também foram aplicadas ao modelo de Lester King. Os debates foram 
intensos no que tange às implicações climáticas na evolução do relevo, levando a termos finais 
bastante genéricos. O peneplano de Davis representa superfícies sob condições de clima úmido, 
enquanto que o pediplano de King caracteriza-se pela elaboração sob clima seco, através da 
regressão paralela e contínua das escarpas.
26 
 
2.1.5 Equilíbrio Dinâmico de Hack 
A análise da paisagem feita através da teoria do equilíbrio dinâmico considera o 
modelado terrestre como um sistema aberto, que mantém constante troca de matéria e energia 
com os demais sistemas do universo. Supõe-se que num único sistema de elementos da 
topografia estejam todos ajustados de tal modo que se modificam na mesma proporção. Assim, 
as formas e os processos estariam em um balanço estabilizado e sendo considerados 
independente do tempo. As diferenças e características das formas são explicadas em termos 
espaciais, nos quais os padrões geológicos são primeiramente considerados (HACK, 1972). 
Preconizada inicialmente por Gilbert (1880) a teoria do equilíbrio dinâmico expôs o 
princípio de um sistema aberto para o desenvolvimento do modelado terrestre, tendo sido 
aplicada também por Strahler (1964). Hack (1960; 1965) usou esta abordagem na interpretação 
da rede de drenagem e suas vertentes. Esta teoria precisa de um estado de forças opostas, 
contrabalanceando-as. Deste modo, as forças atuariam em proporções iguais e seus efeitos 
anulam-se mutualmente para assim produzir um estado estável, no qual a energia está entrando 
e saindo continuamente do sistema (HACK, 1972). Na teoria de Davis (1899), o equilíbrio é 
atingido em alguma parcela do sistema de drenagem, quando há o balanço entre o material 
detrítico proveniente das cabeceiras e a capacidade de sedimentos que o rio pode transportar. 
Em um canal fluvial esse equilíbrio ocorre ao longo de uma etapa de um processo de evolução. 
O conceito de Davis (op.cit) implica que algumas parcelas de drenagem estariam em equilíbrio, 
enquanto que em outras o equilíbrio se estenderia em vários estágios gradativos através do 
tempo, a jusante de todo o sistema. 
Em lugar do balanço entre a carga do rio e a competência de transporte de um canal 
fluvial, seria muito mais válido fazer a análise da passagem particular a partir do balanço entre 
processos de erosão e resistência da rocha, também relacionando o balanço a possíveis 
soerguimentos ou rebaixamentos derivados de diastrofismo (HACK, 1972). 
Este conceito assemelha-se bastante com o de forças endógenas e exógenas de Penck 
(1953) no qual a área está sujeita a soerguimento de intensidade constante, caso o soerguimento 
seja rápido, o relevo deveria apresentar patamares altimétricos elevados e desta forma seria 
necessária uma força para prover energia erosiva suficiente para fazer o balanço do equilíbrio. 
A topografia está num estado imutável e permanecerá desta forma até quando a intensidade de 
soerguimento e de erosão não seja mudada e desde que as rochas que as estruturam à superfície 
sejam as mesmas. Caso haja mudanças na intensidade do soerguimento e da erosão, o estado 
de balanço irá mudar bem como o equilíbrio constante (HACK, 1972). Portanto a topografia 
27 
 
evoluiria de uma forma para outra. Esta evolução poderá ocorrer caso as forças de diastrofismo 
deixem de exercer sua influência, podendo ocorrer o rebaixamento do relevo e podendo também 
ocorrer uma mudança no balanço, caso rochas de diferentes resistências sejam expostas na 
superfície. 
No equilíbrio dinâmico são tratadas as propriedades inerentes ao sistema aberto, sendo 
responsáveis pela facilitação da interpretação desse tipo de abordagem (CHRISTOFOLETTI, 
1980). O sistema aberto atingirá o equilíbrio quando a taxa de importação e exportação estejam 
equilibradas, que são um ajustamento das formas e geometrias do próprio sistema. Este 
ajustamento ocorre por conta do sistema de autorregulação e também pelo fato dos elementos 
serem independentes entre si. Desta forma, se houver uma alteração que se processa em alguma 
parte do sistema (como num sistema de drenagem, por exemplo), esta alteração será 
rapidamente comunicada a todos os outros componentes do sistema (CHRISTOFOLETTI, 
1980). 
Assim a abordagem do equilíbrio dinâmico demonstra que as formas não são estáticas 
e imutáveis e que são mantidas a partir do fluxo de matéria e energia que passa pelo sistema. 
Com o passar do tempo, as formas de passagem vão sendo retrabalhadas, implicando em 
alterações de algumas propriedades geométricas com rebaixamento do relevo, quando não há 
condicionantes tectônicos (CHRISTOFOLETTI, 1980). No estágio em que o sistema atinge o 
equilíbrio dinâmico, desaparece a influência das condições iniciais e muitos traços da paisagem 
anterior são destruídos. Quando se faz a análise dos fenômenos com acentuada tendência para 
o equilíbrio dinâmico, a abordagem histórica torna-se dispensável. Essa perspectiva não 
depende da escala temporal e as formas residuais se manterão na paisagem, caso o equilíbrio 
ainda não tenha sido atingido. Contudo, isto não significa que as formas residuais sejam raras 
na paisagem, esta análise baseia-se na relação de equilíbrio entre os processos atuais e o 
arcabouço geológico. 
É importante salientar que nem todos os elementos da paisagem geomorfológica reagem 
com a mesma rapidez e intensidade às modificações realizadas nas variáveis externas. Exemplo 
disso seria a hidráulica dos canais fluviais que respondem de forma mais rápida às mudanças 
no sistema, em oposição à forma das vertentes e da rede de drenagem como um todo que levam 
um tempo maior para se ajustarem (TAVARES, 2010). A última propriedade afirma que os 
sistemas de caráter aberto podem atingir condições iniciais diferentes que podem levar a 
resultados finais semelhantes. Este conceito demonstra a variedade de processos 
morfogenéticos atuantes na paisagem, sendo contrário à análise cíclica da paisagem 
(CHRISTOFOLETTI, 1980). 
28 
 
Hack (1972) afirma que devem ser levadas em consideração as formas do relevo e os 
depósitos superficiais juntamente com a estrutura geológica. A altimetria do topo da vertente 
até o fundo do vale varia bastante caso ocorra diversos afloramentos de rochas distintas, 
enquanto que a amplitude pode permanecer a mesma caso aflore um único tipo de rocha. Neste 
sentido, as vertentes também variam conforme o tipo de litologia. É importante a análise da 
topografia em termos de relações espaciais, independentemente do tempo. Esta análise fornece 
um embasamento muito útil para a interpretação da paisagem (HACK, 1972). 
Na ciência geomorfológica há uma preocupação em explicara paisagem em termos de 
processos e intensidades de operação contemporâneas e, por isto faz-se necessário fazer a 
interpretação da evidência destes processos e suas intensidades, que mudam do acordo com o 
espaço e o tempo, deixando de forma clara as relações de forma e processo, fazendo com que 
as mudanças na paisagem possam ser elucidadas. O estudo das paisagens com a abordagem do 
equilíbrio dinâmico propicia uma revisão geral da ciência geomorfológica, oferecendo uma 
melhor definição e delimitação do objeto de trabalho e auxiliando na compreensão das 
preocupações com as técnicas quantitativas (CHRISTOFOLETTI, 1980). 
 
 
2.1.6 As superfícies erosivas no Brasil 
 
Deffontaines (1945), um dos primeiros a abordar o tema das superfícies de aplainamento 
no Brasil, afirmava que a ação da erosão, operando sobre litologias de diferentes resistências 
resultaria no desenvolvimento de pequenas serras orientadas paralelamente às antigas dobras, 
numa espécie de relevo “apalachiano”, além disso, para o autor algumas cristas pareceriam 
formas de “monadnocks” de antigos peneplanos. Estas formas seriam resultantes de 
soerguimentos em escala regional, seguidos por momentos em que os processos erosivos 
atuariam na evolução das formas, rebaixando progressivamente o relevo. 
King (1956) afirmava existir três aspectos importantes que agiriam na evolução da 
paisagem, a erosão, a agradação e a tectônica. Também com a ideia de superfícies cíclicas, o 
autor identifica três níveis de superfícies, as mais antigas, as recentes e as intermediárias 
vinculadas ao Terciário Inferior. Em ordem cronológica decrescente as superfícies identificadas 
por esse autor no Brasil seriam assim nomeadas: a Gondwana (Cretáceo Inferior), a Pós-
Gondwana (Cretáceo Superior), a Superfície Fóssil (Carbonífera), a Sul-Americana (Terciário 
Inferior), a Superfície Velhas (Terciário Superior) e o Ciclo Paraguaçu (Quaternário).
29 
 
Assim teríamos, segundo King (1956) a Superfície Gondwana, como a mais antiga que 
para o autor seria a superfície mais alta, seguida do Ciclo Sul-Americana que aparece no relevo 
brasileiro, além de outras formas, correspondendo à cimeira de chapadas. Posteriormente, o 
Ciclo de Erosão Velhas apresenta superfícies pediplanadas com remanescentes semelhantes à 
inselbergs, assim como é marcado na costa pela sedimentação da Formação Barreiras. Por fim, 
o Ciclo de erosão Paraguaçu apresenta evidências morfológicas que só aparecem ao longo de 
sistemas fluviais de menor extensão que atingem diretamente o mar. King (1956) ressalta ainda 
a importância de acumulações recentes (aluviões) na interpretação dos ciclos erosivos 
anteriores, sendo sua dinâmica decorrente das variações do clima. 
Bigarella et al (1965) ressaltam que nos trópicos as superfícies de erosão estão 
associadas a longas fases de climas semiárido severos, ocorrendo coalescência dos pedimentos 
e a consequente formação de um pediplano. Afim de também propor sua classificação e discutir 
sobre as superfícies até então descritas, Ab’Saber (1955) afirmou que os planaltos cristalinos 
do sudeste brasileiros são perfeitos “dol lands”, pois além de constituírem núcleos muito antigos 
das porções emersas da crosta, não perderiam suas características de maciços antigos salientes, 
sempre reagindo aos ciclos erosivos que atuavam sobre os mesmos através de levantamentos e 
arqueamentos epirogênicos cíclicos. 
Ab’Saber (1955) ressaltou o problema da datação da superfície dos campos (1100-
2000m), sendo que a mesma constitui uma espécie de teto dos planaltos cristalinos de Austro-
Brasília e foi sem dúvida a partir dela que se realizam os ciclos erosivos responsáveis pelo 
estabelecimento dos níveis mais baixos do “Planalto Atlântico”. Deste modo, eventos 
epirogênicos positivos, arqueamentos e deslocamentos de blocos falhados atuariam neste antigo 
peneplano soerguido, ocasionando a compartimentação atual do relevo. 
Mabesoone (2000) afirma que a maior parte das paisagens subaéreas são palimpsestos, 
sendo que processos prévios e fases de desenvolvimento podem ser identificadas sob ou dentro 
de paisagens agora em exumação. Para o autor nos últimos 10-20 anos chegou-se à conclusão 
que a história da Terra é essencialmente cíclica, embora existam algumas evoluções 
unidirecionais. Os fenômenos são cíclicos, principalmente os que se referem às forças internas, 
sendo que até mesmo a evolução unidirecional de alguns fenômenos depende de alguma 
repetição em sua dinâmica. 
Bigarella e Ab’Saber (1964) em concordância com a geomorfologia climática, onde os 
processos de pedimentação e pediplanação são responsáveis pela origem da maioria das 
superfícies de aplainamento do Brasil, também foram os primeiros autores a generalizarem as 
influências climáticas na explicação da morfogênese de grande parte da paisagem brasileira. 
30 
 
No Nordeste brasileiro Bigarella e Ab’Saber (1964) atribuíram às condições paleoclimáticas 
(variações entre semiárido e úmido) como responsáveis pelas formas erosivas e seus depósitos 
correlativos e estas condições estariam ligadas a uma ciclicidade de episódios que estariam 
expressos na paisagem. 
A relação entre as propostas de Bigarella e Ab’Saber (1964) e King (1956) recai na 
ciclicidade do relevo que ambos abordam. A diferenciação, entretanto, está no fato que King 
sugerir como causa a tectônica, para a interpretação dos ciclos, ao passo que Bigarella e 
Ab’Saber atribuíam a ciclicidade às mudanças climáticas. Para estes autores, as superfícies 
podem ser formadas em alvéolos com altitudes que variam bastante. Partindo deste princípio, 
os níveis recentes não teriam caráter regressivo como afirmava King e, portanto, o critério de 
análise baseado somente na altimetria tornava-se insuficiente para explicar e diferenciar os 
diversos níveis de aplainamentos (PASSOS & BIGARELLA, 2006). 
Diversos estudos das superfícies de erosão e dos seus depósitos correlativos no 
Quaternário, bem como fenômenos erosivos e agradacionais ocorridos no Cenozóico deixam 
evidente que houve uma alternância climática marcada por dois períodos distintos (semiárido e 
úmido), e esta alternância seria responsável pelos processos de degradação lateral ativa do 
terreno com períodos de dissecção vertical do relevo (BIGARELLA, MOUSINHO e SILVA, 
1965; ERHART, 1956). Nas porções tropicais e subtropicais do Brasil meridional e Sudeste a 
evolução dos terrenos é resultante dos processos de degradação lateral das superfícies com 
períodos de dissecação vertical, seguidos de intemperismo químico e formação de solos 
(PASSOS & BIGARELLA, 2006). 
Tomando por base a teoria da bioresistasia de Ehart (1956), Bigarella & Andrade (1965) 
e Bigarella, Mousinho e Silva (1965) abordaram a questão das superfícies de erosão como 
testemunhos dos ciclos de pediplanação. Os pediplanos seriam remanescentes que foram 
preservados sobre rochas mais resistentes à erosão. Já nos climas úmidos estas superfícies são 
bastante dissecadas. Autores como Bigarella & Ab’Saber (1964) e Bigarella & Andrade (1965) 
atribuem à semiaridez o fator primordial na formação dessas superfícies de erosão. Dentro desta 
perspectiva os autores reconhecem três eventos de pediplanação da paisagem brasileira e suas 
respectivas superfícies. Estas superfícies foram denominadas Pd1, Pd2 e Pd3, onde Pd3 seria a 
superfície mais elevada e antiga, havendo sido elaborada no Cretáceo-Eoceno formando agora 
a superfície de cimeira, equivalente à superfície Sul-Americana ou Japi no estado de São Paulo; 
Pd2 seria a superfície intermediária e teria se desenvolvido durante o Paleógeno; enquanto a 
Pd1, a superfície mais rebaixada, teria sido desenvolvida no Plioceno e Pleistoceno, sendo nela 
31 
 
ainda identificadosníveis embutidos, o P1 e P2, que refletiriam uma resposta às mudanças 
climáticas do último período glacial, que no Brasil, principalmente no Sudeste, teriam 
proporcionado uma expansão dos climas secos, tendo como respostas à vigência desses os 
depósitos correlativos, sedimentos detríticos e Stone-Lines. 
 
2.1.7 Superfícies de erosão no Nordeste do Brasil 
 
O modelo de evolução das superfícies de erosão mais aceito no Brasil foi o proposto por 
King (1956), que trata em seu estudo de uma relação das formas encontradas no leste do Brasil 
com as encontradas no sudoeste africano baseado na ciclicidade do relevo e evolução das 
formas a partir da elaboração dos pediplanos. De acordo com esta perspectiva, no Planalto da 
Borborema e seus entornos a evolução se processou por meio de sucessivos aplainamentos 
escalonados que ocorreram ao longo do Cenozóico. Estas superfícies foram geradas como 
respostas erosivas às fases de reativação da plataforma brasileira, devido à própria dinâmica 
cíclica do tectonismo vertical das margens passivas do continente. 
Ainda nesta linha de argumentação, os patamares mais elevados do Nordeste brasileiro 
corresponderiam às superfícies mais antigas, associados à superfície Pós-Gondwana do King, 
o patamar Pd3 proposto por Bigarella ou superfície Borborema, conforme Mabesoone & Castro 
(1975). Topograficamente estes níveis estariam acima dos 1.000 metros de altitude, onde 
ocorreria a dissecação mais forte, havendo sido desenvolvidos entre o Albiano e o Oligoceno. 
Os aplainamentos intermediários atingem cotas altimétricas entre 650 e 900 metros, 
equivalentes à superfície Sul-Americana proposta por King, o pediplano Pd2 de Bigarella ou 
superfície Sulamericana de Mabesoone e Castro. Localizada restritamente no interior do 
planalto, corresponde a um nível inferior denominado Cariris Velhos ou Soledade, com idade 
miocênica. Nível correspondente à Depressão Sertaneja de Mabesoone e Castro, superfície 
Velhas do Lester King ou Pd1 do Bigarella, a superfície de aplainamento geral do Planalto da 
Borborema, apresenta altitudes que variam entre 350 a 600 metros, com idade proposta do Plio-
Pleistoceno a partir de sua correlação com os sedimentos da Formação Barreiras, constituindo 
o aplainamento mais recente da região. Este aplainamento foi entalhado durante o Neógeno 
através dos vales fluviais, que deram origem a dois níveis de terraços e pedimentos 
correspondente ao ciclo polifásico Paraguaçu, cuja evolução no Nordeste brasileiro está 
vinculada às glaciações quaternárias nas latitudes altas e médias.
32 
 
Apesar de adotarem um esquema lógico dedutivo, estas intepretações sobre a elaboração 
do relevo “escalonado” do Nordeste oriental do Brasil são bastante generalistas (TWIDALE, 
1982; THOMAS, 1994). Summerfield (2000) destaca a necessidade de se estabelecer uma 
cronologia absoluta dos eventos denudacionais e deposicionais formadores do relevo, que são 
responsáveis pela formação das superfícies aplainadas ou de topos aparentemente concordantes. 
Esta afirmação reside do fato de que nem sempre é possível correlacionar crono-
estratigraficamente as superfícies nos interiores continentais tomando por base apenas os 
depósitos sedimentares que estão confinados em determinados níveis topográficos e modelados 
geomorfológicos, como a Formação Barreiras no caso do Nordeste. Estudos mais recentes 
afirmam que é necessário uma análise mais precisa e complexa na tentativa de elucidação da 
correlação das chamadas áreas fontes, áreas armazenadoras de sedimentos e áreas de transporte 
de material. 
Moraes Neto (1999) e Moraes Neto & Alkmim (2001) descrevem problemas nestes 
esquemas interpretativos através de análises empíricas de evidências de deformação e 
soerguimento tectônico das coberturas sedimentares do Terciário Superior do leste da 
Borborema. O próprio escalonamento do piemonte que antecede a escarpa do Planalto tem 
níveis de 100, 200 e 250 metros que sugerem a ocorrência de tectônica disjuntiva e reativação 
recente de antigas falhas paralelas à linha de costa. 
Corrêa & Mendes (2003) em um estudo sobre os problemas na conceituação das 
superfícies de erosão, apontam inúmeros problemas que necessitam de elucidação na aplicação 
clássica da teoria das superfícies de aplainamento, como a relação entre a denudação e 
deposição. Para os autores, esta trata-se de uma relação bastante complexa, uma vez que o 
relevo é resultado de fenômenos de destruição, e os modelados não se detém inertes após a 
produção de um nível deposicional correlato. Pelo contrário, continuam a evoluir de acordo 
com as leis de equilíbrio dinâmico de ajuste entre formas, litologia e processos superficiais. Os 
autores apontam elementos que impossibilitam o aferimento empírico de alguns parâmetros 
generalizados pelas teorias das superfícies de aplainamento: 
 
• Os continentes estão sujeitos a soerguimentos episódico 
generalizado; 
• Todas as encostas sofrem recuo paralelo por longas distâncias; 
• Os knick-points dos rios recuam continente adentro por longas 
distâncias;
33 
 
• Superfícies de baixo relevo, extensas, só se formam em relação a 
um nível de base comum que é o nível do mar. 
 
Diante deste quadro, na tentativa de realizar uma análise do arcabouço morfoestrutural 
de um setor do piemonte oriental da Borborema, permanecem válidos algumas premissas 
morfoestruturais já conhecidas definidas por autores como Czajka (1959), Beurlen (1967), G. 
Andrade (1958; 1968), Mabesoone & Castro (1957) e Saadi & Torquato (1992), que são: a 
influência de estruturas herdadas, influência da litologia sobre os modelados erosivos e 
ocorrência de um bombeamento regional a partir do Cretáceo. 
 
2.2 NEOTECÔNICA – HISTÓRIA E EVOLUÇÃO DO TERMO 
 
Segundo Gerbova & Tikhomirov (1962) a neotectônica vêm sendo tema de interesse de 
estudos desde o século XIX, quando pesquisadores russos como I.D. Sokolov, em 1939, e G.E. 
Schurovsky, em 1965 notaram que a reorganização da crosta da Terra aconteceu não somente 
no tempo passado, como se acreditava naquela época, mas ocorreria também no tempo presente. 
Surgiram então os primeiros métodos de reconhecimento de movimentos neotectônicos, 
relacionando-os às mudanças e geração de novas formas na paisagem geomorfológica. Foram 
de grande importância para o desenvolvimento dessa fase inicial, os estudos de W.M. Davis em 
1899, A. Penck em 1924 e G.F. Mirchink em 1929, dentre outros. 
O reconhecimento da importância dos processos geológicos atualmente ativos levou 
Obruchev (1948) a propor um novo ramo da geociências, introduzindo o termo neotectônica, a 
fim de designar “os movimentos tectônicos recentes ocorridos no final do Terciário e início do 
Quaternário, os quais tomaram um papel decisivo na formação da topografia contemporânea”. 
O trabalho deste autor juntamente com o de outros pesquisadores soviéticos como I.D. Nikolaev 
em 1949 e Y.A. Mescheriov, em 1965 tiveram grande importância na fase inicial do 
desenvolvimento da neotectônica. MESCHERIOV (1968) e Wegman (1955) introduziram os 
termos neueste tektonik (tectônica mais jovem) e lebendige tektonik (tectônica viva). 
Em 1960 um mapa sumário da neotectônica da antiga URSS foi publicado na escala de 
1:5.000.000 e caracterizava quantitativamente as amplitudes de soerguimentos e depressões 
crustais durante o Neógeno-Quaternário. Com a compilação deste mapa, foi aceito pela maior 
parte dos pesquisadores que o início de estágio da neotectônica teria ocorrido no Mioceno, ou 
seja, a partir do limite entre o Paleógeno e o Neógeno (NIKOLAEV, 1974).
34 
 
Desde então, inúmeras modificações foram realizadas por diversos autores, diferindo 
entre si, geralmente, no tempo e no espaço sempreem busca de uma definição mais apropriada 
para o termo (NIKOLAEV, 1974; MERCIER, 1976; ANGELIER, 1976; PAVLIDES, 1989; 
JAIM, 1980; SENGÖR et al, 1985; HANCOCK & WILLIAMS, 1986; MÖRNER, 1989a; 
1989b). 
Segundo Nikolaev (1974) a neotectônica seria um ramo das ciências geológicas 
abrangendo os processos tectônicos ocorridos durante o Cenozóico Superior (Neógeno-
Quaternário), que teriam reativado formas estruturais antigas ou criado formas novas. Estas 
formas teriam uma expressão evidente parcial ou encoberta no relevo da superfície da Terra. 
Mercier (1976) considerou a neotectônica como sendo um elo entre fenômenos tectônicos 
ativos e geológicos. O estudo destes fenômenos, de acordo com o autor, permitiria uma análise 
mais precisa da deformação e sua cronologia, sendo esta muito mais refinada do que as 
utilizadas pela orogenia antiga. Para Angelier (1976) a neotectônica corresponderia ao período 
no qual poder-se-ia extrapolar observações geofísicas à luz de dados geológicos. 
Outra definição foi a utilizada por Jaim (1980) que considerou como movimentos 
contemporâneos ocorridos na crosta terrestre, que se manifestavam no tempo histórico, estando 
em atividade até o presente e passíveis de observações imediatas, inclusive as instrumentais. 
De acordo com o autor, seria cômodo denominar movimentos contemporâneos os eventos 
ocorridos nos últimos seis mil anos, período no qual o nível dos oceanos se estabeleceu após o 
último máximo glacial (Würm). Neste trabalho o autor distinguiu as movimentações recentes 
(incluídas no Holoceno) e as novíssimas (atuai), considerando os movimentos do Neógeno e 
Quaternário como causadores do modelado do relevo atual. 
Para Hancock & Williams (1986) seria inútil a seleção de uma data arbitrária para o 
início da fase tectônica, aplicada globalmente para o período no qual estruturas neotectônicas 
teriam se formado. Uma alternativa seria a ideia de que para uma dada região, a fase 
neotectônica poderia ser iniciada quando a configuração atual dos limites das placas e 
movimentações relevantes fossem estabelecidas. Blenkinsop (1986, apud HANCOCK & 
WILLIAMS, 1986) modificou a proposta deste último autor, definindo o início da fase 
neotectônica através do estabelecimento dos campos de stresses contemporâneos de uma 
região, permitindo ao pesquisador a comparação regional de direções significativas de 
compressão e extensão horizontal, inferida das estruturas comprovadamente ativas durante um 
tempo apropriado, como as determinadas por medidas in situ ou por soluções de planos de falha. 
Pavlides (1989) discutiu e sintetizou as ideias de vários autores, concluindo que o início 
do período neotectônico não possuiria um valor global, pois estaria dependente das 
35 
 
características individuais de cada tipo geológico. Este autor definiu o termo neotectônica como 
o estudo de eventos tectônicos jovens, os quais ocorreram após a orogenia final da região ou 
mais precisamente, após a última reorganização tectônica significativa. 
O conceito admitido para os fins deste estudo foi proposto pela Comissão Tectônica da 
INQUA (International Union for Quaternary Research), que refere-se à neotectônica como 
“qualquer movimento da terra de deformação do nível de referência geodésico, seus 
mecanismos, sua origem (não importando o quão antiga ela seja), suas implicações práticas e 
suas extrapolações futuras” (MÖRNER, 1989a). De acordo com este conselho, a neotectônica 
não possuiria vínculo cronológico, incluindo toda a escala do tempo dos movimentos, desde os 
instantâneos (sismos) até 107 anos, caso necessário para permitir o entendimento da origem do 
movimento registrado. 
Mörner (1986b) afirma que o conceito de neotectônica denota todos os tipos de 
movimentos crustais verticais horizontais – sismotectônicos, interação de placas, movimentos 
isostáticos, etc. – durante um longo período de tempo. Este período pode incluir os últimos 2,5 
Ma (período onde uma reorganização dos regimes tectônicos parece ter ocorrido), ou até os 
últimos 3,8 Ma (quando uma reorganização considerável da tectônica global parece ter 
ocorrido). Foi então introduzido o termo “tectônica ativa”, que tem sido aplicada estritamente 
a eventos ocorridos num passado próximo, sem margem inferior fixa, que varia de lugar para 
lugar. O enfoque seria dado às feições e eventos que poderiam sugerir algo a respeito das 
atividades tectônicas num futuro próximo. 
 
2.2.1 Tectônica Recente no Brasil 
 
Freitas (1951) publicou o primeiro trabalho que versava sobre neotectônica no Brasil, 
utilizando critérios geológicos e geomorfológicos associadamente com a finalidade de desenhar 
os grandes aspectos da Tectônica Moderna. No mesmo período, Guimarães (1951) apontou 
hipóteses para a interpretação da configuração de importantes redes hidrográficas, assim como 
a ocorrência de sedimentos cenozoicos em faixas Norte-Sul no centro de Minas Gerais que 
somente poderiam ser interpretadas a partir de controles tectônicos ativos. 
Vale salientar que antes destes dois pesquisadores, vários outros já haviam sugerido a 
ocorrência de atividades tectônicas recentes, a fim de explicar feições geológicas e 
geomorfológicas específicas e/ou localizadas. Por isso, faz-se necessário citar os trabalhos de 
Hartt (1870) a respeito dos sedimentos pliocênicos do médio Jequitinhonha; Gorceix (1884) 
36 
 
que trabalhou nas bacias terciárias do Quadrilátero Ferrífero; e Brajnikov (1847) a respeito da 
tectônica da região a leste da cidade de Belo Horizonte. 
A participação da Geomorfologia nos estudos tectônicos em escala regional foi 
trabalhada, a princípio, por DeMartonne (1943) e King (1956), a partir de estudos das 
superfícies de erosão do Brasil Oriental. Posteriormente através do trabalho de Hasui (1990) é 
que finalmente se dá a primeira reflexão acerca da Neotectônica Brasileira baseada no 
delineamento da história das reativações das estruturas tectônicas desde o Pré-Cambriano até o 
Cenozoico. 
Estudos mais recentes, a exemplo do feito por Saadi (1993) indicam a importância de 
se estudar os eventos neotectônicos no Brasil, assim como apresenta informações valiosas 
acerca do início do tectonismo na Plataforma Brasileira. O autor aponta que os movimentos 
neotectônicos permitiram reativações de falhas do Pré-Cambriano. Os sistemas de falhas 
reativadas geram sistemas de rifteamento que foram responsáveis pela formação de bacias 
sedimentares, resultando em bacias de compressão jovem caracterizadas pela inversão do 
relevo. As descontinuidades derivadas da neotectônica controlam o microrelevo e os padrões 
de drenagem assim como a orientação de algumas bacias hidrográficas. Saadi (1993) também 
aponta que os blocos limitados por essas descontinuidades são fragmentados por falhas de 
diferentes tipos e tamanhos, resultando em uma estrutura de escala regional alternando áreas de 
soerguimento e subsidência. 
As regiões Sul e Sudeste do Brasil apresentam várias pesquisas no âmbito da tectônica 
recente. Áreas na Serra da Mantiqueira e Serra do Mar foram as primeiras a serem objeto de 
estudo dos pesquisadores. A exemplo pode-se citar Almeida (1976) que abordou o sistemas de 
rifts da Serra do Mar, que se traduz em bacias no formato de hemi-grábens de gênese devido ao 
arqueamento da Serra do Mar e basculamento da Bacia de Santos. Já Hiruma (1999) em estudos 
no Planalto de Campos do Jordão usou a técnica de mapeamento morfométrico, análise 
morfoestratigráfica dos depósitos deformados, bem como o mapeamento dos campos de tensão 
no intuito de identificar valores anômalos da influência da neotectônica. Etchebehere (2000) e 
Bistrichi (2001) utilizaram parâmetros morfométricos sobre a drenagem e análise estratigráfica, 
o primeirona bacia do rio do Peixe com o intuito de comprovar a atuação da tectônica na 
alteração da drenagem, e o segundo para a verificação do desempenho de pulsações neo-
cenozóica no controle da drenagem na região de Atibaia-Bragança Paulista. R. Brown et al 
(2000) utilizou datações por traço de fissão em apatita para interpretar a história morfotectônica 
da margem continental brasileira a partir das taxas de denudação a longo prazo.
37 
 
Na região Nordeste, a ocorrência de importante atividade neotectônica, com decisiva 
influência sobre a evolução morfogenética, tem sido aceita em vários trabalhos 
geomorfológicos de caráter regional que se baseiam nas premissas de altos estruturais que são 
sustentados por sequências litológicas do Pré-Cambriano que se tornam divisores fundamentais 
da drenagem e que são controlados, todavia, por uma intumescência regional como descrito por 
Ab’Saber (1956), Dresch (1957) e Andrade & Caldas Lins (1963) ou pelas direções tectônicas 
principais (CZAJKA, 1959; BEURLEN, 1967; G. ANDRADE, 1968); de escalonamentos dos 
compartimentos aplainados que possuem estreita relação com os Altos estruturais e a “flexura 
continental” paraibana abordados por Ruelan (1952), King (1956) e Tricart (1959); 
espraiamento dos sedimentos em direção ao litoral (Formação Barreiras), enquanto os depósitos 
correlativos se concentram nos soerguimentos continentais (MABESOONE et al (1972); 
CASTRO, 1979). 
 
 
2.2.2 Evolução Morfotectônica da porção Oriental do Nordeste 
 
Estruturadas por litologias do Pré-Cambriano e por poucas bacias sedimentares 
limitadas por pequenos divisores tabulares compostos por rochas sedimentares e por planícies 
costeiras bastante estreitas, a Província Borborema é composta principalmente por rochas do 
Paleoproterozóico, Eo-Neoproterozóico e terrenos deformados do Neoproterozóico com boa 
parte do tectonismo gerado ou retrabalhado durante a junção Pan-africana há cerca de 600 Ma 
durante o Brasiliano (BEZERRA et al, 2008). 
Tendo a Zona Transversal como sua feição mais proeminente definida por Brito Neves 
et al (2001a; 2001b) e por Almeida et al (2000), caracteriza-se pela presença de mega-
cisalhamentos destrais, como por exemplo, a Zona de Cisalhamento de Pernambuco (ZCPE) e 
a Zona de Cisalhamento de Patos (ZCPA) que são muito importantes para o contexto 
tectonoestratigráfico da região. A ZCPA possui uma terminação oriental trifurcada, com seu 
ramo principal chegando à linha de costa na cidade de João Pessoa com continuidade no 
continente africano margeando a Fossa de Benoué, apresenta tectonismo formador e 
deformador, que inclui metamorfismos vinculados aos movimentos transcorrentes da evolução 
da margem equatorial brasileira-africana (BRITO NEVES et al, 2001c). Cerca de 200 Km ao 
sul da latitude de João Pessoa e praticamente paralela a ZCPA, cuja extensão africana recebe o 
nome de Gaoroua, localiza-se a ZCPE (extensão africana Adamoua-Ngaundaré) que é uma zona 
de cisalhamento destral bastante clássica, marcando o domínio da Zona Transversal da Paraíba.
38 
 
 É neste contexto, portanto, que se pode falar de um Median Shear Corridor que de acordo com 
Trompette (1994) dentro de Gondwana apresenta-se como uma forma quase retangular gerada 
pela tectônica extrusional que influi na geração, distribuição, arranjo e estruturação das bacias 
sedimentares (Figura 3). 
 
 
Figura 3 – Median Shear Corridor ou Zona Transversal. Região entre o Lineamento Patos e Pernambuco. 
 
CSF: Cráton São Francisco; PO: Riacho do Pontal; MO: Monte Orebe; IC: Icaiçara; PAB: Piancó Alto-Brígida; 
PAw e PAe: Maciço Pernambuco-Alagoas, ocidental e oriental; Mu: Mulungu; LC: Lagoa das Contendas; AP: 
Alto Pajeú; AM: Alto Moxotó; SE: Sistema Sergipano; CM: Canindé; JP: Jirau do Ponciano; RP + SED + JC: 
Maciços Rio Piranhas e Caldas Brandão e o Sistema Seridó entre eles, porção ao norte da Zona Transversal. Fonte: 
Brito Neves et al (1995a). 
 
 
Durante o Mesozoico, quando houve a separação da Pangea, ocorreu uma maior 
influência tectônica sobre a Província Borborema que caracterizou-se por duas fases, uma de 
rift e outra de pós-rift. O rifteamento principal, que se desenvolveu durante o Cretáceo Inferior 
(Aptiano) com reativação da zona de cisalhamento durante o Neoproterozóico, proporcionou o 
desenvolvimento de bacias ao longo das margens passivas, assim como rifts abortados em 
39 
 
direção ao interior (TAVARES, 2010). Através destes processos é que se formaram as bacias 
marginais e interioranas entre o Barrisiano até o Baremiano (MATOS, 1987; FRANÇOLIN et 
al, 1994). Bezerra et al (2008) afirma que grande parte destas bacias apresentam sequências 
sedimentares pós-rift que ocorreram após a abertura do oceano e evolução da margem passiva 
e que neste estágio continuaram a ocorrer falhamentos, contudo de forma menos intensa. 
Dentro deste pressuposto, tratando da evolução das bacias costeiras e interioranas, que 
se formaram antes da exaltação do Planalto da Borborema, pode-se afirmar que a gênese dessas 
bacias está associada à separação dos continentes Sul-Americano e Africano. O setor 
compreendido entre Recife e João Pessoa (Bacia da Paraíba) teve sua abertura no final do 
Maastrichtiano, e situa-se entre a ZCPA e ZCPE correspondente a uma zona transversal do 
Nordeste brasileiro (SOUZA, 1999; J. BARBOSA, 2004; BARBOSA et al, 2003). Esta bacia 
é dividida em duas sub-bacias, a Sub-bacia Olinda, ao sul localizada entre a ZCPE e o Alto de 
Goiana e a Sub-bacia de Alhandra/Miriri, localizada em um depocentro limitado na faixa 
costeira ao norte pela Falha de Mamanguape e ao sul pelo Alto de Goiana. Essas sub-bacias são 
caracterizadas por efeitos diferenciados do tectonismo que atuou na sua compartimentação 
(MABESOONE & ALHEIROS, 1993). 
Amus & Carvalho (1978) afirmam que os fenômenos tectônicos ocorridos na Bacia da 
Paraíba ao longo de sua história geológica se deram de forma diferenciada das bacias 
adjacentes. Os autores inferiram que o trecho correspondente até então à Bacia Pernambuco-
Paraíba se diferenciava da maior parte das bacias da plataforma continental brasileira primeiro 
por atingir no máximo 2.500 metros, e pela interpretação de que a litologia desta faixa 
corresponde, essencialmente, ao empilhamento de sistemas cabornáticos, no que difere das 
demais bacias marginais que possuem complexo empilhamento de sistemas clásticos de origem 
continentais fluvio-lacustres, de plataforma e de talude. 
Rand & Mabesoone (1982) afirmam que a área foi provavelmente o último elo entre a 
África e o Brasil, o que torna a Bacia da Paraíba possuidora de características estratigráficas 
peculiares, se comparada às bacias circunvizinhas, pois possui uma formação e um 
preenchimento sedimentar diferenciado (J. BARBOSA, 2004). Mabesoone & Alheiros (1988; 
1993) observaram que a norte da ZCPE não são encontrados sedimentos de deposição albiana 
e que possivelmente esta ligação entre os continentes teria desaparecido em intervalo posterior 
a esse período, estando este fato associado ao início tardio da deposição marinha na Bacia da 
Paraíba. 
Lima Filho et al (2005) propuseram uma sequência evolutiva para a bacia de 
Pernambuco e Paraíba (Figura 4), onde na bacia de Pernambuco o preenchimento se deu num 
40 
 
rift estreito gerado a partir de movimentos transcorrentes dextrais. Estes movimentos formaram 
um pequeno romboide que se estendeu até a ZCPE. Durante o Aptiano, possivelmente a ZCPE 
se movimentou na área afetada pelo rifteamento (Bacia Pernambuco) avançando um pouco mais 
além da zona de cisalhamento sendo abortado na plataforma em frente à Sub-bacia de Olinda, 
sendo os esforços de acordo com Mattos (1999) de direção NW. Ainda durante do Albiano,