FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA 2020 - Fichamento 10 e 11

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA PARAÍBA
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA NATUREZA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA 2020-01
ALUNO: Flávia Maria Alencar Sarmento MAT.: 20190170760 
FICHAMENTO 10 E 11: TRANSPORTE DOS MATERIAIS GEOLÓGICOS NOS CONTINENTES
AÇÃO GEOLÓGICA DAS ÁGUAS CORRENTES – RIOS E LAGOS
ORIGEM DOS CÓRREGOS E RIOS, TIPOS DE RIOS, AS FASES DE UM RIO
As águas resultantes das precipitações atmosféricas, dos degelos e aquelas que brotam na forma de fontes contribuem para a formação dos rios. Um rio é um curso de água natural, mais ou menos caudaloso, que deságua em outro rio, no mar ou em um lago. Os rios são considerados o mais efetivo agente modificador da paisagem, dada a sua capacidade de erosão, transporte e deposição. Servem de canais naturais de drenagem a uma bacia hidrográfica, ou seja, uma massa de água interior que corre, na maior parte da sua extensão, à superfície terrestre. Mas os rios também podem correr no subsolo em uma parte do seu curso (DECICINO, SEM DATA).
TIPOS DE RIOS
Em termos geomorfológicos, rio é uma denominação empregada somente ao fluxo canalizado e confinado. Por outro lado, dependendo do suprimento de água, os rios podem ser efêmeros (ou temporários) e perenes (ou permanentes) (SUGUIO, 2003). 
Os rios efêmeros correspondem a rios ou trechos de rios, cujas águas fluem em função direta das chuvas, somente durante parte do ano. Em geral, representam rios influentes, isto é, que perdem água para a zona de saturação, porque o seu leito situa-se acima do lençol freático de água subterrânea (SUGUIO, 2003).
 Os rios perenes são rios ou trechos de rios, cujas águas fluem durante o ano interior, como a maioria dos rios brasileiros. Comumente correspondem a rios efluentes, isto é, que recebem água proveniente da zona de saturação, porque o seu leito situa-se abaixo do lençol freático de água subterrânea (SUGUIO, 2003).
Alguns autores admitem tipos intermediários entre os rios efêmeros e perenes, designados rios intermitentes, porém, está denominação confunde-se com os rios temporários, e, portanto, seria quase um sinônimo de rios efêmeros (SUGUIO, 2003).
FASES DE UM RIO – ESTÁGIOS EROSIVOS NA EVOLUÇÃO DE UM SISTEMA FLUVIAL:
	Fase Juvenil – caracterizada  pelo  excesso  de  energia  (velocidade  da  corrente),  
apresentando grande capacidade de erosão profunda e transporte, típica das cabeceiras dos rios, predominando vales em forma de V (VASCONCELOS, SEM DATA).  
Fase Madura – quando o gradiente for tal, que a energia seja suficiente mais para o transporte, não erodindo mais o fundo, apenas erosão lateral. Característica dos cursos médios dos rios.  Apresenta amplas planícies de inundação e depósitos de acreção lateral (barras de meandro) (VASCONCELOS, SEM DATA).  
Fase Senil – caracterizada por vales bem largos e aplainados, quase nenhuma capacidade de erosão, sua capacidade maior é de deposição e algumas de transporte. Formam-se extensas planícies apresentando meandros ou mesmo canais anastomosados (VASCONCELOS, SEM DATA).  
DELTAS E ESTUÁRIOS E A RELAÇÃO COM AS OSCILAÇÕES EUSTÁTICAS DO NÍVEL DO MAR
Deltas são protuberâncias na linha de costa formadas nos locais onde os rios adentram os oceanos, mares interiores ou lagos. Os deltas são constituídos por sedimentos transportados pelos rios que os alimentam. Esta designação provém da semelhança dessas feições com a letra grega (Δ), reconhecida desde Heródoto (4 séculos antes de Cristo) (TEIXEIRA et al., 2009).
Existem muitas definições de estuários, a depender do ponto de vista e objetivo do estudo. Em termos geológicos, estuário é a terminação de um vale afogado durante eventos transgressivos, que recebe sedimentos tanto de fontes fluviais quanto marinhas. Porém, do ponto de vista oceanográfico, os estuários foram definidos por Pritchard (1967) como corpos d’água costeiros, semiconfinados, onde ocorre a mistura de água doce, proveniente do continente, com água salgada do oceano. Os estuários são feições efêmeras em escala geológica, por ser um ambiente protegido e, assim, propenso à sedimentação. Dessa forma, apresentam a tendência de serem totalmente acolmatados ao longo de sua evolução, transformando-se em planícies costeiras emersas ou, caso a sedimentação fluvial seja mantida, evoluem para planícies deltaicas. Os estuários atuais, assim, são ambientes recentes, datando de cerca de 5000 anos, época do último máximo transgressivo (CARICCHIO, SEM DATA).
FASES DO UM RIO E PROCESSOS CORRELACIONADOS
	Os processos associados aos rios, denominados processos fluviais, enquadram-se, num sentido mais amplo, no conjunto de processos aluviais, que compreendem a erosão, transporte e sedimentação em leques aluviais, rios e leques deltaicos (TEIXEIRA et al., 2009).
TIPOS DE CANAIS, CANAIS MEANDRANTES, PADRÕES DE DRENAGEM FLUVIAL, NOÇÕES BÁSICAS DE GEOMORFOLOGIA FLUVIAL
Padrão de Canal  Fluvial –  o  padrão  de  um  canal  fluvial  é  definido  por  sua  
configuração em planta e corresponde ao grau de ajustamento do canal a seu gradiente e a sua seção transversal.
PRINCIPAIS TIPOS DE PADRÃO DE CANAL FLUVIAL
Retilíneo: característico de rios com baixo volume de carga de fundo, alto volume de carga suspensa e declive acentuadamente baixo. São raros, pois em geral eles apresentam uma sinuosidade desprezível devida ao desenvolvimento de barras laterais (depósitos) (VASCONCELOS, SEM DATA).
Meandrante – ocorre quando a sinuosidade for maior que 1,5 e é característico de rios que transportam cargas de fundo e em suspensão em quantidades aproximadamente iguais (VASCONCELOS, SEM DATA).
Anastomosado – é típico de rios com carga sólida, principalmente carga de fundo, muito grande em relação a sua carga líquida, é bem desenvolvido em planícies de leques aluviais e leques deltaicos, caracterizado por sucessivas divisões e reuniões dos canais em torno de bancos arenosos, que dividem o canal fluvial em múltiplos canais (VASCONCELOS, SEM DATA).
Canais Meândricos: são encontrados com frequência nas áreas úmidas cobertas por vegetação ciliar. Descrevem curvas sinuosas semelhantes entre si, possuem um único canal que transborda suas águas na época das cheias e são distintos dos outros padrões pelo valor do índice de sinuosidade igual ou inferior a 1,5. Essas formas meandrantes representam um estado de estabilidade do canal. No entanto, este estado de equilíbrio, representado na formação dos meandros, poderá ser alterado pela ocorrência de um distúrbio na região, como a atuação do homem (plantio em áreas próximas aos meandros) (MARTINS, SEM DATA).
A Geomorfologia Fluvial interessa-se pelo estudo dos processos e das formas relacionadas ao escoamento dos rios. Os rios constituem os agentes mais importantes no transporte dos materiais intemperizados das áreas elevadas para as mais baixas e dos continentes para o mar engloba o estudo dos rios e das bacias hidrográficas (MARTINS, SEM DATA).
TIPOS DE TRANSPORTE FLUVIAL, SEDIMENTOS FLUVIAIS E FLUVIO-MARINHOS E SUAS ESTRUTURAS, SEDIMENTOS DE DELTAS, PLANÍCIES ALUVIAIS, LEQUES ALUVIAIS.
TIPOS DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS POR AÇÃO FLUVIAL
Transporte de materiais - Como se vê em seguida, o transporte de materiais é feito de três formas, a saber: por solução, por suspensão e por saltos. Transporte por solução. A quantidade de sais, em solução, nos rios, depende de vários fatores, tais como chuva, constituição das rochas da área, dos tipos de solo e do volume de água (PORTO, 2015).
Geralmente, expressam, em seus constituintes, os elementos componentes das rochas. Anualmente, os rios levam, aos mares, quase 4 bilhões de toneladas de sais dissolvidos. Grande parte destes se precipita, formando as rochas de origem química, e parte é aproveitada pelos seres vivos que também acabam por constituir rochas quando morrem. O Rio Amazonas, em sua foz, lança, anualmente, 232 milhões de toneladas de material em solução (dados recalculados por Leinz, 1975) (PORTO, 2015). 
Transporte por suspensão. Os rios transportam substâncias sólidas em suspensão e compostos como os hidróxidos de ferro, hidróxido de alumínio,argilas, sílica e coloides orgânicos por suspensão coloidal. As partículas sólidas são transportadas conforme a velocidade do rio, que aumenta de acordo com a pluviosidade, o gradiente e a largura. Quando as águas do rio não têm mais competência para transportar o material sólido, este se deposita em parte. Inicialmente, os mais grosseiros, passando pelos intermediários, e, finalmente, os mais finos. As argilas e o material coloidal depositam-se após chegarem ao mar, geralmente distante da costa (PORTO, 2015).
Transporte por saltos. Os seixos e blocos que constituem a menor percentagem da carga total rolam ou saltam com maior ou menor velocidade, dependendo da velocidade das águas, da declividade ou da irregularidade do terreno. Quando esse material se deposita, forma os leitos de cascalhos, geralmente alongados no sentido da corrente. Os seixos arredondados e achatados ficam dispostos com a parte plana, indicando a direção de montante, e inclinados segundo a direção da corrente, imbricados como telhas em um telhado” (PORTO, 2015).
SEDIMENTO FLUVIAL
Entre as várias formas originadas pela sedimentação fluvial destacam-se: as planícies de inundação e os deltas, assim como as playas (depressão, um lago, ou mesmo um pântano que aparece algumas vezes na bajadas = pedimentos) e bajadas (acumulação de sedimentos), as restingas fluviais (cordões arenosos) entre outras (ACHASEN, 2013).
As planícies de inundação, conhecidas como várzeas, constituem a forma mais comum de sedimentação fluvial. A designação é apropriada porque nas enchentes toda essa área é inundada, tornando-se o leito do rio (ACHASEN, 2013).
A planície de inundação é formada por aluviões e por materiais variados depositados no canal fluvial ou fora dele. A planície é a faixa do vale fluvial composta de sedimentos aluviais, bordejando o curso d’água e periodicamente inundada pelas águas de transbordamento provenientes do rio (ACHASEN, 2013).
Diques marginais, são saliências alongadas compostas por sedimentos, bordejando os canais fluviais. A largura e a altura oscilam em grandezas. A deposição no dique ocorre quando o fluxo ultrapassa as margens do canal. A corrente fluvial, quando ultrapassa, é freada e abandona parte de sua carga permitindo a edificação do dique marginal. Os detritos mais grosseiros são depositados na proximidade do canal e os mais finos são carregados para locais mais distantes (ACHASEN, 2013).
As bacias de inundação são as partes mais baixas da planície. São áreas pobremente drenadas, planas, sem movimentação topográfica, localizadas nas adjacências das faixas aluviais (ACHASEN, 2013).
Atual como áreas de decantação, nas quais os sedimentos finos em suspensão se depositam, depois dos mais grossos se depositarem nos diques. Quando um rio escoa para um lago ou para o mar, depositando uma carga detrítica maior que a carreada pela erosão, ocorre a formação de deltas (leque aluvial). A maneira pela qual os sedimentos se distribuem depende do caráter e quantidade da carga, das sondas e das correntes marinhas ou lacustres (ACHASEN, 2013).
SEDIMENTOS DE DELTAS
A morfologia deposicional de uma planície deltaica geralmente é caracterizada pelo desenvolvimento de diques naturais nas bordas dos canais. O principal fenômeno na evolução deltaica é o deslocamento dos cursos fluviais em distributários sucessivos. Como um delta progride cada vez mais em direção ao mar. A declividade e a capacidade de carregar sedimentos vão diminuindo gradualmente, e caminhos mais curtos para o mar podem ser encontrados em áreas adjacentes (ACHASEN, 2013).
PLANÍCIES ALUVIAIS
	Esse compartimento caracteriza-se por ser uma área plana a levemente plana, estendendo por faixas alongadas, depositadas pelos rios, sedimentos arenosos, argilosos e conglomeráticos, recentes inconsolidados, em geral associados aos depósitos do Quaternário, principalmente no Holoceno, de origem fluvial, sujeita a inundações periódicas. As Planícies Aluviais distribuem-se através de trechos contínuos, por vezes assimétricos, sobre vários ambientes geológicos, porém, sendo mais bem representado nas porções dos rios instaladas nas superfícies aplainadas sobre as rochas sedimentares da bacia Mesozóica do Tacutu (REPOSITÓRIO UFRR, SEM DATA).
ORIGEM DOS LAGOS E OS PRINCIPAIS TIPOS
Cerca da metade dos lagos conhecidos é de origem glacial e outro terço formado por processos tectônicos, particularmente em rifts. Ocorrem ainda sob a forma de lagunas costeiras, em crateras de vulcões e estruturas de impacto de corpos celestes (astroblemas), em ambientes fluviais (por barramentos e em planícies de inundação) e em zonas deltaicas. Podem ainda ocupar depressões resultantes de escorregamentos, deflação ou rebaixamento geoquímico. Eles estão distribuídos em diferentes partes do planeta, compreendendo as regiões polares, temperadas, desérticas e tropicais úmidas (TEIXEIRA et al., 2009).
PRINCIAIS TIPOS DE LAGOS
Lagos tectônicos: Esses lagos são formados a partir de movimentos tectônicos atuantes no interior da crosta terrestre, capazes de causar descontinuidades verticais, representadas por falhas e fraturas. Nesses lagos, frequentemente, a margem é quase retilínea e a estrutura bastantes simples, sendo que podem exibir grandes extensões e elevadas profundidades (Suguio,2003).
Lagos de origem vulcânicas: A maioria desses lagos são formados principalmente a partir do cone de dejeção do vulcão, originando, dessa forma, três tipos distintos de lagos: 1) lagos de caldeira, 2) lagos de cratera e 3) lagos do tipo Mar. Os lagos de caldeiras são formados quando a erupção vulcânica é muito intensa, provocando a destruição do cone central do aparelho vulcânico (corpo do vulcão). Os lagos de cratera são originados no interior de cones de vulcões extintos apresentando pequena extensão, grande profundidade e, em geral, formas circulares. Os lagos do tipo Mar são gerados a partir de explosões gasosas subterrâneas, seguidas de afundamento da região atingida sem a existência de derrames de lavas. A morfologia desse tipo é circular e apresenta grande profundidade em relação à sua área (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos fluviais: Podem ser de três tipos: 1) lagos de barragem, 2) lagos de inundação e 3) lagos de ferraduras ou de meandros. Os lagos de barragem são formados quando, em uma bacia hidrográfica, o rio principal transporta grande quantidade de sedimento que é depositado ao longo do seu leito. Os lagos de inundação são formados em ambientes de baixa declividade, com pouca oscilação vertical do relevo. Os lagos de ferradura ou de meandros são formados por rios localizados em regiões de planícies e que já atingiram o ponto limite abaixo do qual a erosão das águas correntes não é mais efetiva (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos eólicos: A deposição de sedimento (areia) em alguns trechos do rio, pela ação do vento, pode originar lagos. Esse fenômeno ocorre com frequência no Nordeste brasileiro (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos cársticos ou de afundamento: Relevo cárstico ou sistema cárstico é um tipo de relevo caracterizado pela dissolução química das rochas cuja composição é predominantemente de minerais carbonatados (de fácil dissolução), levando ao aparecimento de uma série de feições, tais como cavernas, dolinas, dentre outras (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos deltaicos: Esse lago é formado ao longo da margem ou no interior dos deltas como, por exemplo, pela construção de barras arenosas através de embaiamentos ou pelo aprisionamento (barragem) de parte do mar pelas sedimentações deltaica (Suguio, 2003).
Lagos reliquiares: Esses lagos são formados em áreas submetidas a transgressões marinhas, seguidas por regressões marinhas, em zonas costeiras (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos pluviais: Os lagos pluviais estão inseridos na bacia interior de regiões secas e foram originados durante os períodos glaciais, quando a pluviosidade era muito maior que a atual, para uma mesma região (JANETE; BETE, SEM DATA).
Lagos antropogênicos: represas, reservatórios e açudes: Os lagos artificiais brasileiros (Figura 19.14), formadospelo represamento de rios, recebem diferentes denominações, tais como represas, reservatórios e açudes, representando nesse caso nada mais que sinônimos, uma vez que esses ambientes têm a mesma origem e finalidade (JANETE; BETE, SEM DATA).
SEDIMENTOS LACUSTRES E O DESTINO GEOLÓGICO DOS LAGOS
Tendo em vista as baixas taxas de sedimentação e a composição dos sedimentos lacustres, pequenas espessuras de sedimentos podem guardar longos registros de mudanças climáticas do passado. Nos últimos quinze anos, concentram-se esforços no estudo de lagos na busca de informações sobre a evolução paleoclimática do planeta (TEIXEIRA et al., 2009).
AÇÃO GEOLÓGICAS DO VENTO E PROCESSOS GEOLÓGICOS EM ZONAS DE CLIMA ÁRIDO
ONDE HÁ TRANSPORTE EÓLICO, TIPOS DE DUNAS, LÖSS, MÉTODOS DE FIXAÇÃO DE DUNAS
	O vento, naturalmente, tem sua capacidade de transporte ligada à velocidade e constância com que atua. Não consegue, geralmente, transportar rochas inteiras, matacões ou seixos; transporta mais facilmente sedimentos finos e secos. Essa particularidade seleciona o tipo de sedimento que será percentualmente dominante nos depósitos eólicos, e o clima preferencial (BRITO, 2019).
TIPOS DE DUNAS
Dentre as diversas formas de deposição de sedimentos eólicos atuais destacam-se as dunas. Associam-se a elas feições sedimentares tais como estratificação cruzada e marcas onduladas que, no entanto, não são exclusivas de construções sedimentares eólicas (TEIXEIRA et al., 2009). 
A classificação baseada na estrutura interna das dunas leva em consideração a sua dinâmica de formação, sendo reconhecidos dois tipos: as dunas estacionárias e as migratórias. 
Dunas estacionárias – Na construção da duna. Os grãos de areia (geralmente quartzo) vão se agrupando de acordo com o sentido preferencial do vento, formando acumulações, geralmente assimétricas, que podem atingir várias centenas de metros de altura e muitos quilômetros de comprimento (TEIXEIRA et al., 2009).
Dunas migratórias – À semelhança de dunas estacionárias, o transporte dos grãos nas dunas migratórias segue inicialmente o ângulo do barlavento, depositando-se, em seguida, no sotavento, onde há forte turbulência. Desta forma os grãos na base do barlavento migram pelo perfil da duna até o sotavento (TEIXEIRA et al., 2009).
Três parâmetros determinam a morfologia de uma duna: a) a velocidade e variação do rumo do vento predominante; b) as características da superfície percorrida pelas areais transportadas pelo vento e, c) a quantidade de areia disponível para a formação das dunas. As formas de dunas mais comuns são dunas transversais, barcanas, parabólicas, estrela e longitudinais (TEIXEIRA et al., 2009). 
Dunas transversais – A formação deste tipo de duna é condicionada por ventos frequentes e de direção constante, bem como pelo suprimento contínuo e abundante de areia para sua construção. As regiões litorâneas constituem ambiente propício para a formação das dunas transversais, com ventos adequados aliando velocidade constante e abundância de grãos de areia (TEIXEIRA et al., 2009). 
Dunas barcaras – Desenvolvem-se em ambientes de ventos moderados e fornecimento de areia limitado. Como resultado, este tipo de duna assume forma de meia-lua ou lua crescente com extremidades voltadas no mesmo sentido do vento (TEIXEIRA et al., 2009). 
Dunas parabólicas – Embora semelhantes às dunas barcanas, as dunas parabólicas diferem dessas pela curvatura das extremidades, que é mais fechada, assemelhando-se à letra U, com suas extremidades voltadas no sentido contrário do vento. Formam-se em regiões de ventos fortes e constantes com suprimento de areia superior ao das áreas de barcanas (TEIXEIRA et al., 2009). 
Duas estrela – Estas são típicas dos desertos da Arábia Saudita e de parte dos desertos do Norte da África. Não são conhecidas na América do Sul. Sua formação está diretamente relacionada à existência de areia abundante e a ventos de intensidade e velocidade constantes, mas com frequentes variações na sua direção (pelo menos três direções). O resultado é uma duna cujas cristas lembram os raios de uma estrela (TEIXEIRA et al., 2009). 
Dunas longitudinais – Também são conhecidas como dunas do tipo seif. Formam-se em regiões com abundante fornecimento de areia e ventos fortes e de sentido constante no ambiente desértico ou em campos de dunas litorâneas (TEIXEIRA et al., 2009).
Loess: Um dos mais importantes exemplos da sedimentação eólica no registro geológico consiste em sedimentos muito finos (silte e argila), homogêneos e friáveis, comumente amarelados, denominados loess, do alemão. É constituído de diversos minerais (quartzo, feldspato, anfibólio, mica, argila e alguns carbonatos) e fragmentos de rocha pouco alterados (TEIXEIRA et al., 2009).
Parte importante desses sedimentos é originada pela ação erosiva glacial que produz sedimentos muito finos posteriormente transportados pelo vento e depositados sobre vastas regiões (TEIXEIRA et al., 2009).
DEFLAÇÃO E CORRASÃO, VENTEFACTOS, A MATURIDADE E OS TIPOS DE DESERTO (ERG, REG, HAMADA).
	A deflação é o processo de rebaixamento do terreno, removendo e transportando partículas incoerentes encontradas na superfície. Ela produz a formação de grandes depressões, muito frequentes nos desertos (bacias de deflação). Também pode produzir os chamados pavimentos desérticos, caracterizados por extensas superfícies exibindo cascalho ou o substrato rochoso, exposto pela remoção dos sedimentos finos. É o tipo de erosão eólica mais importante devido ao vulto de seus efeitos (VASCONCELOS, SEM DATA).
Por causa dos constantes impactos de diferentes partículas em movimento (areia fina, média ou mesmo grossa) entre si e com materiais estacionados, geralmente maiores (seixos, blocos, etc), ocorre intenso processo de desgaste e polimento de todos esses materiais, denominando abrasão eólica. Por isso, as superfícies dos grãos tendem a adquirir brilho fosco, uma feição erosiva específica do vento, bem distinto do aspecto brilhante que resulta do polimento de materiais em ambiente aquático. Os efeitos da abrasão ou corrosão eólica são maiores em rochas sedimentares, principalmente as arenosas e argilosas (VASCONCELOS, SEM DATA).
Os ventifactos são seixos que apresentam duas ou mais faces planas desenvolvidas pela ação da abrasão eólica. O vento carregado de partículas erode uma face do seixo, formando uma superfície plana e polida voltada para o vento. A turbulência gerada do lado oposto da face polida remove parte da areia, tornando o seixo instável. Com isso, o seixo se inclina, expondo nova face à abrasão eólica (TEIXEIRA et al., 2009).
TIPOS DE DESERTOS 
Desertos arenosos (erg) – Nessas regiões ocorrem as formas de acumulação mais conhecidas – as dunas e os campos ou mares de areia. Apenas a quinta parte da área dos desertos é coberta por areia, sendo o restante composto por elevações rochosas e fragmentos de rochas. Uedes é o nome que se dá aos cursos de água temporários dessas regiões (VASCONCELOS, SEM DATA).
Desertos pedegrosos (reg) – São regiões cobertas por fragmentos de rochas, geralmente heterogêneos. As partículas arenosas menores foram levadas pelo vento, restando os seixos maiores, os quais sofrem os efeitos da abrasão eólica. Predominam assim seixos e matacões trabalhados pelos ventos, denominados ventifactos. A cobertura regional por esse material grosseiro denomina-se pavimento desértico (VASCONCELOS, SEM DATA).
Desertos rochosos (hamada) – A superfície rochosa encontra-se exposta, sendo continuamente afetada pela erosão eólica. As rochas mostram feições típicas de abrasão eólica (solapamentos, pedimentos, etc). Tal aspecto é denominado “hamada”, nome árabe dado para este tipo de deserto rochoso (VASCONCELOS, SEM DATA).
SEDIMENTOS DESÉRTICOS E ESTRUTURAS SEDIMENTARES RELACIONADAS: AREIA E CASCALHO, FANGLOMERADOS E INUNDAÇÕES RELÂMPAGO, EVAPORITOS E SALARES
DESERTIFICAÇÃO E MEDIDAS MITIGADORAS, EXEMPLOS NO BRASIL
Sabe-se que a formação dos desertos atuais envolveu múltiplos fatores geológicos e climáticos atuando durante longos períodos de tempo.Neste processo, continentes migraram para regiões de clima seco, comuns em zonas de baixa latitude e de alta pressão atmosférica. Este deslocamento continental expôs rochas e outros materiais superficiais a condições especiais de clima, dominadas pelos processos eólicos. Durante sua evolução, uma área desértica expande-se ou retrai-se quase exclusivamente em função de flutuações climáticas cíclicas. De modo geral, as áreas desérticas naturais (sem influência direta da atividade humana) fazem divisa com regiões de maior umidade e, consequentemente, de maior desenvolvimento da vegetação que inibe a expansão do deserto. Atualmente, quase sempre às margens das áreas desérticas desenvolve-se atividade humana, a qual pode acelerar a expansão da área desértica, ou seja, a desertificação (TEIXEIRA et al., 2009). 
No Brasil, o desmatamento desordenado, a queima constante da madeira e mesmo as inadequadas práticas agropecuárias nas zonas de fronteiras agrícolas, como na Amazonia meridional, expõem o solo e seus constituintes, como a matéria orgânica, à rápida degradação física e química, reduzindo as condições de plantio e criando situações de estresse no ecossistema existente. Este fenômeno também tem recebido o nome de desertificação porque desequilibra o delicado balanço entre nutrientes, umidade e solos existentes nessas regiões, provocando modificações ecológicas irreparáveis que culminam em mudanças climáticas em mudanças climáticas, passando de semi-úmido para árido com incrível velocidade (TEIXEIRA et al., 2009).
AÇÃO GEOLÓGICA DO GELO, GLACIAÇÕES
 ORIGEM E TIPOS DE GELEIRAS
Geleiras são massas continentais de gelo de limites definidos, que se movimentam pela ação da gravidade. Originam-se pela acumulação de neve e sua compactação por pressão transformando-a em gelo. 
Há várias maneiras de classificar geleiras. É usual, por exemplo, dividi-las em geleiras de vale, alpinas, de montanha ou altitude, e geleiras continentais ou de latitude. As primeiras ocupam depressões formadas nas altas cadeiras de montanhas, como os Alpes, Andes etc, e as segundas desenvolvem-se sobre áreas continentais ou ilhas junto aos pólos, podendo atingir o nível do mar.
FEIÇÕES BÁSICAS DE UMA GELEIRA
CARACTERÍSTICAS DE SEDIMENTEIS GLACIAIS, TIPOS DE MORENAS, SEDIMENTOS GLACIAIS LACUSTRES, VARVITOS, LÖSS, TILL, TILLITOS
	A sedimentação em ambientes glaciais pode ocorrer diretamente a partir da geleira ou à sua frente, onde os agentes de transporte e deposição são correntes de água de degelo e fluxos de gravidade (ASSINE; BESELY, 2008). 
Sedimentos supraglaciais e englaciais são muito instáveis, pois com o derretimento e recuo da geleira são sujeitos ao retrabalhamento por água e redeposição por outros processos (ASSINE; BESELY, 2008).
Dentre os ambientes glaciogênicos, o mais importante em termos de deposição de sedimento é o subglacial. A deposição ocorre tanto no avanço quanto no recuo do gelo, produzindo depósitos de ampla distribuição em área. Sedimentos subglaciais tendem a ficar alojados em irregularidades do substrato, ficando protegidos da remobilização por outros processos, quando são recobertos por outros depósitos (ASSINE; BESELY, 2008).
Depósitos formados por ação direta de geleiras configuram feições conhecidas genericamente como morenas (moraines). As morenas ocupam diferentes posições em relação à geleira e podem ser classificadas em terminais, laterais e medianas. As morenas terminais formam-se pelo acúmulo de detritos nas margens estagnadas de geleiras à medida que há o degelo. No recuo da geleira, formam-se cristas que registram o limite máximo atingido pelas últimas fases de avanço glacial. Quando associadas com margens glaciais ativas, freqüentemente apresentam feições internas de deformação impostas pela ação cisalhante do gelo, sendo denominadas morenas de empurrão (push moraines) (VESELY, 2006).
Morenas são constituídas essencialmente por sedimentos grossos denominados de till, que na maioria das vezes apresentam baixa seleção granulométrica, aspecto maciço e abundância de clastos facetados e/ou estriados. A produção das partículas que compõem o till envolve a combinação de dois procesos, abrasão e fragmentação, o que tende a gerar bimodalidade textural (Croot & Sims, 1996). Por isso, o aspecto mais comum do till é a presença de clastos de diferentes formas e tamanhos (de grânulos a matacões) dispersos numa matriz fina. Por diagênese, o sedimento till se transforma em uma rocha denominada tilito. O termo tilito possui conotação genética e refere-se aos depósitos essencialmente glaciogênicos. Em termos petrográficos, tilitos são, na maioria das vezes, diamictitos, ou seja, rochas sedimentares terrígenas sem seleção granulométrica constituídas por partículas de diferentes tamanhos, dispersas numa matriz de lama (Flint et al., 1960a, Flint et al., 1960b). Entretanto, tilitos podem ser também representados por outros tipos de rocha, como conglomerados e arenitos. De outra parte, um diamictito pode se formar por processos sem relação alguma com geleiras ou com gelo (VESELY, 2006).
VARVITOS
Varvitos são depósitos clásticos finos de aspecto rítmico (ritmitos), compostos por estratos sílticos e argilosos alternados. Os pares possuem espessuras de poucos milímetros a poucos centímetros. Os níveis mais grossos exibem contatos basais bruscos e apresentam-se no geral gradados, transacionando para os níveis mais finos (FLINT, 1957).
	O tipo mais conhecido de depósito eólico glacial é, sem dúvida, o loess, constituído de silte calcário bem selecionado, depositado em ambientes periglaciais de baixa umidade (TEIXEIRA et al., 2009).
PROCESSOS GEOLÓGICOS EM ZONAS PERIGLACIAIS, PERMAFROST, SULIFLUXÃO, E PROBLEMAS AMBIENTAIS E DE ENGENHARIA CIVIL CORRELACIONADOS.
	Ambientes periglaciais ocupam cerca de 20% da área continental do planeta. O termo “periglacial” foi utilizado pela primeira vez pelo geólogo Walery Von Lozinski, em 1909, para tratar das condições climáticas e geomorfológicas das zonas periféricas a geleiras pleistocênicas. Ambientes periglaciais, se caracterizam pelo predomínio de ciclos de congelamento e descongelamento, podendo existir permafrost e/ou terrenos permanentemente gelados. Esta dinâmica promove modificações na paisagem. O permafrost é uma condição do solo, rocha ou sedimento, que permanece congelado por pelo menos 2 anos consecutivos. O permafrost é muito sensível às alterações climáticas, qualquer alteração pode promover o seu descongelamento e, consequentemente, acarreta na liberação vários gases aprisionados nas camadas mais profundas, entre eles gases de efeito estufa (metano e dióxido de carbono). Em áreas com descongelamento do permafrost tem-se grande perca de volume, desta forma tem-se um processo de afundamento das superfícies (termocarste) (LOPES et al., 2020).
	Tomando como base os estudos de Bremer (2008), a solifluxão consiste de um processo de transporte de material, que é dificilmente quantificável na superfície e, por seu tamanho reduzido, esses processos são cartografados apenas quando geram agrupamentos de tamanhos suficientemente grandes (ROQUE, 2016).
O fenômeno do aquecimento global preocupa os especialistas que estudam e monitoram o solo permafrost, pois, à medida que o clima da Terra se aquece, ele está descongelando, deixando para trás a água e o solo. Seu degelo pode ter impactos graves. Por exemplo, há cidades construídas sobre ele. Com o descongelamento, casas, estradas e outras estruturas podem ser destruídas (SOCIENTIFICA, SEM DATA). 
Especialmente nas montanhas, o permafrost é responsável pela estabilizar as encostas. Quando ocorre o descongelamento, o terreno fica mais predisposto à erosão, podendo provocar deslizamentos e avalanches. Além disso, também pode aumentar a probabilidade de inundações e rompimento de lagos de origem glacial (SOCIENTIFICA, SEM DATA).
Fora isso, quando o permafrost está congelado, o material vegetal do solo, chamado carbono orgânico, não pode se decompor ou apodrecer. À medida que o gelo derrete, os micróbios começam adecompor esse material. Esse processo libera gases de efeito estufa como dióxido de carbono e metano na atmosfera (SOCIENTIFICA, SEM DATA).
O mesmo ocorre com bactérias e vírus antigos que estão no gelo, no solo ou no corpo de animais. Quando o permafrost derrete, esses micro-organismos recém-descongelados ainda podem provocar doenças em pessoas e animais. Os cientistas já descobriram, por exemplo, micróbios com mais de 400.000 anos de idade no permafrost descongelado, estes micro-organismos voltaram a vida no laboratório (SOCIENTIFICA, SEM DATA).
	
REFERÊNCIAS
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