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REVISÃO GEOMORFOLOGIA - 16.2 Gabriel Galdino – enviar correções ou dicas para gabrielgaldinodm@gmail.com As derivações da Geomorfologia 1. Orografia: consiste na descrição dos elementos geométricos do relevo, entrando nesse quesito a declividade, direção de mergulho, formas do relevo. Nesse conceito são desprezadas as intervenções antrópicas, bem como aspectos internos como a composição das litologias. Exemplos de aplicação: mapas de declividade, mapas de relevo, cartas topográficas. 2. Corografia: são os aspectos humanos condicionados pela orografia. Exemplos de aplicação: no estado de Minas Gerais observa-se uma grande variedade de sotaques, esses decorrentes do isolamento geográfico condicionado pelas cadeias montanhosas que limitaram a convivência dos bandeirantes com diferentes culturas indígenas. 3. Fisiografia: relação entre a geometria e os processos naturais. Exemplos de aplicação: tudo aquilo que é condicionado pela litologia, como o tipo de vegetação. Ciclo Geográfico de Davis e seu pensamento Trata da evolução dos rios, dividindo-os em jovens, maduros e senis, de acordo com a energia e posição do percurso: na região da nascente o rio é classificado como jovem, nesse contexto ele é um rio mais energético, existente em uma região de maior declividade; quando maduro esse rio perde parte de sua energia e passa a escavar menos – profundidade se aproxima da largura; por fim, quando em planície próximo de desaguar o rio forma meandros, perde velocidade e declividade, a escavação é cada vez menor. Nesse ponto o rio é classificado como senil. Davis constrói sua linha de pensamento a partir de observações nas Rochosas e Apalaches, duas áreas de alta declividade e relativa homogeneidade litológica. Sendo assim, seu pensamento descreve de maneira fidedigna uma quantidade muito limitada de rios, ignorando por exemplo as condições de erosão diferencial que geram as cachoeiras: nessas quedas de água a acumulação da água possibilita que essa seja descarregada com muita energia, escavando muito em um relevo de grande declividade, mesmo que esse seja um rio maduro. Apesar de certas incoerências quanto ao ciclo dos rios, Davis propões um método de pensamento de grande contribuição: 1. Observação e caracterização das formas; 2. Enunciação das hipóteses; 3. Dedução das consequências; 4. Teste das consequências em novas observações; Os princípios da Geomorfologia Causalidade Extensão Localização Inicialmente, a geomorfologia aparece exclusivamente com intuito descritivo do ambiente, porém, o pensamento evolui para uma vertente baseada na interpretação dos fatores ambientais associados (descrever para interpretar). Vale ressaltar também que a geomorfologia obedece a princípios gerais, porém, é problemático estabelecer leis gerais à geomorfologia: “Nenhum rio pode escavar abaixo do nível do mar porque a energia potencial da queda d’água aí chega a zero, logo nenhuma conversão de energia pontencial em trabalho de corrente é possível. ” Nessa afirmação existe um problema claro quanto a afirmação, isso porque existem diferentes regimes de embocadura de rios, em alguns deles do tipo delta o sistema é dominado pela ação de rios, e nesse contexto os rios são capazes de sobrepor sua ação sobre a da linha de costa, sendo assim, são capazes de erodir abaixo do nível do mar. Uma segunda crítica a tal pensamento pode ser feita com relação à visão fixista do autor, que desconsidera variações temporais da linha de costa, que em um tempo passado pode ter gerado a erosão em ambiente marinho. Ainda é possível salientar os “eventos catastróficos”, como as correntes de turbidez e os tempestitos, que são capazes de mover grãos no substrato, gerando assim, erosão em plataforma. Sendo assim, a geomorfologia não deve ser vista de forma fixista, e sim de forma de que se reconheça a variação dos processos ao longo do tempo geológico. Além disso, percebe-se que a análise geomorfológica é feita a partir de uma vertente estática, baseada na descrição e outra vertente dinâmica, baseada na interpretação. Aplicando tais vertentes na paisagem ao lado podemos dizer que em âmbito descritivo (estático) existe uma pista de corrida a qual encontra-se desconformada, sendo que tal desnível formado na pista se estende até o fim da imagem. Além disso, tomando as pessoas como escala é possível dizer que o desnível apresenta cerca de 2m e inclinação de cerca de 30°. Já em termos interpretativos é possível chegar a conclusão de que o evento de deformação é recente, uma vez que a pista foi deformada, além disso, podemos dizer que foi causado por uma falha normal (falha de distensão). (Imagem de Taiwan) Exercitando mais uma vez os conceitos, percebe-se na imagem ao lado uma série de vales (região à direita na parte superior da imagem), e após esses vales uma sequência de outros vales formando 90°, a essas feições damos o nome de “cotovelos de drenagem”. No âmbito interpretativo é possível falar da existência de uma falha transcorrente responsável pela formação dos cotovelos. Outra aplicação interpretativa seria a retirada de sedimentos em vários pontos da região na direção da falha, datando-os e com essa diferença de idades é possível estimar a taxa de desenvolvimento da falha com o tempo. (Imagem da Califórnia) Morfometria Durante a segunda guerra mundial existe a necessidade de otimizar os processos e ao seu fim, em 1945, Horton desenvolve a morfometria que tem por base converter dados de relevo em dados numéricos por meio de modelos matemáticos. Um desses processos é definir a ordem de drenagem: nesse método define-se todas as nascentes como rios de ordem 1; quando há o encontro de dois rios com mesma ordem, o valor da ordem no trecho é acrescido de 1, enquanto que caso esses rios que se encontram sejam de ordens diferentes, irá permanecer o maior valor. Dessa forma, os rios com drenagem de alta ordem, seriam à primeira vista rios de características deposicionais, enquanto os rios de baixa ordem, estariam mais próximos às nascentes, e logo com mais energia, sendo assim rios de alta energia. Porém, vale ressaltar que tais modelos só atendem condições ideais. Outra aplicação da morfometria é o Índice de encaixamento dos Vales: consiste na razão entre a profundidade do vale e o distanciamento entre os picos do vale: 𝐼 = ℎ 𝐿 Tal índice dá o encaixamento do vale, o que consequentemente pode ser relacionado com a capacidade de escavação do rio. Um índice de encaixamento maior forma um vale em “V”, enquanto um de menor índice forma vale em “U”. Se h >> L, é dito que o relevo é de alta rugosidade. O terceiro índice morfométrico a ser apresentado é o Índice de dissecação: 𝐼 = 𝑆𝑑 𝑆𝑐 Onde “Sd” corresponde à superfície dissecada, ou seja, superfície removida (transportada) pelo processo de erosão, e “Sc” a superfície conservada, ou seja, sobre a qual a erosão não atuou. Sendo assim, se o valor do índice é alto, a erosão foi mais efetiva, do contrário, foi pouco atuante. No Brasil as zonas de menor índice de dissecação são as Bacias Sedimentares do pós-brasiliano, uma vez que essas não foram deformadas – isso se dá, pois, as estruturas horizontalizadas são mais resistentes à erosão. Mais um exemplo de aplicação da morfometria é correlacionar a taxa de animais de baixa resistência a insolação UV nas zonas de cabeceira de rios: nessas áreas o rio corre com mais energia, logo tende a ser mais encaixado nos vales, além disso, nesses locais o desenvolvimento da copa das árvores é maior, e juntando-se o fator de rios pouco largos com o dossel desenvolvido, tem-se uma menor penetração na luz solar nesses ambientes. Assim, é possível descrever taxas em função da largura dos rios e do desenvolvimento do dossel. Vale ressaltar que a morfometria apresenta aspectos que ajudam a conhecer o relevobem como facilitam trabalhar mais facilmente com um conjunto de informações, porém, uma série de erros pontuais podem ser resultantes desses índices. Se um rio apresenta maior ordem de drenagem, é esperado que o mesmo seja deposicional, logo, o índice de encaixamento de seus vales será muito baixo. Porém, unicamente tratar de fatores numéricos desconsidera as questões como resistência das rochas ao intemperismo, ou como em um exemplo já salientado aqui que são as soleiras geomórficas, que podem atuar por meio de uma cachoeira por exemplo, retendo o fluxo e posteriormente aumentando em muito sua energia. Métodos e Técnicas em Geomorfologia Serão utilizados como métodos técnicos principalmente a cartografia e estatística. A cartografia será utilizada para interpretação do relevo com base na topografia, distribuição das drenagens e interpretação do relevo, um exemplo bem característico está na boa distribuição das cidades em função da existência de rios meandrantes: Na imagem percebe-se, destacado em vermelho, o rio que permeia uma dada cidade. A morfologia do mesmo é descrita como um neck cut-off, nesses rios em épocas de maior vazão torna-se potencialmente mais fácil que o rio corra pela direção indicada pela seta, abandonando o meandro, e como em termos energéticos esse novo caminho é tão mais favorável, que o rio não tende a voltar a fazer o meandro em momento algum. Nesses contextos a diminuição da energia sobre o meandro é tão grande, que o mesmo passa a depositar uma quantidade muito grande de lamas. O segundo modelo é o chamado chute cut-off, caracterizado por uma avulsão do meandro em períodos de maior vazante, porém, nesses rios não é tão favorável a avulsão, sendo essa feita só durante os períodos de cheia. Nesses contextos o abandono do meandro é bem mais gradual, então predomina a deposição de canal, ou seja, há um acúmulo muito maior de areias. A Relação da Geomorfologia com outras Ciências A geomorfologia atua como uma ponte para as demais ciências, sintetizando conhecimentos de outras áreas e eventualmente sendo modificada por avanços analíticos nessas outras áreas. Relação com a Sedimentologia: de acordo com as condições ambientais e climáticas, as rochas sofreram diferentes tipos de sedimentação que por extensão irão acarretar em diferentes tipos de relevos. Como exemplo, um granito em clima árido que sofrerá desagregação mecânica mais pronunciável formando areias, e um granito de clima temperado que formará clastos. Relação com a Pedologia: o melhor exemplo dessa relação é o próprio Morro do Cruzeiro, de acesso ao Campus: Observa-se no relevo ao lado que no ponto mais alto da topografia (topo de morro) tem-se a maior taxa de infiltração da água (ao contrário do desenho, os topos de morro que facilitam a infiltração tendem a ser mais planos). Essa água por sua vez tende a atuar sobre os metapelitos, carreando os elementos mais solúveis. Os metapelitos são constituídos principalmente por aluminossilicatos, e da estrutura desses os primeiros componentes a serem carreados são as bases (K, Ca, Na ...). Posteriormente às bases, é retirada da estrutura a sílica componente é lixiviada. Todo esse conjunto de fatores acarreta em uma concentração supergênica dos óxidos de alumínio, dando origem à canga de bauxita. Na zona intermediária onde a topografia já sofreu com maior ação da energia potencial, e o fluxo passa por ela com maior velocidade, havendo assim uma taxa bem menor de infiltração. Nessa parte do morro ocorre a concentração das bases dissolvidas anteriormente, na forma de caulim (no morro citado não se observa tais minerais pelo fato de que a bauxita se deslocou para o local impedindo que o caulim aflorasse). O processo que ocorre aqui é a monossialitização. Por fim, na região de menor declividade, já próximo ao nível de base, o freático já se encontra bem alto, o que torna a infiltração quase nula (em geral essa água segue o escoamento superficial). Ali serão acumulados os argilominerais na forma de argilas expansivas 2:1. O processo que ocorre aqui é a bissialitização. Relação com a Oceanografia: nesse caso a geomorfologia atuará por meio da morfologia da linha de costa, o que poderá influenciar em fatores como as correntes de deriva e de marés. Isso pode ter consequências práticas bem visíveis, como a construção do porto de Santa Mônica nos E.U.A., o qual foi feito à montante da direção da corrente, o que acarreta no assoreamento do mesmo e sendo assim necessários vários processos de correção. Ademais insta salientar a existências de grandes campos de atuação da geomorfologia em auxílio a outras ciências, sendo que aqui foram apresentados apenas os exemplos mais gerais. O Relevo Terrestre e suas grandes Unidades Topográficas Usualmente a geomorfologia, estudada pela Geografia, classifica o relevo terrestre em quatro grandes grupos de acordo com seus aspectos descritivos, aqui além da vertente descritiva serão feitas algumas observações quanto aos processos. 1. Áreas continentais com planaltos, colinas e planícies com menos de 2000m de altitude: consistem em praticamente a totalidade do relevo brasileiro, sendo esses característicos de regiões de margem passiva, com baixas altitudes. São relativamente simétricas, apresentando poucos acidentes. 2. Áreas continentais limitadas com altitudes superiores a 2000m: são áreas cujo comprimento supera em muito as demais dimensões, muitas vezes associados a dinâmica convergente da crosta. 3. Bacias oceânicas compreendidas entre 3000m e 6000m de profundidade: são o análogo batimétrico das áreas descritas em 1. 4. Depressões limitadas, abaixo das bacias oceânicas (fossas com mais de 6000m de profundidade): unidade batimétrica análoga à 2. Detalhamento do relevo submarino: É constituído basicamente pela linha de costa, plataforma continental e planície abissal. As plataformas continentais são continuações dos continentes mergulhando suavemente para o oceano, além de delimitadas pelos canyons submarinos. As plataformas são objetos de estudo principalmente pelos bens associados a tais ambientes, como é o caso do petróleo brasileiro. As bacias oceânicas, também chamadas de planícies abissais, estão distribuídas entre o talude continental e a dorsal. Seu grande agrupamento no relevo encontra-se no grupo 3. Já as dorsais mesoceânicas são resultantes do regime de divergência tectônica, podendo compará-las a cordilheiras submarinas. Em casos menos comuns como é o da Islândia, a dorsal aflora em forma de ilha. Por fim, as fossas submarinas consistem no produto da convergência entre duas placas oceânicas, que em função da grande densidade desses corpos, elas afundam sobre o manto até que a força peso seja mais pronunciável sobre uma delas e ocorre o truncamento. Acompanhando os limites das fossas é esperado a formação dos arcos de ilhas vulcânicas. Evolução e Tipos de Estrutura e Relevo Derivados As grandes estruturas do globo são: Escudos Cristalinos ou Escudos Antigos: os escudos serão constituídos do conjunto formado entre os paleocontinentes mais a faixa móvel que se desenvolve entre eles. Retornando um pouco no tempo eles são melhor compreendidos: ...durante o Arqueano tem-se a formação dos primeiros continentes, com posterior desenvolvimento da atmosfera e hidrosfera, que por sua vez atua amplificando os processos erosivos. Esses sedimentos que agora são formados em maior quantidade passam a ser acumulados nas bordas dos continentes. Passado algum tempo, existem camadas bem mais pronunciáveis de sedimentos entre os paleocontinentes, e assim tem-se início o processo de colisão entre esses em um evento conhecido como Evento Brasiliano. A colisão desses continentes amarrota a crosta e gera o soerguimento desses sedimentos na forma de rochas meta-sedimentares que agoracompõem a faixa móvel. A esse conjunto de crátons cristalinos e mais a faixa móvel dá-se o nome de Escudo. Também é possível trazer o conhecimento para o presente, no intuito de se compreender melhor a definição de cráton: enquanto no passado a faixa móvel consiste na “Faixa Araçuaí-Ribeiro”, e os crátons são o do São Francisco e Congo, no presente tem-se que o território brasileiro será um Cráton e a Cordilheira dos Andes a faixa móvel. Mas por que não se pode dizer que o território brasileiro é um cráton, se o mesmo não está sofrendo deformação? Um cráton só é classificado como cráton para um evento de deformação já concluído, ou seja, o cráton do São Francisco é dito como tal pois durante as colisões do brasiliano ele não foi efetivamente dobrado, formando longas cadeias. Sendo assim, para que o “Brasil” seja tratado como um cráton ainda são necessários milhões de anos para que a deformação andina cesse. Vale ressaltar que ao fim do período de orogênese, o ciclo de Wilson é invertido e inicia-se a separação, como a faixa móvel é a zona de maior resistência (vide sua espessura crustal), quando ocorre a separação, a zona de fragmentação é sobre um dos crátons. Por fim, é bom trazer uma ressalva quanto à nomenclatura; o uso do termo “escudo antigo” é de certa forma redundante, uma vez que os atuais escudos são resultado do Evento Brasiliano, e assim, são naturalmente antigos. Quanto ao uso do termo escudo cristalino, esse só deve ser feito ao se falar do Cráton, pois essa é a parte cristalina do escudo. As plataformas por sua vez são crátons ou conjuntos desses que possuem cobertura sedimentar, mais especificamente as bacias sedimentares de sinéclise – em casos como na Bacia do Paraná que é muito extensa, a ponto do embasamento quase não aflorar, sabe-se que o mesmo existe, pois, as bacias não flutuam sobre o manto Bacias Sedimentares: existem diversos tipos dessas e podem ser formadas sobre diferentes condições, podem ser formadas como as apresentadas acima, logo acima do cráton, ou até mesmo em zonas de topografia mais alta (como a vista no campo – Ponto 2 do primeiro dia). As bacias são regiões que funcionam como o nível de base e por extensão preenchidas. Geralmente são porções deprimidas e relativamente pouco deformadas. Cadeias Dobradas: por fim tem-se essa porção que consiste nos terrenos de deformação recente. Tipos de Relevo numa Bacia Sedimentar 1. Estrutura concordante horizontal: são conjuntos de rochas sedimentares e horizontalizadas, logo, não deformadas, que se estruturam nos chamados platôs, mesas, mesetas e chapadas. 1.1. Relevo em estrutura concordante horizontal: Nas chapadas o desenvolvimento de drenagens se dá ligado ao processo de alívio de pressão: nesses ambientes, como dito anteriormente não há a deformações, logo, não há como as drenagens se desenvolverem nas zonas de charneira das dobras (caminho mais usual) e nem em zonas de falhas. Sendo assim, as drenagens desenvolvem-se em função das zonas de faturamento, que são formadas pelo alívio de pressão. Essa situação de escavação do relevo pelas drenagens faz com que ele atue consumindo todo o material que ao centro da chapada: Na imagem acima é perceptível a chapada, constituída de um conjunto de camadas horizontalizadas, e em vermelho a zona de fratura. Nesse segundo momento é perceptível que a drenagem foi capaz de escavar a região de fratura, que por sua vez consiste em um plano de fraqueza, formando assim um vale. Outro tipo de relevo resultante dessas condições são as famílias de fraturas que geram os vales em manjedoura, observe a imagem abaixo: Na imagem tem-se o resultado da evolução do relevo a partir de três direções principais de famílias de fraturas, nas quais a drenagem passa escavando e dando a morfologia característica dos vales em manjedoura. Outro fator característico está relacionado às cornijas; cornija é o nome dado a uma escarpa sustentada por uma camada mais dura (resistente), e nos relevos de estrutura concordante horizontal essas apresentam certa simetria, isso pois elas tendem a conservar mais em função de suas resistências. A representação acima é na verdade um esquema da imagem real ao lado, uma segunda curiosidade presente nesse contexto é que o relevo em primeiro plano, é constituído por camadas horizontais, enquanto àquelas mais ao fundo claramente sofreram deformação. Nesse sentido, se ambas regiões encontram-se interligadas, é possível fazer inferências quanto às idades, sendo que a região em primeiro plano é mais jovem, uma vez que não foi deformada. 2. Estrutura concordante inclinada monoclinal ou homoclinal: as estruturas são ditas monoclinais ou homoclinais quando todo o conjunto de camadas de rochas estão inclinadas em uma mesma direção. De acordo com a angulação, eles serão classificados como: Relevo de cuestas: pequena inclinação (2° a 10°) Relevo de hog back: média inclinação Cristas isoclinais: as camadas encontram-se subverticais 3. Estrutura discordante: são observadas quando o conjunto rochoso possui truncamento oblíquo, ou seja, não há a concordância horizontal típica da sedimentação normal. Essas estruturas podem ser geradas por diversas condições: Observa-se na imagem ao lado uma dobra na região inferior da imagem, e acima dela a deposição praticamente horizontalizada. Além disso, observa-se que a parte superior da dobra se encontra erodida. Sendo assim, um primeiro exemplo de relevo em estrutura discordante são aqueles gerados por ação da erosão. Outro exemplo, esse não relacionado à erosão, são as zonas de bordas de bacias, como a representada pelo “gráfico de ondas”. Nessas regiões tem-se a borda da bacia e mais à esquerda o depocentro. O que se observa é que o depocentro entra em subsidência a uma taxa muito maior que as bordas, gerando assim a discordância. 3.1. Relevo em estrutura discordante e monoclinal: são representados principalmente pelas cuestas e pelos costões: os costões são caracterizados pelo caimento das camadas em direção ao observador; já as cuestas são caracterizadas pelo caimento em direção oposta ao observador. Em termos práticos existe uma interpretação melhor para tal situação, uma vez que um observador que olha para um afloramento e vê um costão encontra-se na verdade de costas para o depocentro da bacia sedimentar associada, enquanto aquele que vê um relevo discordante e monoclinal de cuestas encontra-se de frente para o dado depocentro. Exercitando o conhecimento anterior: considerando que o relevo abaixo encontra-se em um contexto de bacia sedimentar, o que é visto pelo observador A, e pelo observador posicionado em B? Qual a direção do depocentro? Resolução: Observa-se na imagem abaixo a seta indicando a direção de mergulho das camadas; nesse contexto se as camadas caem em direção ao observador posicionado em A, ele está vendo o relevo em estrutura homoclinal e discordante do tipo costão. Em oposição a ele o observador posicionado em B observa um relevo do tipo cuestas. Sendo assim, pelo enunciado acima, o depocentro encontra-se à esquerda do leitor. Drenagem Organizada em função da Estrutura As drenagens podem ser classificadas quanto à sua disposição em relação às estruturas, como a inclinação dos estratos. Elas serão classificadas em: Anaclinais: a drenagem desenvolve-se contra o mergulho das camadas; Cataclinais: a drenagem desenvolve-se a favor do mergulho; Ortoclinais: a drenagem se desenvolve de forma ortogonal ao mergulho. Observando o esquema abaixo é mais fácil distinguir os tipos: A seta apresentada na cor vermelha indica uma drenagem anaclinal, atravessando todas as camadas disponíveis.A seta verde faz alusão à drenagem cataclinal, que passa apenas pelo litotipo mais superficial. Por fim a seta rosa indica uma drenagem ortoclinal. Em termos de amostragem sedimentar pode-se dizer que as drenagens ortoclinais são as melhores, por receberem diretamente um maior volume de sedimentos e esses serem provenientes de todos os litotipos disponíveis. Porém, em muitos casos essa drenagem não é a mais acessível, assim, recorre-se às drenagens anaclinais, que também atravessam todas as camadas. Trazendo do esquema para uma condição mais próxima da topografia real, tem-se o esquema a seguir: No esquema observa-se todos os tipos de drenagens em um contexto mais real. Uma outra forma de correlação possível é pensar em qual tipo de relevo seria uma condicionante melhor para drenagens do tipo anaclinal, e a resposta são os relevos em estrutura discordante monoclinal do tipo hog back, isso pois a inclinação das camadas facilita que a drenagem atravesse uma maior quantidade de camadas percorrendo um menor percurso. Nesse mesmo contexto é possível pensar na condição das percées: esse termo designa vales encaixados em “V”, característicos da ação de rios; assim, quanto maior a inclinação das camadas, mais facilmente o rio atravessa o conjunto rochoso e menor é a necessidade de escavação, assim, a inclinação das camadas é inversamente proporcional ao comprimento das percées. Dando continuidade ao raciocínio, quanto maior a inclinação das camadas, maior o grau de deformação e sendo assim, a simples leitura do tipo de drenagem pode dar indícios do tipo de material de valor econômico associado – se a deformação é grande, desconsidera-se a probabilidade de hidrocarbonetos e passa-se a pensar em recursos metálicos. A inclinação das camadas também está diretamente relacionada à velocidade de erosão: em relevos de menor inclinação, o volume de material que deve ser removido para desestabilizar a cornija e promover o recuo do front é bem menor, e sendo assim, o front será bem mais extenso. Vale ressaltar que tal condição também está relacionada à espessura da cornija. Gravimetria Existe um conjunto de técnicas aplicadas à geologia que estão baseadas em um conceito simples resultante das leis de Newton aplicada à gravitação universal: Percebe-se pela equação acima que a força de atração entre os corpos será diretamente proporcional à massa desses e inversamente proporcional ao quadrado da distância entre eles. É utilizando esse princípio que a gravimetria e construída: Coloca-se uma cuja constante de deformação é conhecida, ligada a uma massa, também conhecida. Se existe um reservatório de maior densidade em subsuperfície a mola terá um deslocamento maior. Inicialmente não se conhece a densidade do material, assim, não é possível descobrir qual sua natureza. Porém, no intuito de fazer tal aproximação criam- se padrões, por meio do ato de enterrar objetos de densidade e materiais conhecidos analisando a proporção de deformação da mola. Esse método possui grande implicação geológica: durante o Colonialismo, sir Everest fazendo estudos topográficos e gravimétricos na região da Índia, em busca de fontes de exploração para o Reino Unido, percebe uma deformação anômala no objeto, que apontava em direção ao subsolo da maior montanha da atualidade. Posteriormente é descoberto que todo corpo rochoso possui um fator de compensação do equilíbrio de tamanho muito maior para “baixo da terra”, ou seja, cerca de 2/3 da cadeia do Himalaya encontra-se na verdade abaixo da superfície, seguindo a clássica ideia da “ponta do iceberg”. A Dinâmica da Crosta Terrestre No intuito de explicar as observações feitas por sir Everest e a posterior descoberta da compensação da massa, dois pesquisadores propõem concomitantemente modelos: 1. O modelo de Pratt: Pratt adota vários prismas de densidades diferentes, porém, massas iguais, e para tal, esses acabam tendo volumes diferentes. Tais prismas são mergulhados em um fluido bastante denso. O que é observado como resultado é que todos os blocos tendem a atingir profundidades semelhantes. 2. O modelo de Airy: Airy por outro lado toma blocos de mesma densidade, mas massas diferentes. O resultado são blocos cuja parte submersa consiste em certa de 2/3 do volume total dos blocos. A partir dessas observações pode-se questionar qual modelo irá descrever de forma mais fiel a realidade da dinâmica terrestre, e a resposta é ambos, basta adequar cada um a seu respectivo contexto apropriado: o modelo de Airy, por descrever um meio contínuo e homogêneo explica bem a situação observada para os Himalayas, nos quais se observa uma predominância de crosta continental, e assim, ocorre a compensação isostática, ou seja, o equilíbrio dos continentes sobre o manto. Já o modelo de Pratt ao tratar de grandes variações de densidade colocadas lado a lado explica bem os ambientes de subducção, onde se tem uma crosta oceânica afundando próxima a uma crosta continental (sendo a segunda bem menos densa que a primeira). A compensação isostática pode se dar de várias formas e por vários motivos, essa condição de encontrar o equilíbrio muitas vezes gera deformações, sem que essas estejam relacionados a limites de placas, ou a algum regime tectônico de convergência, divergência ou transcorrência. Observe o exemplo: No esquema ao lado tem-se um meio contínuo, que encontra-se ligado a outros corpos rochosos, que porém foram omitidos. Em um momento I ele encontra-se em equilíbrio estável. Posteriormente em um tempo II ocorre a deposição de uma grande massa sobre um de seus limites, essa massa pode ser dada à construção de uma represa, à formação de um glaciar entre outros. Uma vez que há a adição de massa, o equilíbrio passa a ser instável sendo necessária a deformação do bloco para que a massa seja distribuída. Essa deformação pode ser de caráter rúptil ou dúctil. Exercício Zonas Homólogas Observa-se acima uma região fotografada de três diferentes ângulos, observando agora mais especificamente o mapa de relevo: O primeiro detalhe a ser observado aqui são as colorações: em conjunto às imagens acima percebe-se que é destacado em azul o rio meandrante, em verde a vegetação nativa, e em rosa a proveniente da ação antrópica – isso pode ser constatado analisando-se as repartições quase lineares no terreno. Além disso, observa-se à noroeste (azul) uma grande rugosidade no terreno, o que se dá pela existência de grande quantidade de vales na região. Características semelhantes são observadas na região destacada ao sul (em amarelo semelhante a um pé de galinha); nesse caso as reentrâncias correspondem a pequenos canais. Com tais informações é possível definir uma zona homóloga e pensar em um platô que ligava ambas regiões, o qual foi escavado e gerou as feições observadas. Observa-se destacado em vermelho um conjunto de sedimentos marinhos que irão compor os cordões costeiros; No que tange à hidrografia, percebe- se que a zona próxima ao rio em verde mais escuro delimita a planície de inundação. Outro fator que foi destacado é a forma de meandro do rio. Seguindo os desvios tomados, indicados pelas retas amarelas, percebe-se certo paralelismos entre elas. Um terceiro fator a ser destacado são as “marcas de erosão” presentes no corpo ígneo – é possível pensar em um corpo ígneo pelas características do relevo, além do conhecimento prévio da região – essas marcas estão distribuídas de forma radial, porém percebe-se uma concentração dessas no sentido nordeste-sudeste. Ampliando uma parte específica da imagem é possível perceber que os vales seguem determinado padrão linear, e que essas “linhas” se repetem de forma paralela, compactuando com a orientação dos fatores mencionados acima. Pode-sefalar, então, na existência de uma família de fraturas1. 1 Essas famílias de fraturas, quando vistas em escala de mapa são chamadas de lineamento; por outro lado, se são vistas em nível de afloramento, já são classificadas como uma lineação. Tomando o esquema acima como a separação de dois continentes, salienta-se que essa não se dá linearmente como é costumeiramente representado, e sim com uma certa curvatura em função da Terra ser elíptica. Sendo assim, se a distensão se dá em uma direção, o meio contínuo fratura perpendicularmente: Comparando a direção de faturamento apresentada na imagem, ainda é possível trazer para a condição real, que no caso é a separação América-África, que propagou fraturas na mesma orientação da região indicada na imagem; assim, além da série de inferências quanto às estruturas presentes, ainda é possível pensar no contexto que gerou tais condições, unicamente pelas imagens apresentadas. É interessante pensar que a separação gerou um basculamento das áreas costeiras do Brasil, e esse soerguimento favorece o processo erosivo, que para o caso acima atuou erodindo o platô (cuja existência foi evidenciada pelas zonas homólogas de rugosidade semelhante) e conservou o domo. Propriedades Geomorfológicas das Rochas As propriedades geomorfológicas de uma rocha estão relacionadas principalmente às estruturas e características físico-químicas, que condicionarão diferentes respostas das rochas ao processo de erosão. Essa definição está diretamente ligada ao conceito de erodibilidade. O conceito supracitado não deve ser confundido com o que é definido como erosividade: enquanto a erodibilidade consiste em uma propriedade do paciente em ser erodido, a erosividade por sua vez é característica do fluxo que atua sobre o material, ou seja, a capacidade do agente em gerar a erosão. Mesmo uma rocha pode ter erosividade, isso pois diferentes tipos de material carregados por um fluxo podem gerar diferentes condições de erosão. Se um fluxo de água carrega sedimentos cascalhosos de composição quartzito, ela terá maior erosividade do que caso carreasse sedimentos de um esteatito (talco principalmente). Tratando-se da ação de um agente que atua por escoamento superficial as principais propriedades relacionadas serão o grau de coesão e o grau de permeabilidade. Ambos conceitos encontram-se ligados, uma vez que quanto maior o grau de coesão, principalmente para rochas sedimentares, menor a permeabilidade, logicamente que nesse quesito entram outros fatores como a cimentação e afins, porém, de forma geral, quanto mais espaços vazios e menor grau de ligação entre as partículas, maior é a capacidade de um fluido penetrar nessa rocha. O conceito de permeabilidade encontra-se por sua vez ligado à capacidade de conexão entre os poros da rocha – apenas apresentar porosidade não é garantia de que a água poderá ser armazenada, a exemplo a pedra pomes. Vale ressaltar que rochas ígneas como os granitos também possuem porosidade, estando assim susceptíveis à absorção de fluidos, porém, tais rochas tem um grau de permeabilidade extremamente baixo, aproximando-se de zero. Nos corpos ígneos, uma vez que a percolação de fluidos é reduzida, eles não serão usualmente alterados por esculturação superficial (erosão alveolar) e sim por formação de vales verticais: Imaginando o bloco diagrama ao lado como representante de uma grande massa granítica, na qual observa-se duas famílias de falhas, cujas direções estão representadas em vermelho. Nesse bloco, tem-se passagem da água que atua escavando com maior eficiência sobre os planos de fraqueza. Após um bom espaço do tempo geológico a ação da água gera o espessamento das fraturas, aqui representada com exagero vertical. Após o aumento da zona de fratura, partes da rocha são expostas à ação das variações de temperatura que causam a esfoliação esferoidal, que por sua vez arredonda as bordas. Após mais um grande espaço do tempo geológico, o maciço será convertido em uma série de pães de açúcar. Nesses campos é possível inferir até mesmo em que direção se encontrava a zona de faraturamento. Pensando por outro lado em um arenito, cuja porosidade é muito alta, é extremamente raro que nele a água se propague nas fraturas, isso pois, para que a água se desloque para a fratura é necessário que primeiramente todo o sistema esteja saturado. Um exemplo clássico disso é a ausência de grandes bacias hidrográficas na região de existência do arenito Botucatu – toda a água se desloca para o aquífero em subsuperfície. Outras características estarão relacionadas a fatores como a granulação/granulometria2: rochas de maior granulometria têm área superficial maior, o que possibilita uma exposição maior às intempéries, além disso, quanto maiores os grãos, menos ligações são geradas em um contexto geral da rocha. A exemplo, um aplito se altera de forma muito mais lenta que um pegmatito. Nessa segunda imagem é visto um outro fator condicionante, que são as famílias de fraturas, que como já mencionado aqui, são planos de fraqueza, os quais facilitam a passagem da água, tornando-se regiões propícias ao desgaste. É interessante observar nesse afloramento que o mesmo apresenta feições características de um arenito ou quartzito, porém, como saber se ouve uma deformação capaz de gerar metamorfismo e assim definir a partir de uma imagem qual o tipo de rocha? Primeiramente, percebe-se as fraturas que podem remeter a uma deformação, mas não necessariamente são capazes de gerar o metamorfismo. Por outro lado, observa-se sets inclinados, o que define necessariamente um ambiente de deformação (indicado em vermelho e mudança de set). Na imagem ao lado é visto um dique, onde é perceptível a mudança na granulação, enquanto a parte mais escura é um dique, afanítico (porfirítico de matriz afanítica), a parte que o envolve é formada por grãos muito grandes de feldspato. Nesse contexto é fácil supor uma alteração muito mais rápida por parte do material do entorno em função dos grandes grãos de feldspato. Alguns outros fatores também devem ser pensados, como o grau de solubilidade e o grau de heterogeneidade: o grau de solubilidade será definitivo, materiais muito solúveis, principalmente em climas tropicais se alteram muito facilmente, porém, ser homogêneo/heterogêneo pode ser favorável ou desfavorável ao processo erosivo, se é um agregado monominerálico quartzozo, ele dificilmente será alterado, por outro lado, calcários compostos basicamente por calcita podem ser alterados frente a uma mínima quantidade de ácidos orgânicos. 2 Não confundir conceitos de granulometria e granulação pois esses atendem a domínio diferentes: enquanto o termo granulometria é utilizado para rochas sedimentares (cujas partículas já estiveram isoladas), o termo granulação é utilizado para rochas metamórficas e ígneas. O grau de solubilidade em rochas sedimentares está muitas vezes relacionado ao cimento, um exemplo característico são os tipos de quartzito São Tomé (proveniente de São Tomé das Letras) e o do grupo Itacolomy (de Ouro Preto), no quartzito São Tomé o cimento é mais fraco, além disso, os planos de fraqueza são mais pronunciáveis, logo ele é mais susceptível ao desgaste por solubilização. Dessa forma, é possível olhar para o relevo terrestre e dizer que o mesmo é constituído pelas seguintes litologias: Granitóides: rochas coesas e impermeáveis, com descontinuidades heterogêneas. Arenitos: permeáveis, estratificados e fraturados. Calcários: coesos e homogêneos, porém, permeáveis. Pelitos/Xistos/Filitos: pouco resistentes ao escoamento superficial. É importante salientar que esse tipo de estudo é baseado na definição de um tipo derelevo conhecendo-se a litologia, ou seja, que tipo de relevo se espera para uma região constituída de uma dada rocha. Porém, para o geólogo é muito mais conveniente fazer o exercício oposto, ou seja, conhecido um dado relevo tentar prever qual a litologia existente. O exercício preditivo dadas as proporções pode ser vantajoso, porém, não dispensa o trabalho pontual, e para os grandes grupos litológicos citados acima serão bem diferenciados os relevos. Quanto ao escoamento superficial é possível definir três grandes classes de rochas. Por escoamento superficial entende-se o conjunto de águas meteóricas, fluviais, e afins que escoam sobre os diversos litotipos alterando-os. Essas três grandes classes serão: Grande resistência ao escoamento: serão principalmente as rochas cristalinas, que como já apresentado possuem baixa porosidade e permeabilidade, e os arenitos, que por outro lado possuem permeabilidade e porosidade tão altas que impedem a ação do escoamento superficial. Baixa coesão (sujeitas ao escoamento superficial): são representadas principalmente pelos xistos e filitos, rochas que caracteristicamente possuem fissilidade, ou seja, são divididas em planos, o que acarreta em paisagens com grande densidade de drenagens e também maior densidade de vegetação – a água se acumula nesses locais. Imunes: são representadas pelos calcários. É conhecido que essas rochas sofrem muito com o processo de dissolução, e é exatamente por tal motivo que o escoamento superficial não atua de forma mecânica sobre esses – o transporte de material se dá em solução. 1. Quartzitos: características de ambientes com vegetação pouco desenvolvida, pouco escoamento superficial e rochas pouco solúveis; caracteristicamente são relevos cujas “arestas” são bem desenvolvidas. Percebe-se claramente a diferença em termos de rugosidade que a composição de quartzito propicia à paisagem (destacado em amarelo). 2. Arenitos: o primeiro fator a se tratar em termos de relevos cujo litotipo é o arenito é a escala em que se vê o mesmo: se a terminologia usada é a de um relevo tabular, depreende-se que a paisagem está sendo observada sobre uma pequena escala, ou seja, pequena quantidade de detalhes. Já o termo ruiniforme, o grau de detalhes é muito maior – geralmente detalhe de afloramento. Nesses ambientes os vales encaixados demonstrarão nítida disparidade com os “paredões” dos relevos tabulares. Relevo tabular, observa-se uma escala de imagem muito pequena. 3. Xistos e Filitos: são rochas que apresentam grande variação na forma em que se apresentam no relevo, isso de acordo com as condições ambientais às quais são expostos. No Brasil, clima tropical, essas rochas apresentar-se-ão em relevos muito mais modelados, com grande espessura de solo, enquanto que nos relevos frios serão formadas as bad lands. Na imagem ao lado observa-se um relevo em clima tropical. Uma pequena parte do todo apresentado acima é o que se classifica como ruiniforme. Nesse segundo plano percebe-se rochas do tipo xisto em um ambiente de clima árido, onde predomina a erosão mecânica, formando morros com grande quantidade de “estrias”. Percebe-se ainda que mais ao fundo o relevo é bem mais plano, possivelmente em função de mudanças litológicas. 4. Granitóides: as principais características desse grupo de rochas já foram salientadas aqui, no mais vale ressaltar que nesses ambientes a erosão linear é marcante, com decomposição em matacões ou finos, sem presença dos intermediários. Na imagem ao lado destaca-se a forma mais característica de denudação dos relevos graníticos, observa-se nessa caso a presença de grande quantidade de diaclases (famílias de fraturas), esses sedimentos que separam-se, conjuntamente com outros processos como a esfoliação esferoidal irão culminar na formação dos depósitos de talos. Vale ressaltar que os depósitos de talos são caracteristicamente depositados aos sopés das montanhas, porém, em alguns casos, depara-se com situações como as da imagem abaixo: Observa-se no caso uma série de blocos, muito grandes (matacões) de composição granítica, característicos dos depósitos gravitacionais, porém na presente situação não se observa a parte elevada à base da qual estaria, possivelmente, esse deposito de talos. A conclusão a que se chega é que a erosão atuou no ambiente de forma extrema sobre o morro, consumindo-o e conservando o material do depósito. À primeira vista, esse tipo de correlação possui aplicações econômicas no que tange à busca pela área fonte de recursos de depósitos recentes – “caso haja um avanço para o país em termos de exploração de fontes nucleares, pode-se buscar a monazita presente nas praias do Espirito Santo em sua área fonte, uma vez conhecidos os processos erosivos que as levaram para a praia”. Inversão de Relevo Se por um lado o que foi supracitado define bem as características dos grandes grupos litológicos e seus respectivos relevos esperados, nem sempre a natureza se mostrará de forma tão constante. Observe o exemplo abaixo: Em um instante T1 tem-se um gnaisse arqueano, já em T2, esse mesmo gnaisse é intrudido por um batólito, de mineralogia muito semelhante, porém, de idade proterozoica. Se tratando de rochas idades diferentes, a rocha mais antiga é colocada às ações do intemperismo a muito mais tempo e por esse motivo ela é muito mais alterada e consumida. Essa situação resulta no relevo esquematizado em T3, um rebaixamento da rocha gnáissica e afloramento da rocha granítica. Apesar dessa situação explicar muito bem o desenvolvimento do relevo nesses ambientes, vale ressaltar que isso só é observado para ambientes onde há a predominância de ação dos agentes químicos do intemperismo, como é característico dos climas tropicais. Já em ambientes áridos, onde predomina o intemperismo mecânico, o que ocorre é que a recristalização metamórfica, que reordena os minerais, tornando-os mais resistentes, e nesse contexto a rocha intrusiva é mais desbastada. Uma vez que esse processo aparentemente se opõe à “ordem natural” dos processos, ou seja, aqui que é esperado, tem-se uma inversão de relevo. Salienta-se que a inversão de relevo pode ocorrer em diversos contextos, e nesse caso serão estudados uma série de processos de inversões de relevo nos conteúdos que se seguem. Relevo Dobrado A compreensão do relevo dobrado é fundamental para que se reconheça as possíveis inversões desse contexto, mas vale ressaltar que as dobras serão apresentadas aqui de forma a se ter fundamentos, pois a compreensão delas se dará melhor na disciplina de geologia estrutural. Grandes variações podem ser observadas nesses contextos de acordo com a heterogeneidade, processos tectônicos atuantes em sua formação e quanto à ação da erosão. Apesar dessas diferenças pode-se salientar o alinhamento das cristas e vales como algo relativamente comum. Geralmente as dobras são representadas em seu formato cilíndrico: Porém, são até mais comuns os casos em que o eixo da dobra apresenta caimento segundo um ângulo: Em ambos os casos foi apresentado esquematicamente como aparecem essas dobras em mapas. Nos mapas as dobras com caimento aparecem triangulares, enquanto as dobras cilíndricas são representadas apenas repetindo as litologias pelo eixo de simetria (eixo de dobra). Tais feições são resultado da erosão modelando esses relevos, e uma forma de reconhecimento, para o caso das dobras com caimento, é que se o triângulo é formado na mesma direção do caimento, então tem-se um antiforme, do contrário um sinforme. As dobras podem oferecer bons indicadores sobre as condições em que se encontram, isso por meio de uma série de características. A primeira dela advém dateoria dos fractais, a qual aplicada nesse contexto se repetiria em escalas menores, onde se observam as dobras parasíticas, e essas podem ser utilizadas, por exemplo, para reconhecimento dos flancos de uma dobra maior, dando assim, indícios do processo erosivo. Muitas vezes a existência de um relevo tabular é atribuída à presença de camadas plano- paralelas, porém, na verdade essas condições não são requisitos, uma vez que a “horizontalidade” do relevo pode ser resultado exclusivo do processo erosiva, como o indicado na imagem ao lado. Na imagem ao lado é possível perceber também a esquematização das dobras parasíticas, as quais auxiliam na reconstrução do ambiente. As disposições das dobras permitem ainda outras classificações mais específicas dessas estruturas: Morfologicamente: Em termos da morfologia as dobras serão classificadas em Antiformes, quando possuem a forma de uma letra “A”, e Sinformes, quando assumem o desenho da letra “U”. Cronológicamente: Quando um conjunto de dobras possui sua camada mais antiga ao centro, ela é classificada como um Anticlinal, já quando essa camada central é a mais jovem, é dito que essa é uma Sinclinal. Vale ressaltar que uma camada pode ser classificada segundo ambas características ao mesmo tempo, assim, as nomenclaturas podem ser: Observa-se ao lado as camadas com suas respectivas idades (Tr – Triássico; J – Jurássico; K – Cretáceo), sendo conhecidas as idades é possível se descrever mais que as formas. A – Observa-se a disposição semelhante à letra “A”, e além disso, a camada mais ao centro é a mais velha. Assim ela é classificada como um Anticlinal. B – A camada mais antiga está no centro, porém, a disposição é semelhante à letra “U”. Tem-se um Sinforme Anticlinal. C – Sinforme Sinclinal (sinclinal). D – Camada mais jovem no centro, e forma de letra “A”, logo, um Antiforma Sinclinal. Outra forma de classificação é baseada na posição espacial do plano axial – plano que passa pela linha de charneira e é simétrico a ambos flancos da dobra. Dobras cujo plano axial está perpendicular ao plano horizontal são definidas como dobras verticais, aquelas que possuem a inclinação do plano moderada, são as dobras moderadas, e por fim, as de baixa inclinação são as dobras recumbentes. Porém, tal classificação ainda se limita a descrever dobras que não possuem caimento, e no caso de apresentarem, o eixo vertical do diagrama ao lado será utilizado. Por exemplo, uma dobra de mergulho 82° e caimento 35° é dita uma dobra vertical de caimento moderado. Conhecidas as principais características das estruturas que são as dobras, é possível relacionar isso com os relevos dobrados: Nos dois conjuntos de imagens apresentados observa-se um conjunto de dobras, o primeiro consiste em uma mina de carvão na Virgínia, Estados Unidos, na qual a formação das dobras concentrou o carvão na parte central, expondo e facilitando a exploração – se lá a exploração de carvão é simples, as minas com maior taxa de exploração do Brasil, como a de Criciúma (SC) demandam grandes intervenções. No outro conjunto, tem-se uma zona polideformada, ou seja, houveram mais de um evento de deformação, nesse caso observa-se que a deformação não foi conduzida pela temperatura como principal agente, uma vez que o óleo não foi volatilizado. Evolução de um Relevo Dobrado Comparando-se em termos de idades, os Montes Apalaches possuem idade semelhante à Serra do Espinhaço – resumidamente por volta de 0,5 G.a – e, por outro lado, a Cordilheira do Jura é bem mais recente, formado pela colisão entre a África e Europa, evento que ainda se encontra em desenvolvimento. Por tal motivo espera-se um relevo nos montes apalaches bem mais desgastado pela erosão, enquanto que no Jura, a tendência é que as dobras se encontrem mais bem formadas. Assim, os relevos dobrados serão divididos em Relevos Jurássicos e Apalachianos, de acordo com o que se aproximam mais nos termos característicos citados acima. Uma inversão de relevo característica dos relevos do tipo Apalachiano são dobras cujo centro se encontra mais erodido que os flancos da dobra, isso é possível quando essa parte central é de resistência menor que a rocha componente do flanco. No esquema acima temos um exemplo da inversão de relevo em dobras, inicialmente propõe- se que o conjunto de rochas mais externo – em marrom mais escuro – seja mais resistente e sendo assim enquanto a erosão atua sobre esse material tanto o conjunto se desgasta na mesma proporção. Contudo, a partir do momento que a erosão começa a atuar sobre as camadas mais internas – marrom mais claro – a taxa de erosão nessa porção é muito maior que sobre os flancos, o que ao longo do tempo acarreta em uma condição semelhante à apresentada. Isso será a inversão de relevo dobrado. Essa condição tem um resultado interessante para o desenvolvimento das drenagens: Na fotografia de satélite acima, observa-se uma série de rios, relativamente orientados, e o contexto é a da Cordilheira do Jura. Essa orientação, dentro do contexto estudado, pode ser atribuída à presença de uma dobra, e os rios estão correndo em sua zona de charneira. Conhecidas as características do relevo jurássico, é possível afirmar que esses correm sobre uma crista de sinforme, isso pois as dobras nesse ambiente são bem formadas. Já em um segundo contexto de relevo apalachiano, como é o caso dos rios presentes no Quadrilátero Ferrífero, já não possível fazer tais afirmações, uma vez que os anticlinais estão erodidos e os rios podem correr sobre essas zonas de menor energia potencial. Comumente os relevos apalachianos são atribuídos às margens leste da América do Sul e da América do Norte, isso por essas serem zonas de margens passivas. Por outro lado, as margens ativas são comumente relacionadas aos relevos Jurássicos. Contudo, tal relação é no mínimo generalista, isso porque apesar de ser o tipo de relevo mais esperado, essa relação ignora aspectos importantes como a ação erosiva – se um relevo se encontra em margem ativa, mas a atividade erosiva e o clima são muito propícios ao desgaste do material ele não será preservado. O contrário também é válido, também podem existir relevos apalachianos em zonas tectonicamente ativas. Assim, é complicado falar que os Andes são um exemplo de relevo Jurássico: por ser uma estrutura extremamente extensa, atravessando climas frios e áridos, úmidos e quentes, além da variação de litologias, é totalmente plausível que existam regiões que pontualmente destoem e não sejam bem preservadas. Um outro fator interessante a ser salientado na imagem é apresentado na imagem em detalhe a seguir: Logo abaixo da palavra “Jura” é possível observar uma drenagem que varia seu caminho, sendo que o desvio se dá quase segundo um ângulo reto. Sabido que os rios nesse relevo irão correr sobre as calhas das sinclinais, é possível depreender que o ocorrido foi que o rio atravessou a crista da dobra, formando o que se dá o nome de um feixo. O nome desse processo é captura de drenagem, e pode ocorrer pelos mais diferentes motivos, como exemplo a existência de uma fratura. Outro nome dado a esse processo é o de “pirataria”, mas é mais comumente usado em inglês. E relevos dobrados as águas meteóricas, que incidem sobre o topo – seta vermelha – tendem a escoar de forma a canalizar sobre o flanco da dobra – seta amarela. Ao longo do tempo esses fluxos canalizados tendem a gerar maior erosão ao longo dessa linha. À primeira feição resultante do processo de erosão formado por essa infiltração damos o nome de Sulco. Com mais tempo para evolução do processo de erosão observa-se o aprofundamento do sulco. Além disso, o fluxo de água tende a fazer pequenas curvas, erodindo assim as paredes do canalque por sua vez tendem a perder o sustento e colapsar – processo ao qual se dá o nome de solapamento. O solapamento tem como resultado o alargamento do canal, e quando isso ocorre a feição passa a receber o nome de Ravina. Com a evolução do processo de alargamento e aprofundamento, eventualmente a erosão pode atingir o lençol freático, fazendo que a água mine. Quando isso ocorre dá-se o nome de “yby sorok”, nome dado em língua indígena para o processo de “rompimento da terra”, o qual foi traduzido para o português para Voçoroca ou Boçoroca. O mais interessante do processo de formação das voçorocas é que essa água que mina carrega material em suspensão e íons em solução, os quais são retirados da zona de charneira – superior – da dobra. Assim, o que se observa é que a charneira perde mais massa, esse processo é chamado de erosão remontante, isso pois ela se desenvolve no sentido contrário à gravidade - um morro que apresenta uma voçoroca e tende a perder material em sua lateral, após um tempo fica perde na verdade seu topo. Na imagem acima o número 1 corresponde ao processo indicado de formação da cruz, aqui apresentada como a voçoroca. A evolução das voçorocas em ambos flancos das dobras pode se dar até que ambas se encontrem e seja formada uma cluse, que no português é chamada de feixo ou boqueirão (2). Ainda é ressaltado que em 2 é destacado o processo de captura de drenagem. Em uma última instância o widening é tão grande que a charneira e surgem, ravinas afluentes da cluse – isso devido ao trabalho acelerado pelo desnível. Como resultado é aberta a combe apresentada em 3. A evolução da combe por sua vez é o consumo total da crista da antiforme e assim o relevo passa a ser dominado pelas calhas das sinformes – claramente um exemplo de Inversão de Relevo. Retornando às capturas de drenagens, esse processo é de grande importância para a geologia, muitas vezes no que se trata da prospecção: no esquema acima, em 2, se no ponto destacado pela seta vermelha existe um recurso mineral aluvionar associado, é bem provável que no outro flanco da dobra, por onde o rio passava inicialmente o mesmo recurso exista, e nesse caso, evitando-se a ação de leis ambientais e também o custo de retirada do material. Como tratado, as capturas podem ser influenciadas pelos mais diferentes motivos, um exemplo é o presente na cidade de Niquelândia, no qual a captura se deu associada diferença de cotas entre os rios – observar na imagem que enquanto uma das drenagens encontrava-se a 600m a outra está a 800m. Nos relevos apalachianos, existe a tendência de que se perca massa nas cristas e o conjunto todo tende a ficar mais “leve”, e sendo assim, é necessário o reajuste do material sobre o manto, o que se dá por meio do soerguimento epirogenético – mesmo processo da neotectônica que explica a ocorrência de tremores em zonas de margem passiva. Assim o relevo apalachiano é caracterizado por superfícies aplainadas e drenagens superimpostas. As superfícies de aplainamento são as descritas como superfícies de erosão no trabalho de Leister King. As drenagens superimpostas por sua vez são resultado desse soerguimento: se há um soerguimento ocorre paulatinamente o abaixamento do nível de base, se a água corre em uma superfície de maior potencial então ela corta as rochas com maior energia e ao erodi-las consegue romper as dobras. Imagem retirada pelo Google Earth da região dos Apalaches, observa-se uma série de dobras, as quais são cortadas pelas drenagens – drenagens superimpostas – fazendo ângulos de aproximadamente noventa graus. Confirmar se uma drenagem superimposta é necessariamente uma drenagem que sofre captura ... um exemplo de sagacidade “O relevo do Quadrilátero Ferrífero é Apalachiano” Aparentemente uma afirmação simples e coerente, porém, com falhas. Ao se falar do Quadrilátero, além das rochas metassedimentares descritas é importante lembrar a existência das meta-ígneas do embasamento que aparecem na forma de domos, os quais não são descritos como relevo dobrado e sim um relevo dômico. Assim, o mais correto é dizer que “O relevo do Quadrilátero Ferrífero é Apalachiano em suas bordas”. Ainda é possível tratar da organização das drenagens dos relevos dobrados. Observe: Os nomes dados remetem diretamente à disposição da drenagem, por exemplo: uma drenagem que corre sobre uma calha de uma sinforme é classificado como um rio de vale sinclinal3. Da mesma forma, uma drenagem que desenvolve a favor do mergulho das camadas será chamada de vale cataclinal. E por fim, um vale que é formado em zona de charneira de um antiforme é classificado como um vale anticlinal, e assim por diante. Relevo Dômico O esquema acima (esquema d.1) descreve a formação padrão do relevo dômico: inicialmente tem-se uma sequência de camadas depositadas de forma sub-horizontal e em um momento 3 Aqui o autor aparentemente comete um pequeno deslize ao confundir conformação com o nome dado a uma estrutura da qual se conhece as idades. “T2” essas camadas são afetadas pela intrusão de um corpo ígneo, o qual atua curvando as camadas e se colocando mais ao centro. A morfologia do relevo dômico se assemelha de forma geral ao relevo dobrado, uma vez que em ambos a curvatura das camadas acarreta em um relevo cujas porções estão sobre diferentes potenciais. No momento “T1” as camadas estão todas sobre uma condição relativamente semelhante e a erosão atua de forma relativamente homogênea sobre a camada superior, por outro lado, no momento “T2”, a variação coloca as laterais do relevo mais próximas ao nível de base enquanto que o centro fica sobre maior potencial e consequentemente os processos erosivos tendem a atuar de forma mais eficaz sobre tal região. Da mesma forma que atuava mais veementemente sobre as cristas das dobras é possível dizer que o intemperismo e erosão irão atuar de forma mais eficaz sobre o “topo” do domo. Assim, gradualmente as supracrustais serão consumidas expondo o embasamento cristalino4. O consumo desse embasamento comumente se dá de forma mais rápida, uma vez que esse é em sua maioria gránítico, e sendo assim, possui uma série de minerais facilmente consumidos. Esse processo de erosão tem como resultado a inversão do relevo dômico. A diferença essencial entre os relevos dobrados e dômicos está no aspecto tridimensional: enquanto as dobras, ao serem observadas em escala de mapa, tendem a apresentar certa linearidade entre as cristas, os domos formam estruturas mais próximas de algo circular – nem sempre um círculo perfeito, porém, figuras que remetem a uma parte desse. Uma implicação interessante dessa diferença morfológica dos relevos está na disposição das drenagens: os relevos dobrados são caracterizados por duas direções preferenciais de desenvolvimento da drenagem, as quais acompanham os flancos das dobras; nos relevos dômicos por sua vez, as drenagens tendem a se desenvolver de forma radial, com fluxo em direção à zona de menor potencial. Nos relevos dômicos, a depender da preservação do relevo essas drenagens apresentam direções de fluxo diferentes, quando o relevo está preservado, as laterais encontram-se sobre menor potencial, e as drenagens tendem a se desenvolver com o fluxo irradiando para fora do domo. Porém, quando a inversão de relevo se mostra atuante, o processo oposto ocorre, ou seja, o centro é consumido e ele passa a ficar sobre a condição de menor potencial, e assim sendo as drenagens tendem a se desenvolver em direção ao centro do domo. Aplicações desse conceito são as concentrações de minério de ferro sobre os rios de Itabirito, no qual a grande quantidade de minério relatado nos últimos dias está relacionada à vinda das cabeceiras, uma vez que as cabeceiras encontram-se nas zonas das supracrustais do relevodômico. ... formalizando alguns conceitos: A atividade magmática intrusiva gera o arqueamento da paleomorfologia; Geração da Abóboda topográfica; Normalmente a base da abóboda sofre metamorfismo de contato; O arqueamento pode ser resultado da ação das mais diferentes formas de plútons. 4 É importante salientar o termo cristalina, pois numa sequência de rochas como a apresentada, cada camada funciona como embasamento da anterior. Uma aplicação interessante das zonas de relevo dômico é que quando esse processo ainda estão em desenvolvimento e o início do núcleo intrusivo é exposto, é comum a existência das chamadas áreas de águas termais, que têm grande aplicação na área da geoconservação, a qual ainda se encontra em desenvolvimento no Brasil5. Mais do saber reconhecer e interpretar um relevo, é fundamental se reconhecer aplicações desse conhecimento. Abaixo está indicada uma zona, claramente de relevo dômico, próxima à cidade de Patrocínio. Em mapeamentos de zonas com essas características é fundamental se buscar uma direção de caminhamento como a indicada pela seta: a linha circular destacada, e que apresenta repetições concêntricas, corresponde ao contato entre as litologias, tendo sido destacado esse contato por razão da erosão. Sendo assim, ao se caminhar segundo a orientação do mergulho (dip), uma maior quantidade de litologias – e por consequência, de características – são observadas que um caminhamento sobre o strike. 5 No departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto o conceito é defendido com grande ênfase pelo professor Paulo de Tarso, que em associação com uma professora da UFMG (descobrir quem) vêm tentando desenvolver áreas de geoconservação no estado de Minas Gerais. Na imagem a seguir está representada a cidade de Caldas Novas, nela percebe-se claramente o relevo dômico como um alto topográfico, tal interpretação pode ser advinda da disposição dos sulcos que “caminham para fora do domo”. Uma vez reconhecido que o domo é realmente a parte mais elevada, é possível concluir que não houve a inversão de relevo no local, e sendo assim, é possível se perguntar qual a condicionante levou à preservação do mesmo. E as opções mais óbvias são: O processo é recente e não teve tempo de ser trabalhado; As litologias são muito resistentes e não permitiram a parte central de ser atingida; O clima é desfavorável ao desenvolvimento da ação química; Porém, ao se conhecer um pouco sobre as características do local, sabe-se que o mesmo é caracteristicamente uma zona turística pela presença de águas termais, o que leva a pensar em um processo geológico ainda atuante e assim, por extensão pensar em um ambiente geologicamente recente, no qual não se teve tempo de gerar a inversão de relevo. Num contexto mais próximo é possível pensar no relevo dômico para as cidades de Itabirito, Belo Horizonte e Amarantino, os quais estão relacionados ao embasamento cristalino do cráton do São Francisco. Algumas conclusões gerais, baseadas no conhecimento sobre a região podem ser tomadas apenas pela análise de imagens aéreas: IMAGEM D. 1 – GOOGLE EARTH - ITABIRITO IMAGEM D. 2 – EMBRAPA – IPSOMÉTRICO, SEM COBERTURA Os mapas acima mostram duas imagens diferentes de um mesmo contexto, sendo que cada um fornece informações diferentes. Na imagem apresentada ao lado está focalizada a região destacada pelo número 1 na “imagem d.2”. Comparando-se os dados de ambas imagens, é possível perceber que existe bem definida uma região mais alta, sendo o topo das serras, outra de altitudes médias, as encostas, e por fim a porção onde se localiza a cidade de Itabirito, a zona mais rebaixada. Conhecendo-se a estrutura básica do quadrilátero é possível depreender que a região mais rebaixada é na verdade a porção cristalina, de maior alteração. As médias altitudes estão relacionadas aos xistos do Supergrupo Rio das Velhas e os pontos mais altos são a expressão do Supergrupo Minas (quartzito/itabirito). A imagem apresentada à esquerda consiste em uma amplificação da região que se encontra logo abaixo do número 2, indicado na “imagem 2.d”. Na região (destacado pela seta vermelha) observa-se um lineamento morfoestrutural, de grande importância para a região. Comparando com a imagem ao lado é possível ver a rodovia atravessando o local, observa-se que ela segue praticamente retilínea até que é desviada. Essa observação da engenharia civil está diretamente ligada à litologia em coloração mais clara logo à frente. Essa litologia consiste no quartzito da Formação Moeda, que por sua grande resistência, provavelmente deu-se preferência por contorna-lo. Observando com mais cuidado ainda é possível perceber a variação na continuidade dessa camada de quartzito. Essa não continuidade é resultado de uma falha que deslocou os blocos. Dentre os minerais formados durantea evolução do quadrilátero, um de grande importância e que de certa forma abundante foi o ouro. Em um processo de aumento de pressão, esse ouro disperso tende a ser concentrado, e uma vez concluído o processo de falhamento ocorre o alívio de pressão, que finalmente possibilita a concentração do ouro outrora disperso. No local apresentado existem minas exploráveis que foram fundamentais à colonização da região. Mas é possível observar domos que não passaram por inversão de relevo no quadrilátero? Em algumas porções o embasamento apresenta características que tendem mais para rochas máficas que félsicas. Nesses ambientes o processo de lixiviação das bases atua de forma a concentrar o ferro disponível nessas rochas, e formar a canga, por exemplo, que são muito resistentes. Isso acarreta que após um certo consumo da estrutura o centro tende a se conservar – não exatamente a mesma estrutura inicial, porém, mais próxima dela do as regiões onde ocorre a inversão de forma pura. Apesar de tudo que foi apresentado sobre o relevo dômico até então e das várias comparações e exemplificações sobre relevos dômicos dos complexos componentes do quadrilátero ferrífero é importante salientar que eles não são formados pelo processo de intrusão apresentado desde o início. O que ocorre aqui é na verdade um arranjo isostático: durante os estágios pós-colisionais (anarogênicos) o colapso gravitacional do embasamento cristalino gera nele uma condição de resistência plástica às deformações, e isso acarreta na formação de domos por acomodação das supracrustais.
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