04-Geomorfologia

GEOMORFOLOGIA

1ª Edição - 2007

GEOMORFOLOGIA

1ª Edição - 2007

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

William Oliveira Vice-Presidente

Samuel Soares

Superintendente Superintende nte Administrativo e Financeiro

Germano Tabacof 

Superintendente Superintende nte de Ensino, Pesquisa e Extensão

Pedro Daltro Gusmão da Silva

Superintendente Superintendent e de Desenvolviment Desenvolvimento o e Planejamento Acadêmico

FTC - EaD Faculdade de Tecnologia e Ciências - Ensino a Distância Reinaldo de Oliveira Borba Diretor Geral

Marcelo Nery 

Diretor Acadêmico

Roberto Frederico Merhy 

Diretor de Desenvolvimento e Inovações

Mário Fraga

Diretor Comercial

 Jean Carlo Nerone Diretor de Tecnologia

 André Portnoi

Diretor Administrativo e Financeiro

Ronaldo Costa

Gerente Acadêmico

 Jane Freire

Gerente de Ensino

Luis Carlos Nogueira Abbehusen Gerente de Suporte Tecnológico

Romulo Augusto Merhy 

Coord. de Softwares e Sistemas

Osmane Chaves

Coord. de Telecomunicações e Hardware

 João Jacomel

Coord. de Produção de Material Didático

MATERIAL DIDÁTICO Produção Acadêmica Produção Técnica  Jane Freire

Gerente de Ensino

 Ana Paula Amorim

Supervisão

 João Jacomel Coordenação

Carlos Magno Brito Almeida Santos Revisão de Texto

Gisele das Chagas

 Angélica de Fátima Silva Jorge

Cristina Maria Burgos de Carvalho

 Angélica de Fátima Silva Jorge

Coordenação de Curso  Autor(a)

Editoração Ilustrações

Equipe  Angélica de Fatima Silva Jorge, Alexandre Ribeiro, Cefas Gomes, Cláuder Frederico, Diego Aragão, Fábio Gonçalves, Francisco França Júnior, Israel Dantas, Lucas do Vale, Marcio Serafim, Mariucha Silveira Ponte, Tatiana Coutinho e Ruberval Fonseca Imagens Corbis/Image100/Imagemsource copyright © FTC EaD Todos os direitos reservados e protegidos pela Lei 9.610 de 19/02/98. É proibida a reprodução total ou parcial, por quaisquer quaisquer meios, sem autorização prévia, por escrito, escrito, da FTC EaD - Faculdade de Tecnologia e Ciências - Educação a Distância. w w w.ead.ftc .br 

SUMÁRIO

PROCESSOS FORMADORES DO RELEVO TERRESTRE __________ 7 PROCESSOS ENDÓGENOS DE ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO ___________ 7  A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO–TEMPORAL _____________________________ FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICA DE PLACAS

_______________________12

FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOS PROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURAS SEDIMENTARES  ATIVIDADE COMPLEMENTAR

7

__________19

_____________________________32

_________________________________________________37

PROCESSOS EXÓGENOS DE ESCULTURAÇÃO DO RELEVO ____________38 PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL MODELADO DAS VERTENTES PROCESSOS INTEMPÉRICOS PROCESSOS EROSIVOS

__________________________________38

_________________________________________________39

__________________________________________________42

______________________________________________________48

 ATIVIDADE COMPLEMENTAR

_________________________________________________57

ESTUDOS E APLICAÇÕES DA GEOMORFOLOGIA_______________58  ATUAÇÃO DOS AGENTES DA DINÂMICA EXTERNA ___________________58 GEOMORFOLOGIA FLUVIAL __________________________________________________58 GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA _________________________________________________66 GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA

______________________________________71

GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA ________________________________________________79  ATIVIDADE COMPLEMENTAR

_________________________________________________88

SUMÁRIO

GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE _______________________________90 COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA BRASILEIRA

___________________________90

RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE

___________________________93

MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO AMBIENTAL

_______________________________94

ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAIS DO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO MÉDIO _________________________________________________________________95  ATIVIDADE COMPLEMENTAR

_________________________________________________95

GLOSSÁRIO _____________________________________________________________97 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________________98

 Apresentação Apresentação da Disciplina

Caro aluno,  A superfície terrestre é modelada por uma série de processos físicos, químicos, biológicos e antrópicos, que interferem no relevo de forma determinada. A Geomorfologia estuda as formas de relevo, a sua evolução e os processos endógenos e exógenos responsáveis, respectivamente, pela sua estruturação e esculturação. O estudo das formas de relevo é extremamente importante porque é sobre elas que as populações se estabelecem. Este material foi criado de forma a fazer uma abordagem direta, objetiva e didática dos tópicos mais relevantes da Geomorfologia. A nossa disciplina está estruturada em dois blocos temáticos, contendo dois temas cada um, que, por sua vez, possuem quatro conteúdos. O primeiro bloco trata dos processos formadores do relevo terrestre; enquanto que o segundo bloco, dos estudos e das aplicações da Geomorfologia. Muitas vezes, pelas especificidades de cada conteúdo, os assuntos dos dois blocos estão intimamente relacionados e são abordados em conjunto.  Ao final de cada tema, atividades complementares têm por objetivo fixar os conceitos que foram construídos durante os conteúdos. À medida que o curso for se desenvolvendo, será proposta uma atividade orientada, de complexidade um pouco maior do que as atividades complementares, que possibilitará um aprofundamento das questões pertinentes ao nosso curso. Espero que ao final desta disciplina, vocês, futuros professores de Geografia, possam encantar seus alunos, conduzindo–os numa fantástica viagem pelas magníficas paisagens da superfície da Terra.

Bons estudos! Cristina Maria Burgos de Carvalho

PROCESSOS FORMADORES DO RELEVO TERRESTRE PROCESSOS ENDÓGENOS DE ESTRUTURAÇÃO DO RELEVO  A GEOMORFOLOGIA E A ESCALA ESPAÇO– TEMPORAL

O relevo é o conjunto de desnivelamentos da superfície da Terra. Estes desnivelamentos geram micro, meso e macrorelevos e se apresentam emersos e submersos. A superfície terrestre é modelada por uma série de processos físicos, químicos, biológicos e antrópicos, que afeiçoam o relevo de forma determinada.

 Você Sabia? Geomorfologia

É a ciência que estuda as formas atuais do relevo terrestre e as drenagens associadas a padrões morfológicos, buscando a interpretação e origem destas formas e os mecanismos responsáveis pelo seu modelado.

Os principais objetivos da Geomorfologia são: entender a forma da Terra e elucidar os processos que operam na modelagem de sua superfície; fornecer uma descrição explicativa e um inventário detalhado das formas; analisar os processos que operam na superfície terrestre.  As principais aplicações da Geomorfologia são: nas áreas rurais e urbanas; nos projetos de rodovias e ferrovias; na manutenção e conservação de estradas.  As formas de relevo (montanhas, vales, planícies, etc.) são resultantes de fatores estruturais e climáticos atuais e pretéritos sobre as litologias e originam-se a partir de dois tipos de forças, que atuam, simultaneamente, que são as forças endógenas e as exógenas.

Forças endógenas  ―  são as responsáveis pela estruturação das formas de relevo. Elas resultam da dinâmica interna da Terra, que envolvem a estrutura da Terra, a dinâmica da litosfera e os fenômenos magmáticos, metamórficos, tectônicos, orogenéticos e epirogenéticos. Forças exógenas ― são as que modelam o relevo e resultam da dinâmica da atmosfera e da atividade biológica na superfície da Terra. Os processos exógenos são intemperismo, erosão, transporte e deposição que atuam através da ação dos seus agentes que são as chuvas, os rios, o gelo, a gravidade e o vento.

 A superfície da Terra está em constante mudança devido à ação destas forças endógenas e exógenas. Pode ser dividida em grandes unidades geomorfológicas, dentre os quais destacam-se duas principais : os continentes e os oceanos . Dentro de cada uma dessas unidades encontramos ainda, grandes feições geomorfológicas particulares. Nos continentes: crátons, que podem ser subdivididos em: escudos; plataformas; cadeias de montanhas ou cinturões orogênicos. Nos oceanos: dorsais meso–oceânicas; bacias oceânicas ou assoalho abissal; montes submarinos (sea mounts) e ilhas vulcânicas; fossas oceânicas; arcos de ilhas.

Essas grandes feições geomorfológicas refletem a dinâmica interna da Terra, caracterizada pela ocorrência de células de convecção, que causam o movimento de placas litosféricas. Por este motivo, estas feições são genericamente designadas feições morfotectônicas. Entretanto, as formas da superfície do planeta, não refletem exclusivamente a dinâmica interna, mas são também resultantes da dinâmica externa.  A dinâmica externa terrestre apresenta um sistema atmosfera-hidrosfera que conta com a presença de água livre nos três estados físicos: sólido, líquido e gasoso. As rochas, por sua vez, apresentam comportamentos diferenciados aos efeitos intempéricos e erosivos da água nos seus diferentes estados. Assim, a morfologia do terreno em nível local é, em grande parte, resultado da erosão diferencial das rochas da região. Existe uma tendência constante de nivelamento da superfície terrestre. Os processos geomorfológicos ocorrem com freqüência, magnitude e intensidade diversas. Nos temas seguintes serão abordados os processos que dão origem às diversas formas de relevo existentes no nosso planeta.

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

 A noção de tempo envolve a construção e a percepção da gênese do relevo atuais e antigas.  A noção de espaço envolve feições e padrões locais ou globais. Quanto menor a escala espacial de observação de um fenômeno geomorfológico: maior é a influência dos processos endógenos; mais lenta é sua transformação; mais regredimos na escala do tempo geológico. Por outro lado, quanto maior a escala espacial de observação: maior é a influência dos processos exógenos; mais rápida é a sua transformação; estamos mais próximos do atual período geológico na escala temporal. Por exemplo, os fenômenos ligados à tectônica de placas são de pequena escala porque são medidos em milímetros/ano. Já a evolução de uma voçoroca, medida em metros/ano, e a evolução de um sulco num paredão calcário, medida em milímetros/minuto, são de grande escala. Numa escala espacial pequena utiliza-se, por exemplo, imagens de satélites, enquanto que numa escala grande faz-se uso das fotografias aéreas.

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

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

Escalas Taxonômicas Existem diversas abordagens e classificações taxonômicas das paisagens e de aspectos geomorfológicos, mas as mais importantes foram Cailleux & Tricart (1956) e Bertrand (1965). O trabalho de Cailleux & Tricart (1956) representou o marco inicial da utilização de uma escala espaço-temporal nas pesquisas geomorfológicas, na década de 60. Através de critérios espaciais e temporais, os autores obtiveram uma classificação taxonômica das formas do relevo (Tab. 1). Eles sistematizaram 8 ordens de grandeza que englobam desde os continentes e bacias oceânicas até as feições microscópicas.

Bertrand (1968) desenvolveu o conceito de geossistema e acentuou a complexidade geográ fica e a dinâmica de conjunto. Ele determinou a existência de 6 níveis temporo–espaciais. A figura abaixo mostra o esboço de uma de finição teórica sobre geossistema.

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

Exemplos de Escala Geomorfológica

 A cartografia é a melhor maneira de se representar uma análise geomorfológica. Um bom mapa geomorfológico é um instrumento de leitura acessível a qualquer pro fissional, mesmo que não seja geógrafo. Deve conter os dados geomorfológicos georreferenciados no espaço e no tempo. O mapa pioneiro de Ab’Saber (1970), uma representação em pequena escala das Áreas dos Domínios Morfoclimáticos Brasileiros, é a maior contribuição daquele autor a geomorfologia brasileira. Mais tarde, este mesmo autor (Ab’Saber, 1977) introduz o conceito de barreiras biogeográ ficas e define a área dos pantanais.  Ainda como exemplos de mapeamentos geomorfológicos em pequena escala tem–se os trabalhos do Projeto RADAMBRASIL (Argento, 2000), o Mapa Geomorfológico do Estado da Bahia na escala 1:1.000.000 (Silva, 1980) e o Mapa Pedogeoquímico do Estado da Bahia (Nascimento, 1986).

 Através dos mapeamentos do Projeto RAD RADAMBRASIL, AMBRASIL, foram de finidos 6 domínios geomorfológ eomorfológicos, 13 regiões morfoestruturais e diversas unidades do relevo que representam as feições morfológicas definidas a partir de diferentes índices de desnivelam desnivelamento ento altimétrico (terraços e planícies fluviais ou flú vio-marinhas,, colinas suaves, colinas, morros, degraus e/ou serras, degraus escarpados).  vio-marinhas

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

FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DA TECTÔNICA DE PLACAS O relevo terrestre constitui o conjunto das diferenças de nível da superfície terrestre que são resultantes de mudanças que podem durar milhões de anos. Este relevo é o resultado de forças geodinâmicas internas e externas, que interagem para produzir topogra fias distintas.   A dinâmica interna da Terra origina os movimentos moviment os e os processos geológicos que afetam o seu interior. Estes processos que agem no interior e que dependem da energia interna para serem desencadeados são chamados de processos endógenos ou geodinâmicos internos. Para compreender as formas de relevo existentes em nosso planeta é necessário conhecer como atuam estes processos. Neste, e

Saiba Mais! Os processos endógenos envolvem todos os fenômenos magmáticos, metamórfico coss e tectônicos que estão ligados à tectônica de placas e à dinâmica da litosfera.

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

Fenômenoss geológicos associados à geodinâmica interna Fenômeno Os fenômenos geológicos relacionados à geodinâmica interna, que são os responsáveis pela forma bruta do relevo, são os fenômenos magmáticos, metamórficos e tectônicos. Os fenômenos magmáticos são aqueles relacionados à gênese, evolução e solidi ficação do magma. Quando ocorrem no interior da crosta são intrusivos ou plutônicos e quando ocorrem no exterior são chamados extrusivos ou vulcânicos. Os fenômenos metamórficos ocorrem sob altas temperaturas e/ou pressões e provocam recristalização e deformação das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, com mudanças de suas características mineralógicas e texturais. Os fenômenos tectônicos geram falhamentos e dobramentos devido à movimentação das placas. A incidência de tensões de diferentes tipos e magnitudes sobre as rochas da litosfera, gera deformações e movimentos em larga escala. Quando submetidas a esforços, as rochas podem se fraturar ou dobrar, a depender do tipo de resposta que elas apresentarão às tensões. Os fenômenos tectônicos podem ser de dois tipos: orogenéticos e epirogenéticos. Orogenias ou orogêneses – processos tectônicos pelos quais vastas regiões da crosta são deformadas e elevadas formando grandes cinturões de montanhas (Ex: Alpes, Andes, Himalaias). As regiões orogenéticas situam–se nas bordas das placas tectônicas e são caracterizadas por possuírem dobramentos, falhamentos, terremotos, erupções vulcânicas, intrusões e metamorfismo. Denomina–se faixa orogênica à região estreita e alongada da crosta próxima a uma margem continental ativa que foi intensamente dobrada e falhada durante os processos de formação de montanhas (diastrofismo, vulcanismo). Epirogenias ou epirogêneses – movimentos lentos de subida ou descida de grandes áreas da crosta terrestre. É um reajustamento isostático que, embora seja abrangente afetando grandes regiões, sem perturbar signi ficativamente a disposição e estrutura das formações geológicas antigas. Podem gerar bacias, que são depressões preenchidas por sedimentos, de expressão regional e geradas por movimentos descendentes ou epirogenéticos negativos, negativos, e também platôs.

Da Deriva Continental à Tectônica de Placas  A Teoria da Tectônica de Placas é uma das manifestações mais tangíveis da dinâmica interna da  Terra e se baseia no deslocamento de placas rígidas localizadas na superfície do planeta que deslizam sobre um material plástico. Esta teoria veio explicar os grandes fenômenos geológicos como os tremores de terra, os vulcões, a deformação da crosta terrestre e a formação das grandes g randes cadeiras de montanhas. montanhas.  Antes da sua formulação, houve uma teoria precursora que postulava sobre o deslocamento dos continentes, que era a teoria da Deriva Continental. Proposta pelo cientista alemão Alfred  Wegener  W egener no início do século XX, tentou explicar, ex plicar, dentre outras coisas, a similaridade similarida de das linhas de costa entre a América do Sul e a África. Em 1912, Wegener propôs que há 200 milhões de anos, na era Paleozóica, todos os continentes estiveram unidos em um único supercontinente chamado Pangea. A partir de então, esse supercontinente teria se partido e seus pedaços se movido “à deriva” até suas posições atuais.

  Apesar das evidências, a proposta de Wegener não foi tão bem recebida como se possa pensar. Uma fraqueza fatal desta proposta era o fato de não poder responder satisfatoriamente à pergunta mais importante levantada pelos seus críticos: Que tipo de força podia ser tão forte para mover grandes massas de rocha contínua ao longo de distâncias tão grandes?

 Wegener sugeriu que os continentes se separavam através do fundo do oceano. Esta sugestão foi contra–argumentada cientificamente cientif icamente pelo geofísico geofísi co inglês Harold Jeffreys, que mostrou ser fisicamente impossível para uma massa de rocha contínua tão grande separar-se através do fundo oceânico sem se fragmentar na totalidade. Entretanto, após a morte de Wegener, em 1930, novas evidências a partir da exploração dos fundos oceânicos, bem como outros estudos geológicos e geofísicos reacenderam o interesse pela sua teoria. Uma conseqüência da expansão do assoalho oceânico implicaria em um grande aumento no tamanho da Terra desde a sua formação. Entretanto, sabe–se que a Terra mudou pouco de tamanho desde sua formação há 4,6 bilhões de anos. Isto levantou uma pergunta chave: Como pode a nova crosta oceânica ser adicionada, continuamente, ao longo das cristas oceânicas sem aumentar o tamanho da Terra?

Esta pergunta intrigou, particularmente, Harry H. Hess e Robert S. Dietz. Hess formulou o raciocínio seguinte: Se a crosta oceânica se expandia ao longo das cristas oceânicas, ela tinha de ser “consumida” em outros lugares da Terra.

Deste modo, sugeriu que a nova crosta oceânica espalhou-se, continuament e, afastada das cristas, segundo um movimento de transporte do tipo “correia”. Milhões de anos mais tarde, a crosta oceânica desce, eventualmente, nas fossas oceânicas, onde seria “consumida”. De acordo com Hess, enquanto o Oceano Atlântico estava se expandindo, o Oceano Pací fico estava se fechando. Assim, as idéias de Hess, davam uma explicação clara porque a Terra não aumentava de tamanho.  Atualmente, sabe–se que as correntes de convecção geradas no manto causam muitas tensões na base da crosta, que acaba se quebrando ao longo de extensas fraturas. Quando isto acontece na crosta oceânica, o material fundido do manto extravasa através dessas fraturas, gerando o fundo dos oceanos e as cordilheiras meso–oceânicas.

Quando esse fundo oceânico, que é constituído de rochas densas e pesadas, encontra os continentes, que são constituídos de rochas leves, mergulha por baixo deles ao longo das chamadas zona de subducção. Essas rochas ao atingem regiões profundas e quentes são fundidas novamente, reiniciando o ciclo.  A superfície do globo terrestre é um mosaico de placas de formas irregulares e de diferentes tamanhos. Essas placas litosféricas, também chamadas  placas tectônicas, se movem entre si, de diferentes formas e velocidades e, freqüentemente, colidem umas com as outras. Nessas colisões, as margens envolvidas se enrugam em resposta ao choque, gerando as grandes cadeias de montanhas que conhecemos, como por exemplo, os Andes, os Alpes e os Himalaias.

 As placas tectônicas são blocos rígidos de rochas que se movem como um todo. É essa movimentação das placas tectônicas, devida às correntes de convecção que existem no manto, que geram os  processos endógenos de produção do relevo. Os limites entre as placas são caracterizados por intensa atividade geológica tais como terremotos, vulcões e a formação de cadeias de montanhas jovens.

 Você Sabia? O estudo da geodinâmica terrestre está intimamente associado a Geomorfologia, pois no quadro geotectônico das placas litosféricas são desenvolvidos importantes fenômenos geológicos e estruturas geomorfológicas.

Em princípio, os interiores das placas são relativamente inativos tectonicamente. Existem, contudo, algumas exceções. Por exemplo, uma observação no mapa do Oceano Pacífico revela muitas ilhas na Placa Pacífica afastadas dos seus limites. Todas elas são ou foram vulcões, isto é, tiveram origem no vulcanismo do fundo do mar.  As ilhas do Havaí é um exemplo típico, formando um arquipélago alinhado. A maior parte dos

  vulcões que surge no interior das placas é criada por pontos de erupção denominados  pontos quentes (hot spots), que são fontes fixas de material vulcânico (magma) que se erguem das profundezas do manto.  A teoria da tectônica de placas explica a distribuição dos terremotos, a origem das cadeias de montanhas e da topogra fia do fundo oceânico, a distribuição e composição dos vulcões, e muitos outros aspectos fundamentais para o entendimento da dinâmica da Terra e da construção do seu relevo .

Formas de Relevo Derivadas da Tectônica de Placas  As placas apresentam limites diferenciados. Baseado no movimento relativo de uma placa em relação à outra, os seus limites podem ser divergentes, convergentes e transformantes. Limites divergentes – também chamados de construtivos, ocorrem quando as placas se afastam em virtude da ascensão do manto. São mais freqüentes nos oceanos, embora também possam ocorrer nos continentes. Nos oceanos, as sucessivas injeções de magma geram nova crosta oceânica e as cristas ou cadeias oceânicas.

Principais feições topográficas associadas aos limites divergentes: Nos oceanos são geradas as cadeias de montanhas submarinas denominadas Dorsais Oceânicas e os vales em rifte. Como exemplo, a Dorsal Meso-Atlântica, que resultou da separação das placas sul-americana e africana quando da abertura do Atlântico Sul, iniciada à cerca de 165 milhões de anos atrás, e que continua até os nossos dias. O escape de magma no fundo dos oceanos gera vulcões submarinos que, quando emergem, originam ilhas vulcânicas. Nos continentes são os derrames basálticos.

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

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

Principais feições topográficas associadas aos limites convergentes com subducção: Fossas oceânicas ou trincheiras; Os arcos de ilhas (entre duas crostas oceânicas); Os arcos magmáticos ou vulcânicos (entre crosta oceânica e crosta continental); Formação de cordilheiras e cinturões orogenéticos (Ex: Andes).

Limites convergentes com colisão – envolvem duas crostas continentais. Originam zonas de suturas e a formação de cadeias dobradas. As que são recentes, como o Himalaia, apresentam elevadas altitudes e forte instabilidade tectônica. Por serem relativamente recentes, acham-se pouco desgastadas e, como ainda estão em construção, tornam-se sujeitas à ação de terremotos e vulcões. Principais feições topográficas associadas aos limites convergentes com colisão: Grandes cadeias de montanhas intensamente deformadas. Como exemplo, a Cordilheira do Himalaia.

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

Principais feições topográficas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta oceânica: Cristas e vales no fundo oceânico.

Principais feições topográficas associadas aos limites transformantes envolvendo crosta continental: Escarpas de falhas retas; Montanhas e vales lineares; Rios e vales deslocados horizontalmente.

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

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

FORMAS DE RELEVO DERIVADAS DOS PROCESSOS ÍGNEOS E METAMÓRFICOS  A litosfera é constituída por rochas, que são associações naturais de dois ou mais minerais que cobrem vastas áreas da crosta terrestre. As rochas in fluenciam na forma, no tamanho e na evolução do relevo. A forma como se dispõem dão o aspecto estrutural de uma área. As rochas possuem resistência diferenciada, gerando formas também diferenciadas.

Saiba Mais!  As formas de relevo refletem a forma e a constituição das massas rochosas originais e por isso é necessário entender as rochas para entender o relevo.

De acordo com a sua origem, as rochas são agrupadas em três grandes classes:   As rochas ígneas e metamórficas constituem cerca de 95% do volume total da crosta mas estão expostas em apenas 25% da superfície terrestre. Já as rochas sedimentares, apesar de constituírem cerca de 5% a 10% do volume da crosta, são as mais encontradas na superfície terrestre estando expostas em 75% da mesma. O processo de formação e de desgaste das rochas está vinculado a um ciclo, denominado ciclo das rochas .

 As Rochas Ígneas ou Magmáticas  As rochas ígneas são também denominadas primárias pois se originam do resfriamento e da conseqüente consolidação de um magma. Delas derivam, por vários processos, as rochas sedimentares e as rochas metamórficas. O magma é uma fusão, geralmente de composição silicática (ou seja, rica em SiO2), gerada em profundidade pela fusão parcial de outras rochas. De acordo com o teor de sílica (SiO2), as rochas ígneas são classificadas como: ácidas – possuem mais de 65% de SiO 2 intermediárias – possuem de 52 a 65% de SiO 2 básicas – possuem de 45 a 52% de SiO2 ultrabásicas – possuem menos de 45% de SiO 2

Uma rocha magmática expressa as condições geológicas em que se formou graças a sua textura, que traduz o tamanho e da disposição dos minerais que constituem a rocha. De acordo com a textura, elas são subdivididas em: Intrusivas ou plutônicas: originadas quando o magma se consolida no interior da crosta terrestre, a vários quilômetros de profundidade. Como o resfriamento ocorre de forma lenta, são constituídas por minerais bem cristalizados. As rochas ígneas plutônicas são formadas por poucos minerais essenciais. São eles: feldspatos (K–feldspato e plagioclásio), quartzo, piroxênios, anfibólios e micas. Exemplos: granitos (ácida), dioritos (intermediária), gabros (básica) e peridotitos (ultrabásica). Hipabissais : são formadas muito próximas da superfície e estão muitas vezes relacionadas com os processos extrusivos. Elas formam diques, sills e lacólitos, que são corpos que resfriam rapidamente (embora um pouco mais lentamente que as rochas vulcânicas) e por isso as rochas formadas apresentam textura muito fina, similar as das rochas vulcânicas. Extrusivas ou  vulcânicas ou efusivas: originadas quando o magma extravasa na superfície. Como o magma passa bruscamente do estado líquido para o sólido, na maioria das vezes estas rochas não chegam a formar minerais e apresentam uma textura vítrea. A nomenclatura das rochas vulcânicas é obtida da sua composição química. São exemplos de rochas vulcânicas: riolitos (ácida), andesitos (intermediária), basaltos (básica) e komatiítos (ultrabásica).

Saiba Mais!  A interação entre estes tipos de rochas gera as mais variadas formas de relevo. As rochas ácidas e intermediárias, como são formadas por minerais mais resistentes aos processos intemperismo e erosão do que as básicas e ultrabásicas, elas se apresentam com topografias mais elevadas.

 As Rochas Metamór ficas  Todas as rochas podem ser levadas a condições geológicas diferentes daquelas nas quais se formaram. O metamorfismo é o processo através do qual rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamórficas sofrem transformação na composição mineralógica, na estrutura e textura, no estado sólido , em resposta às novas condições físico-químicas que diferem das que prevaleciam durante sua formação. As rochas que passam por este processo são denominadas rochas metamórficas. Estas novas condições sempre provocam mudanças na textura e podem ou não alterar a composição mineralógica. Pode ocorrer recristalização dos minerais pré–existentes ou formação de novos minerais e deformações. Graças às condições de pressão dirigida num determinado sentido, a textura resultante mais comum é a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns dos minerais segundo planos paralelos. As rochas que apresentam esta estrutura xistosa bem desenvolvida são denominadas xistos. Na recristalização, pode se dar apenas um crescimento no tamanho dos grãos, graças a coalescência dos minerais existentes como, por exemplo, um calcário passando para mármore, ou um arenito passando para um quartzito. Em graus de metamorfismo mais altos, ou seja, em condições mais severas, formam-se os gnaisses, que possuem estrutura bandada, sendo rochas muito comuns no território brasileiro. Essas rochas, acima citadas, se formam sob condições de metamorfismo regional dinamotermal.

Em outras situações, quando rochas pré–existentes entram em contato com corpos ígneos, há um aumento significativo na temperatura, o que é suficiente para que ocorram modi ficações na sua composição mineralógica e/ou textura, processo esse denominado metamor fismo de contato.

Saiba Mais!  As formas de relevo das rochas metamórficas estão diretamente relacionadas ao tipo e grau de metamorfismo e a mineralogia da rocha. Rochas metamórficas de baixo grau são menos resistentes e originam topografias mais baixas. Rochas de médio e alto grau dão origem a topogra fias mais elevadas.

Formas de Relevo Derivadas da Atividade Ígnea  Ao ascender na crosta, o magma pode ficar aprisionado no seu interior ou pode extravasar na superfície. A figura abaixo mostra os principais tipos de corpos ígneos. Nesta figura pode-se observar que existem corpos de pequenas e grandes dimensões que se cristalizam tanto no interior da crosta como nos níveis intermediários e superficiais. Os corpos que se cristalizam em profundidade na crosta são chamados  plutônicos e os que se cristalizam na superfície são vulcânicos. Corpos plutônicos: tipos e formas de relevo derivadas Batólitos e stocks são plútons ígneos que se formam em níveis profundos da crosta. Ambos têm forma irregular, são discordantes, de composição ácida e apresentam xenólitos . A diferença entre eles está nas dimensões dos corpos. Enquanto os batólitos têm mais de 100km2 de área e possuem uma história geológica complexa, os stocks são corpos com área inferior a 100km2.

Saiba Mais! Os corpos plutônicos são expostos na superfície e trabalhados por agentes erosivos devido à denudação de antigas áreas orogênicas. Como a maioria dos batólitos e stocks é formada de rochas graníticas (mais resistentes à erosão), quando eles são expostos na superfície geram feições dômicas formando macro–relevos positivos e inselbergs (elevações ilhadas que aparecem em regiões de clima árido e semi–árido).

Diques, sills e lacólitos também são corpos plutônicos, mas de dimensões menores que batólitos e stocks, e que se cristalizam em níveis crustais intermediários. Os diques são tabulares, discordantes, e possuem dimensões variadas que dependem do tamanho da fratura e do volume do magma. Podem ocorrem isoladamente ou como enxames

e com dimensões que variam de milímetros a quilômetros. O Grande Dique da Rodésia, na  África, com seus 500km de comprimento e 8km de espessura, é um exemplo clássico de diques quilométricos. No Rio de Janeiro, a Pedra da Gávea é constituída de diques graníticos Os sills (também chamados soleiras) são corpos tabulares concordantes com a estrati ficação, de tamanhos variados e espessura constante. O sill Palisades, nos Estados Unidos, possui 300m de espessura e é um exemplo clássico da cristalização fracionada que ocorre nestes corpos. Os lacólitos são corpos concordantes com as rochas encaixantes e com a forma de cogumelo, devido ao arqueamento das camadas sobrejacentes. Geralmente são formados por magmas de composição ácida que são mais viscosos.

 Você Sabia? Quando diques e sills são constituídos de rochas ácidas como granitos, aplitos, pegmatitos, etc., eles formam relevos altos e alongados. Quando constituídos de rochas básicas como basaltos e gabros, formam depressões onde a drenagem se adapta. O relevo derivado dos corpos plutônicos depende não apenas da composição de suas rochas ígneas. Ele depende também do clima em que estes corpos a floram, da permeabilidade da rocha e da presença de fraturas. Devido ao contraste composicional, textural e estrutural entre os corpos intrusivos e as rochas encaixantes, estes corpos ficam individualizados morfologicamente, facilitando a sua identi ficação. Batólitos e stocks , como geralmente são constituídos por litologias mais resistentes a meteorização, tendem a formar macro–relevos positivos que se destacam na paisagem. Feições dômicas e/ou anelares são freqüentes nos granitos e granodioritos intrusivos. No nordeste brasileiro, os inselbergs  são formados no interior de um mesmo plúton. Corpos alcalinos, como os maciços sieníticos, também tendem a formar relevos positivos. Já os corpos básicos, constituídos por rochas gabróicas (menos resistentes à erosão), tendem a formar relevos rebaixados quando envolvidos por rochas mais resistentes.

Relevo em Domos Domos são corpos intrusivos, que podem ou não ser concordantes com as rochas encaixantes ou com os planos de estratificação e de xistosidade, cujas dimensões variam segundo a proporção do corpo intrusivo. O sill, o lacólito e o lopólito são exemplos de corpos intrusivos concordantes com as rochas encaixantes, enquanto o dique, o neck, a apó fise e o batólito são discordantes. Os domos podem ser de vários tipos: batolíticos – formados por intrusão de material ígneo; lacolíticos – formados pela intrusão de rochas ígneas entre os planos de acamamento dos estratos sedimentares, formando uma massa convexa para cima; salinos – pequenas estruturas salientes produzidas pela intrusão de sal no interior de estratos rochosos;

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

 Após os efeitos erosivos, o relevo dômico tende a desenvolver uma morfologia circular ou elíptica (100 – 300km de diâmetro) provocadas pelo arqueamento convexo de estratos sedimentares conforme a disposição do corpo intrusivo. A elevada temperatura do material intrusivo gera metamor fismo de contato, alterando o comportamento físico ou as propriedades geomorfológicas das rochas. Em clima úmido, a drenagem é radial em função da abertura de uma depressão circular no topo. Ocorre a formação de hog–backs e cuestas. Rios cataclinais superimpõem–se à estrutura e cortam as cristas em gaps. Rios ortoclinais se dispõem de forma radial. É comum a formação de vales dissimétricos.

 Vulcanismo: tipos de erupção e relevos vulcânicos O termo vulcanismo abrange todos os processos que causam e provocam a ascensão do magma até a superfície da Terra. Ele é muito importante na formação de arcos de ilhas e cadeias de montanhas e está associado à movimentação das placas tectônicas e suas características dependem do tipo de limite de placas.

Os vulcões são formados por lavas e material piroclástico (cinzas, lápilis, escórias, bombas) e constituem feições morfológicas altamente susceptíveis à ação de agentes externos. Eles se concentram nos limites de placas, principalmente ao longo das zonas de subducção. Os locais onde ocorrem as principais concentrações de vulcões são: cinturão de fogo do Pacífico (limite convergente) zona Mediterrânea (limite convergente) dorsais meso–oceânicas (limite divergente) zona das grandes fraturas da África oriental e central  As rochas vulcânicas representam mais de 70% das rochas da superfície da Terra. Os tipos de erupção  vulcânica estão associados à composição do magma. Magmas ácidos ou intermediários, que são mais viscosos e ricos em voláteis, provocam erupções explosivas. Magmas básicos, por serem mais fluidos e com poucos  voláteis, dão origem a erupções calmas e derrames. Na figura abaixo, um alinhamento de cones vulcânicos.

Os principais tipos de erupções vulcânicas são: havaiana ou lago de lavas – derrames de lavas basálticas fluidas a partir da cratera e com um lago de lavas no seu interior. Ex: Kilauea e Mauna Loa, localizados no arquipélago do Havaí estromboliana – emissões freqüentes e regulares de projeções e efusões de lavas fluidas a partir da cratera.  vulcaniana ou vesuviana – de lava bastante viscosa que solidi fica no orifício de emissão e explode dando grande quantidade de cinzas e pedra-pome, possui uma alternância entre períodos de inatividade e fases explosivas. Ex: vulcões do Mediterrâneo.  pliniana – altamente explosiva, com densas nuvens de gás e material piroclástico ejetado muito alto na atmosfera. A explosão destrói parte da estrutura vulcânica. Ex: Vesúvio.

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

Os principais tipos de vulcões são: Escudo–vulcão – edifício vulcânico maciço e largo, de encostas suaves produzidos por sucessivas corridas de lavas fluidas e com estrutura em forma de escudo. Exemplos: Mauna Loa e Mauna Kea, no Havaí. Estrato-vulcão ou cones compostos –  edifício vulcânico com encostas íngremes produzido por lavas mais viscosas. Mais comum que o escudo–vulcão. É formado por uma alternância de camadas produzida por erupção de lavas (duras) e material piroclástico (tenras) ou fragmentos que edificam um morro cônico e escarpado, encimado por uma cratera. Exemplos: Etna (Itália), Santa Helena (Estados Unidos), Fujiyama (Japão). Cone de detritos e de cinzas - edifício vulcânico baixo e de pequenas dimensões, com uma cratera no topo e paredes inclinadas. Composto quase que exclusivamente por cinzas vulcânicas, são constituídos por erupções dos tipos vulcaniana e estromboliana. Domo vulcânico – formado por um magma muito viscoso, o edifício vulcânico tem a forma de um domo. Corresponde a erupções do tipo pliniano e dão relevos mais abruptos, de pico convexo e vertentes quase verticais até a base.

Os relevos vulcânicos estão diretamente relacionados com os tipos de vulcões e são bem variados devido a estes diferentes tipos e à erosão diferencial. Algumas rochas vulcânicas, por serem muito coerentes, são mais resistentes à erosão, enquanto que outras, muito fraturadas, são menos resistentes e se desagregam mais facilmente. O relevo vulcânico pode ser classi ficado em três categorias (Penteado, 1980): cones vulcânicos, com orifícios de emissão centrais ou laterais; campos de escórias, que recobrem superfícies de variadas extensões; corridas de lavas, que constituem os planaltos. Os cones vulcânicos possuem a forma de cone cujas vertentes são variáveis e dependem dos materiais que a constituem. Podem possuir formas de destruição resultantes da própria atividade vulcânica. Uma nova atividade pode romper o antigo cone e abrir uma nova cratera, denominada caldeira. Depressões vulcanotectônicas podem ser criadas a partir do afundamento da parte central do vulcão por

sobrecarga de material acumulado na superfície. A formação de caldeiras pode criar cones embutidos. Os principais tipos de vulcões descritos acima se enquadram nesta categoria. Os campos de escórias constituem relevos planos resultantes do preenchimento de depressões e irregularidades estruturais do relevo vulcânico por material detrítico e cinzas carregadas pelos ventos. Como o material é muito friável é facilmente entalhado pela erosão.  As corridas de lavas são derrames de lavas fluidas e abundantes que podem ocorrer sobre um substrato plano ou sub–horizontal e constituir planaltos (corridas de planalto) ou podem percorrer vales (corridas de vales). os derrames solidificados apresentam densa rede de diáclases que facilita a infiltração e reduz o escoamento superficial.  A destruição do relevo vulcânico pode se dar por colapso do edifício vulcânico devido a uma nova erupção ou a abalos sísmicos e pela erosão pluvial, que provoca o aparecimento de ravinas. Após a retirada do material mais friável do cone, resta a parte mais resistente, denominada neck vulcânico. Ele consiste da lava solidificada no interior do cone e forma relevos de agulhas e pontas.

Saiba Mais! Os principais efeitos do vulcanismo no modelado terrestre são: Desorganização da rede de drenagem, com a modi ficação de traçados e a geração de capturas; Criação de lagos nas crateras; Drenagem radial divergente a partir do alto dos cones; Criar fenômenos de superimposição (os rios estabelecidos sobre os derrames podem atingir o substrato por cavamento).

Formas de relevo derivadas do metamor fismo Como já foi visto acima, o metamor fismo sempre provoca mudanças na textura e pode ou não alterar a composição mineralógica. A textura mais comum das rochas metamór ficas é a orientada. Isto porque, durante a deformação, a pressão dirigida provoca um alinhamento dos minerais em camadas ou bandas denominado foliação. Assim como a estrati ficação em rochas sedimentares, a foliação representa descontinuidades que favorecem a alteração mecânica. Quando estes minerais alinhados são micas e a temperatura aumenta de forma que estes cristais se tornem visíveis, isto gera uma xistosidade.  As formas de relevo das rochas metamórficas estão diretamente relacionadas à resistência destas rochas, as quais dependem do tipo e grau de metamor fismo e da mineralogia da rocha. Desta forma, xistos são menos resistentes do que quartzitos, pela composição química e pela xistosidade. Os micaxistos dão relevos monoclinais devido à xistosidade, com as vertentes dispostas segundo o mergulho das camadas. Quando estão entre rochas graníticas, os micaxistos são entalhados em vales enquanto que os granitos sustentam as cristas. Gnaisses originam relevos semelhantes aos dos granitos porque seus planos de xistosidade são menos marcados. Mármore e quartzito são rochas metamór ficas de contato. O quartzito é muito resistente e origina cristas elevadas enquanto que o mármore, por ser solúvel, origina relevo ruiniforme. Os milonitos, formados por metamor fismo regional, podem ter resistência variada a depender da composição e do esmagamento a que foi submetido.

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

Formas de relevo derivadas da atividade tectônica  A tectônica atua na crosta impondo forças e pressões que se re fletem na paisagem. A seguir serão abordadas as formas de relevo em estruturas deformadas pela tectônica, com destaque para o relevo esculpido em estruturas dobradas e falhadas. Relevo em estruturas dobradas

O relevo em estruturas dobradas é variável e depende dos seguintes fatores: Diversidade das condições litológicas; Complexidade das condições tectônicas; Intensidade da erosão.  As seqüências de rochas dobradas mostram, na superfície, sulcos ou cristas paralelas. Quando obser vamos estruturas sinclinais e anticlinais expressas no relevo constatamos o resultado da erosão que retirou espessos pacotes de rochas, para revelar camadas resistentes dobradas anteriormente. Um relevo esculpido em antigas formações dobradas, exumadas pela denudação, pode dar origem a cristas geradas nos estratos mais resistentes. Consideram-se dois tipos básicos de relevo elaborado em estruturas dobradas: jurássico; apalacheano. O relevo Jurássico

O relevo Jurássico tem este nome por ser proveniente do Jura, uma região dobrada da França. As principais características deste tipo de relevo são: Resultante da evolução morfológica de uma estrutura dobrada, onde a intercalação de camadas de diferentes resistências e as atividades morfogenéticas em diferentes condições climáticas, respondem pela inversão do relevo; Representa uma sucessão de dobras normais pouco atacadas pela erosão;  As formas de relevo, assim como as estruturas, se conservam bem;  Atualmente, estão em estágio avançado de evolução pela ação erosiva. Os elementos do relevo Jurássico são:

 A evolução do relevo Jurássico se processa da seguinte forma: 1. Ataque se inicia pelo ruz que, por erosão regressiva, abre canyons nos flancos do anticlinal. 2. A erosão abre uma cluse e captura uma ravina menor. 3. Acluse é alargada devido a uma camada tenra abaixo da mesma. 4. Surgem ravinas devido ao maior declive e ao trabalho acelerado da erosão. 5. Abre–se uma combe cuja evolução é mais rápida do que o cavamento dos vales situados sobre as camadas duras no fundo dos sinclinais. 6. Os rios cavam mais na combe e aprofundam o seu nível de base; ocorre a inversão do relevo e o anticlinal exumado origina um novo mont.

O relevo Apalacheano O relevo Apalacheano é caracterizado pelo paralelismo de cristas e vales devido ao total aplainamento da estrutura dobrada. Para compreender a evolução deste tipo de relevo devem ser consideradas duas premissas: O material dobrado e arrasado deve ser heterogêneo, heterogêneo, para expor seqüências paralelas, representadas por camadas duras e tenras o friáveis;  A organização da drenagem, a qual é responsável pela retomada erosiva. erosiva.  As principais características do relevo Apalacheano são:

Paralelismo das cristas;  As cristas correspondem as camadas duras e não obrigatoriamente a anticlinais; Os vales podem se instalar em terrenos friáveis;  As cristas e vales, os cluses (gaps) e outras formas resultam de rejuvenescimento do relevo a partir de uma superfície de erosão; O reentalhe erosivo termina com o desenvolv desenvolvimento imento de uma rede de vales paralelos às dobras:  vales sinclinais, anticlinais e monoclinais monoclinais..

 A organização da rede de drenagem no relevo Apalacheano é da seguinte forma: rios sinclinais – acompanham a direção das camadas no fundo dos sinclinais; rios anticlinais – evoluem em combes no dorso dos anticlinais; rios ortoclinais ou monoclinais ou homoclinais (subseqüent (subseqüentes) es) – alojam–se ao pé da crista monoclinal ou do mont e acompanham a direção das camadas; rios cataclinais – escoam nos flancos dos anticlinais ou de cristas monoclinais e seguem o mergulho das camadas; rios anaclinais – fluem nos flancos exteriores dos sinclinais alçados ou nos flancos internos de anticlinais (interior das combes) e seguem em sentido contrário ao mergulho das camadas; rios superimpost superimpostos os  – são ortogonais ou oblíquos ao eixo das dobras (direção das cristas) e cavam boqueirões, boqueirões, cluses ou gans ao atravessar as camadas; rios antecedentes  – seguem a inclinação topográ fica anterior ao dobramento.

Saiba Mais!  A drenagem característica dos relevos Apalacheanos é em baioneta ou em disposição paralela e ortogonal aos eixos das dobras. Os rios principais são traçados adaptando-se as secções longitudinais e os secundários são ortogonais. Enfim, os relevos derivados de dobramentos geram cristas e vales alinhados e paralelos.

Relevo em Estruturas de Falhas Para a caracterização da morfologia resultante de um relevo falhado devem ser levados em consideração os diferentes tipos de falhas, as intensidades e o grau de complexidade em relação aos demais componentes estruturais. Principalmente em regiões de terrenos cristalinos, este tipo de relevo forma escarpas, criando compartimentos abaixados e soerguidos. Os principais tipos de estruturas falhadas são: em degraus – vários deslocamentos de pequena amplitude totalizando um grande desnível

em horsts – compartimentos elevados estruturalmente em grabens ou fossas tectônicas – compartimentos afundados entre falhas, correspondem ao negativo do horst

No caso de falhamento normal, relacionado à tectônica extensional, a expressão topográ fica é marcada por relevo estruturado e alinhado, com vales alongados associados à formação de grabens e horsts. Quando esses grabens coincidem com o vale de um rio, recebem o nome de rift-valley (vale de afundamento), como é o caso do rio Nilo.  As falhas inversas estão relacionadas à tectônica compressional. O seu traço em mapa é sinuoso. Em falhas recentes é comum a presença de escarpas de falhas. A geometria, em per fil ou em planta, é complexa.  As falhas transcorrentes estão associadas aos limites de placas litosféricas, com a movimentação essencialmente horizontal entre blocos adjacentes. O mergulho do plano de falha é vertical a subvertical resultando em mapa a traços retilíneos. O relevo falhado pode evoluir com ou sem escarpas. No relevo de falhas com escarpas, a evolução erosiva pode fazer o relevo passar por vários estágios:

escarpa original cria o desnível e a erosão é acelerada (ravinas, erosão originam o recuo da escarpa) a erosão reduz as facetas triangulares e faz recuar a escarpa além da antiga linha de falha. a erosão pode nivelar o terreno e no bloco anteriormente deprimido pode aflorar camada mais resistente de rocha a erosão pode arrasar novamente o ressal-

to, produzindo uma nova superfície aplainada, fazendo aflorar a escapar original a retomada da erosão diferencial (a partir da linha de falha) ressalta ressa lta o plano de falha original. No relevo de falhas sem escarpas: escar pas:

o falhamento pode por em contato rochas de resistências diferentes a erosão pode desgastar a camada tenra o plano de falha será exumado e surgirá uma escarpa.

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

 Você Sabia? Quando a rede de drenagem está adaptada às estruturas falhadas, a rede de drenagem segue: os vales de linha de falha; os vales em fossas tectônicas. Quando a rede de drenagem não está adaptada às estruturas falhadas, ocorrem os seguintes casos: antecedência - Quando o rio é anterior ao falhamento de uma fossa ou horst; superimposição – quando uma fossa pode ser preenchida por sedimentos e um rio se organiza obre a superfície de recobrimento, transversalmente a estrutura falhada.

O soerguimento lento permite a retirada de cobertura e o entalha da rede de drenagem. Deve-se levar em conta:  velocidade do tectonismo – erosão e sua relação; desnível tectônico – direção da drenagem antecedente. No caso da velocidade do tectonismo: falhamento rápido conforme o escoamento da drenagem – o rio pode despencar em forma de queda de água; falhamento rápido contrário ao escoamento da drenagem – o rio poderá ter se curso desviado (rift valley) ou represado, gerando lagos; falhamento lento conforme o escoamento da drenagem; falhamento lento contrário ao escoamento – o entalhamento será em forma de garganta (gap).

Saiba Mais!  Além da formação de regiões depressivas (grabens) e elevadas (horsts), outros efeitos geomorfológicos produzidos pelo falhamento são corredeiras, cachoeiras, lagos, vales encaixados, vales suspensos, seqüência de morros alinhados, drenagens superimpostas, dentre outros.

FORMAS DE RELEVO EM ESTRUTURAS SEDIMENTARES Formadas pela desagregação e/ou decomposição de outras rochas, as rochas sedimentares são subdivididas de acordo com a sua origem em: Detríticas - originadas pela desagregação, decomposição, transporte e deposição de detritos de outras rochas. Ex: arenito e argilito; Orgânicas - formadas pelo acúmulo de detritos orgânicos. Ex: carvão mineral (decomposição de matéria orgânica vegetal); Químicas - originadas pela decomposição de sedimentos por processos químicos. Ex: calcário (decomposição de corais);

Saiba Mais!  A interação entre os diversos tipos de rochas sedimentares produz relevos de formas variadas. Estas rochas tanto podem formar grandes escarpas, por exemplo o Grand Canyon, como formas cársticas, no caso de rochas carbonáticas.

Relevo em bacias sedimentares Uma bacia sedimentar é uma depressão formada por movimentos tectônicos onde são acumulados os sedimentos produzidos pela erosão de rochas adjacentes ou por processos de deposição química. As bacias sedimentares, juntamente com os escudos cristalinos e os dobramentos modernos, constituem um dos três principais tipos de unidades estruturais existentes no planeta. Algumas bacias sedimentares brasileiras, por exemplo, a Bacia Amazônica, apresentam espessuras que chegam a 6.000 metros (Petri & Fúlfaro, 1983). Geralmente, a espessura das camadas nas seqüências sedimentares cresce da borda para o centro. Os mergulhos das camadas são ligeiramente inclinados nas bordas das bacias e se tornam horizontais na seção central. O comportamento das camadas e as suas características litológicas geram dois tipos de estruturas concordantes: horizontais – ocorrem na parte central da bacia e são formadas por camadas horizontais ou quase horizontais paralelas ao plano basal. Originam o relevo tabuliforme; inclinadas (monoclinal ou homoclinal) – são formados por camadas superpostas e levemente inclinadas (2 a 10°), numa direção constante. Originam o relevo de cuestas, hog–backs, costão e cristas isoclinais.

Estrutura concordante horizontal – Relevo tabuliforme O relevo tabuliforme representa formas estruturais caracterizadas por seqüências sedimentares horizontais ou sub–horizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados. É constituído por camadas homogêneas, duras ou friáveis, com cristas e vales mais ou menos entalhados de acordo com a resistência da rocha. O processo erosivo é lento nas rochas mais resistentes e produz o alargamento dos  vales e o solapamento da base das camadas mais duras. Quando o estágio erosivo fica bem avançado surge a superfície estrutural. A disposição tabular pode diferir daquelas resultantes de processo de pediplanação em estruturas não-horizontais. Ressalta-se que a pediplanação também se dá em estruturas horizontais, com estreita correspondência entre a superfície de erosão e o comportamento dos estratos.

Saiba Mais! Os relevos tabulares tendem a ocorrer com maior freqüência no interior das bacias sedimentares devido à disposição horizontal dos estratos. As formas mais comuns nas estruturas concordantes se caracterizam por chapadões, chapadas e mesas, em ordem de g randeza.

Geralmente o relevo tabuliforme inicia sua evolução em clima úmido, com a rede de drenagem se organizando sobre um pediplano em ascensão. Esta rede de drenagem é inseqüente, não tem direção orientada devido à horizontalidade das camadas e apresenta o padrão espinha de peixe. Há uma tendência de aprofundamento dos talvegues e de elaboração de seus vales. Nessa circunstância, as alternâncias litológicas podem originar patamares estruturais ou formas especí ficas relacionadas à imposição estrutural. Dada a disposição horizontal das camadas, os vales comumente apresentam formas simétricas.  A alternância entre clima seco e clima úmido proporciona as formas típicas deste relevo. Enquanto no clima úmido as camadas resistentes ficam pronunciadas, no clima seco a desagregação mecânica tende a reduzir estas diferenças.  As principais formas de relevo tabuliforme são:

 plataformas estruturais – mesas, chapadas, tabuleiros morros testemunhos – forma residual formada por erosão regressiva cornijas – escarpas mantidas pelas camadas mais resistentes  vales em “manjedoura”  – vales simétricos muito abertos

Estrutura concordante inclinada – Relevo de cuestas O relevo de cuestas, assim como o tabuliforme, também está associado a estruturas sedimentares, com ou sem intercalações de estratos basálticos. É formado por uma camada resistente fracamente inclinada (< 30º) e interrompida pela erosão. É uma forma de relevo dissimétrica, com per fil côncavo em declive íngreme e planalto suavemente inclinado. Diferencia–se do relevo tabuliforme pela inclinação das camadas. Geralmente as cuestas são encontradas em: periferia de bacias sedimentares interiores em contato com escudos antigos e mergulhando em direção ao centro da bacia; bordas de grandes dobramentos; periferia de domos; planícies costeiras.  A erosão diferencial das cuestas gera os elementos topográ ficos: front; depressão ortoclinal ou subseqüente; reverso; morro testemunho.

Front – é a escarpa erosiva ou “costão” que se encontra entre a depressão ortoclinal e a parte superior da cuesta, referente ao reverso. É constituído de cornija (parte superior do front sustentada pela camada resistente, caracterizada pela verticalidade) e tálus (depósito de detritos situado na base da cornija, na base do front, geralmente de forma côncava). Depressão ortoclinal ou subseqüente – é a vertente do vale subseqüente (vale transversal ao front) que delimita a cuesta. Desenvolve–se abaixo do tálus e apresenta uma vertente côncava com forte inclinação e uma outra que é suave (reverso). Reverso – é o topo suavemente inclinado da cuesta, que inicia na parte superior do front e progride em direção ao centro da bacia sedimentar. Possui as seguintes denominações:

reverso estrutural – quando corresponde ao mergulho das camadas; reverso escultural – quando representado por sedimentos resultantes da meteorização da rocha subjacente; superfície de erosão – quando resulta do aplainamento das camadas. Morro testemunho – morro ou colina com topo mais ou menos plano mantido por uma camada resistente que foi atacada pela erosão por todos os lados. A sobrevivência dos morros testemunhos pode ser dada por recuo rápido da cuesta, sua posição na linha de repartição de redes de drenagem, dentre outros.

 A drenagem de um relevo de cuesta é função da sua estrutura. Os rios são classi ficados como: Cataclinais ou Conseqüentes

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

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

contrários aos conseqüentes, seguem em sentido oposto ao mergulho das camadas. Descem a escarpa da cuesta em direção à depressão ortoclinal. A erosão remontante dos cursos anaclinais provoca a retirada gradativa do material subjacente, implicando no desgaste da camada resistente (cornija) com conseqüente “festonamento’’ do front. Cataclinais de Reverso ou Resseqüentes

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

Os fatores que diferenciam a forma das cuestas são de ordem estrutural e dependem da resistência, espessura e mergulho das camadas, e de ordem escultural, que dependem do sistema morfoclimático, organização da drenagem e tempo de evolução. Elas podem ser: retilíneas – quanto mais espessas e resistentes forem as camadas, mais difícil será o entalhe pelos rios; festonadas – quanto mais espessa for a camada friável abaixo da cornija, mais longa será a vertente côncava e quanto mais longa for a vertente, mais intensa será a erosão, e maior será o recuo.

O clima interfere na forma das cuestas da seguinte forma: temperado úmido – cornijas mais arredondadas tropical – solapamentos origina detritos finos semi-árido – recuo das escarpas é rápido, devido processo mecânicos de meteorização das rochas.

Estrutura concordante inclinada – hog–backs, costões e cristas isoclinais  As demais formas de estrutura concordante inclinada são hog–backs, costões e cristas inclinadas. Hog–backs são formas similares as cuestas, porém elaboradas em estruturas monoclinais com mergulhos superiores a 30°. Como dificilmente são encontrados mergulhos destas proporções associados somente aos processos de deposição, os hog–backs geralmente estão associados a fenômenos tectônicos. Formam um relevo assimétrico com cornija e reverso mais inclinados do que nas cuestas. São comuns na periferia de domos ou de estruturas de dobras. Costão é uma estrutura inclinada que possui mergulho com mesmo sentido do front da escarpa, ou seja, as camadas possuem inclinação inversa em relação à cuesta. Crista isoclinal desenvolve-se em estruturas de camadas quase verticais, relacionada a processos tectônicos. As cristas apresentam simetria de flancos e a mesma inclinação das camadas.

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

 Atividade Complementar 1. O relevo terrestre é o resultado de uma conjugação de forças que existem na natureza. Quais são as principais forças responsáveis pela formação do relevo? Como elas atuam?

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

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

4. Cite e descreva os elementos do relevo jurássico.

5. Quais são as feições morfológicas geradas por falhamentos?

PROCESSOS EXÓGENOS DE ESCULTURAÇÃO DO RELEVO PRINCIPAIS PROCESSOS DO CICLO SUPERFICIAL

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

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

Os principais processos do ciclo super ficial são: intemperismo; erosão; transporte; sedimentação; Estes processos são responsáveis pelo desgaste e esculturação do relevo terrestre. O intemperismo prepara os materiais geológicos para o ciclo erosivo e sedimentar (erosão, transporte e sedimentação) através dos agentes da denudação continental (águas super ficiais e subterrâneas, geleiras, oceanos e ventos). A água da Terra constitui a hidrosfera e distribui-se por três reservatórios principais, que são os oceanos, os continentes e a atmosfera, entre os quais existe uma circulação perpétua, o ciclo da água ou ciclo hidrológico.  As condições climáticas, como temperatura, umidade e pressão, respondem pela meteorização das rochas, que geram os diversos tipos de relevo existentes na superfície terrestre. Para compreender melhor estas relações e proporcionar um encadeamento seqüencial na análise das formas de relevo, serão apresentadas algumas considerações sobre as formas de intemperismo e a suscetibilidade das rochas à alteração.  A erosão, assim como o intemperismo, é um outro processo do ciclo super ficial responsável pela esculturação e desgaste do relevo terrestre.  A superfície da Terra sofreu modificações profundas ao longo do tempo e continuará se transformando indefinidamente. Isto acontece porque os agentes de erosão, alteram a superfície de maneira quase imperceptível, mas constante. O homem também tornou–se um agente de erosão quando emprega métodos inadequados para o cultivo da terra, desmata áreas, altera o perfil das vertentes, constrói de maneira inadequada, dentre tantas outras ações danosas.

MODELADO DAS VERTENTES  As vertentes, também denominadas de encostas, são os elementos principais da superfície terrestre. Com exceção de fundos de vales e topos de chapadas, quase todas as terras emersas são constituídas por  vertentes. Pela sua distribuição generalizada na superfície terrestre, a abordagem das formas de relevo relacionada aos processos exógenos começará com o estudo do modelado das vertentes.

 Atenção! Pode-se definir vertente como um elemento da superfície terrestre inclinado em relação à horizontal, tendo um gradiente e uma orientação no espaço.  As vertentes são produzidas por intemperismo e erosão, com elementos basais de origem deposicional ou erosiva. Há vários objetivos no estudo das vertentes. Para o geomorfólogo, elas são unidades da superfície da Terra fundamentais para explicar a evolução do relevo. Por isto, é muito importante entendê-las nos seus vários aspectos: formas, processos de erosão e intemperismo nelas atuantes. Os estudos das vertentes não interessam apenas aos geógrafos da disciplina Geomorfologia, mas também a outros profissionais que lidam com agricultura, mineração ou atividades a fins. Contudo cada um destes pro fissionais só se preocupa com um aspecto particular das vertentes. O geomorfólogo é o único que tem uma  visão abrangente de todos os aspectos das vertentes. O desenvolvimento das vertentes é o principal resultado da denudação. Sua importância se dá na compreensão das paisagens naturais para prevenção e controle de erosão dos solos nas terras agrícolas e na ocorrência de movimentos de massa. Qualquer obra que o homem realizar sobre uma encosta poderá afetar as formas do relevo.  As encostas variam de forma, comprimento e declividade de um local para outro e até num mesmo local. Estas mudanças se devem a fatores, climáticos, pedológicos, geológicos, dentre outros.

Forças que atuam nas vertentes

Os materiais de vertente são altamente variáveis, dependendo dos diversos tipos de terreno. A gravidade é o “motor” dos movimentos de massa. Numa vertente, a força da gravidade pode ser decomposta em duas componentes principais, uma atuando de forma perpendicular (gp) e outra atuando tangencialmente (gt) à superfície da vertente. O ângulo que a vertente faz com a horizontal é denominado de ângulo de repouso, e é de finido como o ângulo máximo no qual os materiais soltos de uma vertente se mantêm estáveis. Uma vertente mais inclinada do que o ângulo de repouso é instável e tenderá a colapsar para alcançar novamente o ângulo estável.

O ângulo de repouso varia signi ficativamente com vários fatores, dentre eles, o tamanho e a forma das partículas. Fragmentos maiores, mais achatados e mais angulosos de material solto permanecem estáveis em  vertentes com declives acentuados. O ângulo de repouso também varia com a quantidade de água existente entre as partículas. O ângulo de repouso da areia úmida é mais acentuado do que o da areia seca, uma vez que a pequena quantidade de água entre os grãos tende a unilos de forma a resistirem ao movimento.  A origem desta tendência é a tensão superficial, que é a força de atração que existe entre as moléculas de água em uma superfície. Entretanto, muita água mantém as partículas afastadas umas das outras e permite que elas se movam livremente umas em relação às outras.  As vertentes dos materiais consolidados podem ser mais abruptas e menos regulares, mas se elas se tornarem muito abruptas ou se a vegetação for retirada, podem se tornar muito instáveis. Características naturais das encostas

 As vertentes resultam de diversos processos endógenos e exógenos. Os processos endógenos estão relacionados a vulcanismo, orogênese e epirogênese, os quais tanto modi ficam a posição altimétrica e a orientação das vertentes pré–existentes como produzem novas vertentes. Já os processos exógenos são controlados por fatores externos, tais como intemperismo, movimentos de massa, transporte e deposição. Estes processos tendem a reduzir a paisagem terrestre a um nível de base, sendo que o principal é o nível do mar.  A descrição das vertentes fornece informações importantes para a caracterização das áreas e pode ser realizada em perfil ou em plano. Os principais índices morfométricos das vertentes são: altitude; amplitude; comprimento da rampa; declividade.  As principais formas das vertentes são: côncavas; convexas; retilíneas;. Geralmente as vertentes se apresentam como uma combinação das formas acima citadas e também podem ser subaéreas e submarinas. As encostas de forma convexa são características de processos de rastejamento (creep), erosão por salpicamento (splash) e divergência de fluxos, com lavagem de superfície do terreno. As concavidades estão associadas à erosão e à deposição.

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

 As vertentes podem ter duas origens: erosiva – formando morros, colinas, escarpas, etc. deposicional – formando planícies, cones de dejeção, etc.

Declividade e estabilidade das encostas  Vários fatores controlam a declividade, sendo a geologia um fator principal. Os processos que ocorrem em uma vertente dependem de fatores como declive, litologia e condições climáticas. Diferentes declividades podem aparecer em diferentes tipos de solos e rochas.  As encostas rochosas podem ter inclinações suaves ou abruptas. A estabilidade destas encostas depende do intemperismo e do grau de fragmentação das rochas. Os folhelhos, por exemplo, tendem a se fragmentar em pequenos pedaços que formam uma fina camada de cascalho cobrindo o substrato rochoso. O ângulo de inclinação da vertente rochosa é semelhante ao ângulo de repouso da areia grosseira solta. O cascalho acumula-se gradualmente, formando uma vertente instável. Eventualmente, algum material solto desliza vertente abaixo. Isto acontece nas estradas, quando se formaram vertentes instáveis sem que nada fosse feito para prevenir, levando a desmoronamentos que restringem ou impossibilitam o tráfego. Os calcários e os arenitos de ambientes áridos, que são resistentes à erosão e desintegram–se em grandes blocos, apresentam comportamentos contrastantes. As encostas íngremes das partes altas são bem mais estáveis do que as encostas mais suaves cobertas com fragmentos de rochas das partes mais baixas.  A exceção feita às eventuais quedas de massas rochosas que se abatem e rolam sobre a vertente coberta de rochas abaixo. O acúmulo de fragmentos de rochas nestas vertentes faz com que ela se torne mais inclinada até ultrapassarem o ângulo de repouso, quando tornam–se instáveis e deslizam morro abaixo.

Quando estes calcários e arenitos se encontram intercalados com folhelhos, as encostas podem se tornar escalonadas, como no caso das rochas do Grand Canyon. Quando o folhelho vai sendo retirado, as camadas mais duras ficam sem sustentação, tornam-se menos estáveis e caem, eventualmente, em grandes blocos.   A estrutura das camadas influencia na sua estabilidade, especialmente quando o mergulho das camadas é paralelo ao ângulo da encosta. Os planos de estrati ficação podem ser potenciais zonas de fraqueza, uma vez que as camadas adjacentes diferem na sua composição mineralógica, na textura ou na sua capacidade para absorver água. Essas camadas podem tornar-se instáveis, permitindo que massas de rocha deslizem ao longo dos planos de estrati ficação. O movimento de massa, por exemplo, tem possibilidade de ocorrer em declive moderado, desde que a presença de água e de argila seja suficiente para reduzir o atrito do material intemperizado em relação à estrutura subjacente.

PROCESSOS INTEMPÉRICOS Denomina-se intemperismo ou meteorização o conjunto de processos físicos e químicos que ocasionam a desintegração e a decomposição das rochas e dos minerais devido à ação de agentes geológicos e biológicos. Em função dos mecanismos predominantes de atuação, são classi ficados em: intemperismo físico; intemperismo químico; intemperismo biológico.

Intemperismo físico O intemperismo físico consiste na desagregação física das rochas, com separação dos grãos minerais antes coesos e com sua fragmentação, transformando a rocha em material descontínuo e friável. Na realidade, ele prepara a rocha para a atuação do intemperismo químico. Os principais fatores desta desintegração são: alívio de pressão; expansão térmica.

Saiba Mais! No intemperismo físico não há alteração da composição química das rochas. As conseqüências diretas deste tipo de intemperismo são a redução da granulometria dos minerais, um aumento da superfície específica das rochas e a formação de solo.

crescimento de cristais; hidratação de minerais; processos físico–biológicos.

Intemperismo químico O intemperismo químico consiste da decomposição das rochas devido ao rompimento do equilíbrio do conjunto de íons que constituem os minerais. É um processo muito lento, complexo e variado e ocorre principalmente em regiões de altas temperaturas e elevada pluviosidade. Os principais agentes são:  A água de infiltração, que por ser levemente ácida (contendo gases e íons dissolvidos), é quimicamente ativa; Os agentes biológicos e seus produtos orgânicos. No intemperismo químico há alteração da composição química das rochas. As reações químicas conduzem o mineral a um arranjo mais estável em suas novas condições, originando minerais de composição diferente dos existentes. Estes novos minerais são estáveis nas condições da superfície e futuramente darão origem ao solo.  As principais reações químicas que ocorrem no intemperismo químico são: Hidratação; Hidrólise; Dissolução; Oxidação; Complexação.

Hidratação : consiste na adição de moléculas de água na estrutura do mineral, modi ficando-a e formando um novo mineral. A água de hidratação causa uma expansão do volume desse mineral e pode ser eliminada através do aquecimento do mineral acima da temperatura de ebulição da água. Ex.: transformação da anidrita em gipso.

CaSO4 + 2H2O CaSO4 . 2H2O gipso (gesso) anidrita Hidrólise: consiste na decomposição do mineral pela água devido à quebra da sua estrutura pela ação dos íons H+ e OH- dissociados da água. Qualquer reação que aumente a concentração H+ na água aumenta a eficiência da hidrólise. A hidrólise pode ser demonstrada através da decomposição dos silicatos (feldspatos, micas, hornblenda, augita, dentre outros) pela água dissolvida. →

Ex: transformação do feldspato em argila.

2KAlSi3O8 + 2H2CO3 + H2O  Al2Si2O5(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K + + 2HCO3 –  caulinita ortoclásio →

Dissolução: é a solubilização de minerais em maior ou menor grau sob processos intempéricos em função da concentração de íons H+ (pH). Determinadas rochas ou minerais são dissolvidos mais facilmente pela água do que outros. Por exemplo, a água pura solubiliza facilmente sais clorídricos (halita, carnalita) e mais lentamente minerais como o gipso e a anidrita. Carbonatação: é um tipo de dissolução que consiste na dissolução de rochas carbonatadas (calcário e dolomito) pela água pura ou enriquecida em gases e ácidos. O gás carbônico dissolvido na água dá origem a uma solução ácida, denominada de ácido carbônico (H 2CO3 ), que reage com os minerais carbonatados e provoca a dissolução da rocha. Esta água agindo sobre o calcário transforma o CaCO 3 da calcita em bicarbonato de cálcio, bastante solúvel em água, que é lixiviado. A reação pode ser assim expressa:

CaCO3 + H2CO3 calcita

Ca(HCO3 )2 bicarbonato de cálcio

→

Oxidação : é uma das principais reações do intemperismo químico e ocorre quando o oxigênio combina com um elemento dos minerais (geralmente Fe, Al e Mn) formando óxidos. A evidência da oxidação é a coloração avermelhada ou amarelada encontrada em rochas e solos. Ex: transformação da hematita em goethita.

2Fe2O3 + 3H2O hematita

→

2Fe2O3. 3H2O goethita

Complexação : é a reação na qual complexos orgânicos solúveis ligam–se a elementos químicos insolúveis, mobilizando–os. É um processo comum em ambientes frios onde a decomposição da matéria orgânica não é total, formando ácidos orgânicos que diminuem o pH das águas e permitem complexar Fe e Al, colocando-os em solução.

No intemperismo químico ocorre uma completa modi ficação das propriedades físicas e químicas das rochas. As conseqüências diretas deste tipo de intemperismo são:  Aumento no volume dos minerais secundários em relação aos minerais primários; Formação dos solos; Esfoliação esferoidal.

Intemperismo biológico O intemperismo biológico consiste na desagregação física e na decomposição química das rochas causada pelos organismos vivos. A desagregação das rochas pode ser provocada pelas raízes dos vegetais que penetram em suas fendas. Considerável redução em tamanho de minerais e rochas pode ser causada pela abundância da flora e fauna nos solos de áreas úmidas.  As atividades orgânicas de bactérias, fungos, líquens, algas e musgos tomam parte na decomposição das rochas pela ação dos seus metabólitos (CO2, nitratos, ácidos orgânicos, etc). Fatores que controlam o intemperismo  Várias características do ambiente em que se processa o intemperismo influem diretamente na velocidade e na intensidade das reações de alteração e, conseqüentemente, na formação das diversas formas de relevo. Os principais fatores de controle do intemperismo são:

material parental (ou original); clima; topografia; biosfera; tempo. Material parental: a natureza dos minerais, e a textura e estrutura das rochas determinam a resistência à alteração. Entre os minerais constituintes das rochas alguns são mais suscetíveis à alteração do que outros. A série de Goldich representa a seqüência normal de estabilidade dos principais minerais frente ao intemperismo. Devido a estes diferentes comportamentos dos minerais, os per fis de alteração são naturalmente enriquecidos nos minerais mais resistentes, como o quartzo, e empobrecidos ou mesmo desprovidos dos minerais mais alteráveis, como a olivina. Para os minerais silicáticos de origem magmática, essa série é equivalente à série de Bowen, que representa a ordem de cristalização dos minerais a partir da solidi ficação do magma. A figura abaixo mostra a correlação entre a série de Goldich (à esquerda) e a série de Bowen (à direita).

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

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

Em climas quentes e úmidos (intertropicais e equatoriais), devido à abundância de água, o intemperismo químico é maior do que o físico. Neste tipo de clima, minerais primários inalterados e os constituintes solúveis dos minerais de alteração são escassos. Em climas quentes e secos, como a evaporação é maior que a precipitação, o intemperismo físico é

maior que o químico. É comum a cristalização de sais nos solos e nas rochas. Os minerais primários inalterados são abundantes e os minerais de alteração ainda re fletem a sua composição inicial (ricos em sílica e bases). Em climas temperados, as reações químicas são retardadas. Topografia: regula a velocidade de escoamento super ficial das águas pluviais e controla a quantidade de água que in filtra nos perfis. Biosfera: promove a ruptura das rochas através do crescimento das raízes das plantas e a remobilização dos materiais do solo pelos organismos. A presença da vegetação possibilita a estabilização de encostas e o retardamento da erosão mecânica, favorecendo a in filtração das águas das chuvas e promo vendo o intemperismo químico. Superfícies rochosas colonizadas por liquens são muito mais rapidamente atacadas pelo intemperismo químico. Tempo: depende da susceptibilidade dos minerais e do clima. Valores da ordem de 20 a 50 metros por milhão de anos podem ser considerados representativos para a velocidade de aprofundamento do per fil de alteração.

Minerais e elementos químicos envolvidos no intemperismo

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

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

Solo: o resíduo do intemperismo Os solos resultam das transformações estruturais no material que sofreu intemperismo pela ação dos agentes meteóricos e dos organismos vivos. A estas transformações estruturais que dão origem aos solos denomina–se pedogênese. Em sentido amplo, solo é o material super ficial da crosta terrestre sobre o qual ocorrem alterações devidas aos fenômenos atmosféricos e à biosfera, na qual se incluem certas espécies animais,  vegetais e de microrganismos. Entretanto, os geólogos preferem denominar esse material não consolidado que recobre as rochas de manto de intemperismo ou regolito . Em sentido estrito, o solo corresponde à parte delgada do manto de intemperismo que oferece as condições de sustentação e subsistência necessárias à vida vegetal. Geralmente, os solos contêm matéria orgânica carbonosa, escura, chamada húmus, gerada pela decomposição da matéria orgânica.  A parte subjacente ao solo se denomina subsolo. O ramo das ciências da Terra que estuda o solo chama-se  pedologia ou edafologia . Formação dos solos

 As rochas que afloram sobre a superfície terrestre, submetidas à ação modi ficadora de diversos agentes, dão origem aos solos. Um solo pode originar-se de qualquer tipo de rocha: ígnea, metamór fica ou sedimentar. Os principais fatores que controlam o tipo de solo que será formado e a sua evolução são os mesmos que controlam o intemperismo.  As características de um solo dependem em grande parte da rocha matriz, mas há outros fatores que contribuem decisivamente em sua formação. O tempo, por exemplo, é um fator importante, pois cada tipo de material tem sua velocidade de decomposição: um folhelho se decompõe mais rapidamente que uma rocha ígnea. O clima é outro fator de grande importância na formação dos solos. Com exceção de casos extremos de diferenças de composição, o que geralmente acontece é que, em função do clima, tipos diferentes de rochas podem originar solos iguais.  A in fluência do relevo se percebe na diferença existente entre os solos das regiões fortemente inclinadas e os das regiões planas, devido às condições de drenagem, entre outros fatores. Chamam-se solos residuais os que repousam sobre a própria rocha matriz de que derivaram. Nesse caso, observa-se em seu perfil uma transição gradual do solo para o subsolo, e deste para a rocha matriz. Os solos formados de material trazido de pontos afastados pela ação de agentes geológicos chamam-se solos transportados. Perfil do solo

 A organização dos solos se dá pela remobilização dos materiais por vários mecanismos de transferência de partículas e de íons causando a diferenciação dos horizontes pedológicos. Um solo é dito maduro quando, depois de sujeito por longo período a diferentes condições climáticas, adquire características peculiares. A seção de um solo maduro mostra um per fil constituído de três horizontes principais, designados A, B e C, que diferem em cor, textura, estrutura e composição, e variam em espessura. O horizonte A  é fofo, rico em matéria orgânica, útil para as culturas; o

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

Os solos se reúnem em classes determinadas primeiramente pelo tipo de clima em que se originaram. Chamam-se lateritos os solos desenvolvidos por processos de intemperismo próprios de climas quentes e úmidos. Ricos em óxidos de ferro e alumínio com lixiviação de sílica, os lateritos apresentam cor vermelha ou amarela. Tchernoziom (em russo, “terra negra”) é a nome dado aos solos negros de clima temperado, subúmido. O solo podzólico, de cor cinza, é típico de clima frio, úmido. No Brasil, os solos mais comuns são: latossolos, argissolos, nitissolos, alissolos, plintissolos, lu vissolos, planossolos, espodossolos, chernossolos, gleissolos, planossolos, cambissolos, neossolos, organossolos, vertissolos. Entretanto, há designações populares para distinguir tipos de solos. No estado de São Paulo, dá-se o nome de terra roxa aos solos originários da decomposição de basaltos. A designação massapê é usada no Norte do Brasil para solos pretos argilosos. Em São Paulo, o mesmo nome se aplica aos solos argilosos provenientes da decomposição de xistos metamór ficos. O salmourão é um solo arenoargiloso proveniente da decomposição de granitos e gnaisses. Evolução dos solos sob diferentes sistemas morfoclimáticos

 A intensidade da lixiviação é inversamente proporcional à temperatura e quantidade de água in filtrada. Nos climas temperados, as temperaturas são pouco elevadas podendo ocorrer um período de queda de neve com retenção de água. A lixiviação é moderada e a atividade biológica é reduzida. Os minerais argilosos do solo impermeabilizam a superfície e a ação dos processos de denudação sobre as vertentes será mais intensa. A paisagem resultante será de encostas suaves, convexas no topo e côncavas na base cobertas por alguns decímetros de solo. Nos climas frios, a atividade biológica é bem reduzida e a lixiviação é muito pequena. Os solos evoluem lentamente e são bem rasos. O intemperismo mecânico é muito e ficaz na destruição dos relevos, que se apresentam como fragmentos de rochas sobre as vertentes nuas expostas à desagregação, podendo formar penhascos abruptos. Nos climas intertropicais quentes e úmidos, as altas temperaturas e a elevada umidade favorecem a lixiviação. O quartzo é parcialmente atacado e as argilas podem caracterizar a zona meteorizada atingindo dezenas de metros. Nos climas tropicais com estação seca definida, do tipo savana e cerrado, as temperaturas são também elevadas, mas a vegetação é menos abundante que nos climas intertropicais úmidos. Ocorre a deposição e a oxidação do ferro na parte superior do horizonte B. Estas concentrações podem endurecer e aparecer na superfície após a erosão super ficial. Nos climas semi-áridos a lixiviação é quase nula. Os minerais são pouco mobilizados e os solos são rasos, pouco húmiferos, mineralizados, secos, com fraca estrutura e muito sujeitos a erosão.

PROCESSOS EROSIVOS Os agentes erosivos são os principais responsáveis pelo modelado do relevo. Eles variam, sobretudo, em função dos fatores climáticos, litológicos, estruturais e topográ ficos de uma dada região. Assim, por exemplo, a ação dos rios só se faz sentir onde houver águas correntes, da mesma forma que as geleiras só se encontram em latitudes e/ou altitudes que permitam a formação e manutenção de gelo. A floramentos de rochas carbonatadas e de rochas intrusivas ou metamór ficas respondem de formas diferentes ao mesmo

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

 Você Sabia?  A erosão é um fenômeno de desgaste constante de rochas e solos da crosta terrestre. Ela mobiliza as partículas produzidas pelo intemperismo. A maioria dos processos erosivos resulta da ação combinada de vários fatores como o calor, o frio, os gases, o vento, a gravidade e a vida animal e vegetal. Os principais tipos de erosão são: pluvial; uvial;

fl

marinha; eólica; glacial. Erosão pluvial – é causada pela água da chuva nos solos e nas rochas. Quando o terreno está sem  vegetação, ele fica desprotegido e as chuvas carregam a camada super ficial do solo, onde existem substâncias necessárias às plantas. Desta forma, um solo fértil pode transformar–se em árido causando prejuízos à lavoura e desmoronamentos. As águas das chuvas também provocam um desgaste nas rochas através da dissolução de seus componentes, embora muito mais lento do que nos solos. Erosão fluvial – é o desgaste provocado pelas águas dos rios. As fortes correntezas dos rios  vão arrancando fragmentos das margens, alterando assim os seus contornos. Este material é carregado pelas águas e depositado em outros locais. Com o passar dos tempos, os rios podem mudar o seu percurso por causa da erosão. Erosão marinha – é causada pelo mar, que age sobre as rochas e as praias através das ondas. Erosão eólica – é o desgaste provocado pelo vento. O vento transporta areia para lugares distantes. No seu trajeto, os grãos de areia desgastam e alteram as formas das rochas que encontram pelo caminho. Erosão glacial – é o desgaste das rochas provocado pelo movimento do gelo.

 As diferentes paisagens encontradas na superfície da Terra, com suas características geomorfológicas bem definidas, são compatíveis com os agentes erosivos que atuam sobre elas. De um modo geral, podemos considerar três grandes agentes erosivos: a gravidade; a água (nas formas de torrentes, rios, oceanos, geleiras); o vento .

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

Transporte e sedimentação

Saiba Mais! O transporte consiste na “viagem” das partículas e íons retirados das rochas e solos pelo intemperismo e erosão até o seu sítio de deposição. Este transporte é feito pelas correntes de água e de vento e pelo deslocamento das geleiras.  Através da deposição ou sedimentação, as partículas e os íons depositam–se quando o  vento cessa, as correntes de água se desaceleram, ou as bordas das geleiras se fundem. Quando estas partículas e íons que sofreram erosão e transporte são depositados nos vários ambientes da superfície terrestre são denominados sedimentos. Estes sedimentos podem ser de dois tipos: clásticos; químicos ou bioquímicos. Os sedimentos em uma bacia sedimentar são o re flexo não apenas do agente de transporte e de deposição, mas também do tipo de intemperismo que atuou na área fonte. Para dar um encadeamento seqüencial e lógico no que será abordado daqui em diante, os agentes erosivos, as formas de transporte e sedimentação bem como as feições do relevo de cada agente serão tratados nos seus conteúdos especí ficos. Erosão, transporte e deposição através da atividade glacial

Quando as temperaturas médias de uma região se situam abaixo de 0ºC, as precipitações ocorrem mais freqüentemente sob a forma de neve, que posteriormente é convertida em gelo. As duas grandes regiões de acumulação de gelo são as regiões polares e as regiões das altas altitudes. Nestas regiões, o gelo desempenha um papel fundamental na esculturação do relevo terrestre, pois ele é quem mais tem energia para destruir as rochas e transportá-las para regiões mais rebaixadas. Sendo assim, ele se comporta como o agente de intemperismo mais competente para a destruição e recon figuração das paisagens montanhosas.  As geleiras são massas de gelo formadas naturalmente pela acumulação, compactação e recristalização da neve, que se movimentam pela ação da gravidade. Fazem parte da criosfera e são sistemas dinâmicos que envolvem acumulação e transporte de gelo.  As partes de um sistema glacial são: zona de acumulação; zona de ablação; linha de neve;

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

Erosão glacial  A erosão glacial é provocada pela remoção e incorporação, pelas geleiras, de partículas ou detritos do assoalho sobre o qual elas se movem. Os principais processos de erosão glacial são: abrasão; remoção; ação da água de degelo. abrasão - desgaste do assoalho sobre o qual as geleiras se deslocam, pela ação das partículas rochosas transportadas na base do gelo. remoção - remoção de fragmentos rochosos maiores pelas geleiras, associada a fraturas ou descontinuidades nas rochas do substrato. água de degelo - erosão por ação mecânica e química. Os fatores que mais interferem na ação erosiva da água de degelo são as características do embasamento, velocidade e turbulência da água e quantidade de partículas transportadas. Transporte glacial

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

como a água e o vento, o gelo tem uma competência e uma capacidade. A competência do gelo é extremamente alta, assim como a sua capacidade. Quando o gelo glacial derrete, ele deposita uma carga de sedimentos muito heterogênea. A principal diferença entre os sedimentos glaciais e os fluviais e eólicos é a sua grande variedade de tamanhos. Os sedimentos fluviais são bem selecionados e os sedimentos eólicos têm uma seleção ainda melhor do que o fluvial. Deposição glacial

Os principais depósitos que caracterizam a paisagem pós-glacial são: Morenas (frontal, basal e lateral); Drumlim; Esker; Kame; Kettle.

Morenas – são depósitos constituídos de um amontoado de fragmentos rochosos de todos os tamanhos que foram arrancados do substrato pela geleira e também de sedimentos produzidos pela abrasão do gelo sobre a rocha. Este depósito pode se localizar na frente da geleira, na sua base ou em suas margens. Ele recebe a denominação de morena frontal, basal e lateral, respectivamente. Drumlin  – colina com a forma de extensos cordões alongados de till e substrato rochoso, paralelos à direção de movimento do gelo, em um terreno de geleira continental. Esker – crista longa, estreita e sinuosa formada por areia e cascalho encontrada no meio de uma morena. Kame – depósito flúvio–glacial formado em uma cavidade ou em uma depressão da geleira que, após o derretimento, forma pequenos montículos. Kettle – depressão formada em uma morena ou em um depósito flúvio–glacial criado pelo derretimento de um bloco de gelo aprisionado dentro dos materiais.

Os principais tipos de sedimentos glaciais são: Deriva glacial;  Till;  Varve. Deriva glacial – denominação genérica que inclui os sedimentos glaciais primários, material transportado por degelo e outros depositados em massa de águas de inundação provenientes da própria geleira ou do mar.  Till – sedimento mal selecionado cujas partículas variam desde o tamanho das argilas até blocos de rochas.  Varve – sedimento de fundo de lago glacial. Formas de relevo glaciais

 As geleiras alpinas esculpem as montanhas de uma maneira bem característica e facilmente reconhecível. Da ação erosiva das geleiras resultam, após o derretimento do gelo, as seguintes paisagens: Circos glaciais (antigas zonas de acumulação do gelo);  Vales em forma de “U”; Picos e arestas (delimitam os  vales suspensos );

 Vales suspensos (resultam da escavação de geleiras menores); Fiordes (vales glaciais afogados).

O substrato rochoso traz as marcas das geleiras. As principais marcas deixadas pelas geleiras são: Rochas moutonnées – são rochas que foram arredondadas pela fricção do gelo. Estrias glaciais – são sulcos formados no pavimento rochoso pelas rochas trazidas pelo gelo. Estas estrias permitem determinar a direção e o sentido do escoamento do gelo quando a geleira desaparece. A cartografia das estrias permite a reconstrução do seu padrão de fluxo, com importantes implicações na reconstrução de antigas linhas de costa e da paleoecologia das regiões. Erosão, transporte e deposição através da atividade eólica

 A atividade eólica representa um conjunto de fenômenos de erosão, transporte e sedimentação promovidos pelo vento. Sedimentos eólicos são os materiais movimentados e depositados nesse processo. O vento é o agente modelador menos efetivo da superfície terrestre. Age em regiões onde a precipitação é baixa e a evaporação é alta. Erosão eólica

Os principais mecanismos de erosão eólica são: Deflação  Abrasão (ou Corrasão) Deflação – processo de rebaixamento do terreno pela remoção e transporte de areia e poeira da superfície do terreno. As principais feições geradas por de flação são:

Bacias de deflação; Pavimentos desérticos – superfícies de cascalhos concentrados pela ação seletiva de sedimentos finos; Oásis.  Abrasão – processo de desgaste e polimento da superfície das rochas produzido pelo impacto de diferentes partículas transportadas pelos ventos. As principais feições geradas por abrasão são:

  Ventifactos – típicos dos desertos do Saara,  Atacama, Taklimakan (China)  Yardangs – formados pela ação abrasiva em sedimentos e rochas sedimentares pouco consolidadas, assemelham-se a cascos de barcos virados. Bacia do Lut (Irã) e Atacama

Transporte eólico

O movimento das massas de ar redistribui a energia solar na atmosfera e representa a capacidade para o deslocamento de partículas. Quanto maior a velocidade do vento, maior a sua capacidade de transporte. Anteparos naturais ou arti ficiais podem reduzir a velocidade destas massas e o seu transporte, como, por exemplo, a Cadeia Andina. Quando o vento sopra próximo à superfície do terreno, sua velocidade diminui devido ao atrito. Os principais fluxos das massas de ar são: Laminar – afastado da superfície do terreno;  Turbulento – próximo à superfície do terreno.  A atividade geológica mais comum dos ventos resulta do fluxo turbulento. As partículas são transportadas pelos ventos através dos seguintes mecanismos: Suspensão; Saltação;  Arrasto. Suspensão – são transportadas partículas de poeira (diâmetros < 0,125 mm). O maior volume de material transportado e depositado pelos processos eólicos é feito por suspensão.  Através dele, as partículas podem permanecer em suspensão por longo tempo, sendo transportadas por grandes distâncias. Saltação – ocorre o transporte de areia (partículas com diâmetros entre 0,125 e 2 mm). Este tipo de transporte é mais limitado do que o transporte em suspensão. Para uma mesma velocidade de vento, quanto maior a partícula, menor o deslocamento. Constituem diferentes feições morfológicas, entre elas, as dunas. A ação eólica produz estruturas sedimentares como marcas onduladas e estratificação cruzada.  Arrasto – são transportadas partículas com diâmetros superiores a 0,5 mm. Este mecanismo é bem mais restrito devido ao peso destas partículas e ao atrito entre elas e o substrato. Deposição eólica

 A deposição pelos ventos ocorre quando a sua velocidade diminui. As formas de acumulação podem ser provenientes de explosões vulcânicas, de áreas periglaciais, de praias e de regiões áridas. As principais formas de sedimentação atuais ocasionadas pelos ventos possuem feições sedimentares como estratificação cruzada e marcas de onda. São elas: Dunas; Mares de areia; Loess.

Dunas – são elevações de forma regular e característica resultantes de uma deposição contínua de partículas transportadas pelo vento. A face de maior ângulo é o sotavento e a mais suave é o barlavento. Elas são feições morfológicas importantes das regiões desérticas. Com base na morfologia, elas são classificadas como: transversais; barcanas; parabólicas; estrela; longitudinais.

Saiba Mais! Os parâmetros que determinam a morfologia de uma duna são:

 velocidade e variação do rumo do vento predominante; características da superfície percorrida pelas areias transportadas pelos ventos; quantidade de areia disponível para a formação das dunas.

Mares de areia – são vastas áreas onde a precipitação é rara e encontram-se cobertas por areia. Os maiores mares de areia do mundo estão localizados no Norte da África (onde são conhecidos como ergs), na Arábia Saudita e nas partes central e oeste da Austrália. Loess – são sedimentos muito finos (silte e argila), homogêneos e friáveis, comumente amarelados, constituídos de diversos minerais (quartzo, feldspato, an fibólio, mica, argila e carbonatos) e fragmentos de rocha pouco alterados. Possuem espessuras médias de 30 m e as ocorrências mais expressivas encontram–se na Mongólia central, China, Europa e EUA. Uma parte importante destes sedimentos é originada por erosão glacial. Os depósitos de loess cobrem um décimo das terras expostas e comporta as terras mais férteis do mundo.

 A paisagem desértica

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

tamanhos produzidos pelo intemperismo formam encostas abruptas contornadas, em suas bases, por massas de tálus com alta declividade. Os vales dos desertos têm a mesma variação de perfil dos vales de outros lugares, porém apresentam mais paredes abruptas. A maior parte da paisagem dos desertos é modelada pelos rios, mas os vales são geralmente secos. Uma forma característica do modelado do deserto é o pedimento, que consiste de vastas plataformas suavemente inclinadas de substrato rochoso deixado para trás à medida que a frente das montanhas vai sendo erodida e recuada de seus vales.

 Atividade complementar 1. Intemperismo, erosão, transporte e deposição são os principais processos do ciclo super ficial. Faça uma correlação entre os tipos de intemperismo e os tipos de clima em que atuam.

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

3. O que são vertentes? Quais as suas principais formas?

4. Quais são as formas de relevo esculpidas pelas geleiras?

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

ESTUDOS E APLICAÇÕES DA GEOMORFOLOGIA  ATUAÇÃO DOS AGENTES DA DINÂMICA EXTERNA GEOMORFOLOGIA FLUVIAL Os rios são os principais agentes de transporte de sedimentos formados pelo intemperismo das áreas elevadas para as mais baixas e dos continentes para o mar. No sentido geral, um rio é um curso de água doce natural, com canal definido e fluxo permanente ou sazonal, que deságua em um outro rio, no mar ou em um lago. Ele recebe água pelo escoamento superficial e pelo escoamento de base, e perde pela evaporação.

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

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

O principal interesse da Geomorfologia Fluvial é o estudo dos processos e das formas relacionadas ao escoamento dos rios. Além do estudo dos rios, engloba, também, o das bacias hidrográ ficas. Os rios têm uma importância fundamental no processo de elaboração do relevo. A morfologia de um rio e de sua bacia de drenagem não é estática, pois o material está sendo constantemente removido, promovendo mudanças nas formas de relevo fluviais e superficiais.

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

 A erosão na superfície começa antes da formação do rio. Ela ocorre pelo impacto da água no terreno e pelas lâminas de água resultantes de chuvas pesadas. Os principais processos de erosão fluvial são: Remoção do regolito;  Aprofundamento do canal do rio; Erosão regressiva (ou Remontante). Remoção do regolito – a remoção e o transporte do regolito produzido pelo intemperismo é um dos mais importantes processos de erosão é a remoção e o transporte. O regolito é removido a uma taxa média de 6 cm/1.000 anos.  Aprofundamento do canal do rio – é acompanhado pela abrasão do fundo do canal por areia e cascalho quando eles dragam o fundo do rio pelo escoamento da água. As ferramentas da erosão, neste caso, são a areia e o cascalho. Erosão regressiva – é a erosão que se propaga aos poucos em direção à cabeceira. Ela ocorre em função da tendência do rio de restabelecer o seu equilíbrio e é mais freqüente em vales com rochas frágeis. Quando provoca o rompimento da barreira do divisor de águas, permite a ligação entre cursos fluviais de duas bacias hidrográ ficas diferentes (captura de drenagem). Quando o limite entre países fica num divisor de águas é comum ocorrem problemas. Por exemplo, o limite entre Chile e Argentina fica num divisor de águas e com a erosão regressiva na vertente ocidental do Andes, o território chileno vai invadindo o Argentino. Para resolver este problema, houve a substituição da zona limítrofe do divisor de águas para a linha geral de cumeada. A capacidade de erosão de um rio depende da sua velocidade, que envol ve gradiente topográfico e quantidade de água, e da dimensão e densidade das partículas existentes.

Os sedimentos dos rios são provenientes: da erosão das vertentes – através do escoamento pluvial e dos movimentos de massa; da erosão do fundo, parede e leito dos rios – ocasionada, principalmente, pelo aumento da vazão.  As principais formas de erosão fluvial são: corrosão; corrasão; cavitação. Corrosão – engloba todo e qualquer processo químico que se realiza como reação entre a água e as rochas superficiais que com ela estão em contato. Corrasão – é o desgaste pelo atrito mecânico, geralmente através do impacto das partículas carregadas pela água. Um tipo especial de corrasão, denominado evorsão, é originado pelo turbilhonamento da água com elementos sólidos sobre as rochas do fundo do leito. A evorsão gera depressões circulares de vários tamanhos conhecidas como marmitas. Cavitação – é a erosão fluvial que ocorre somente sob condições de grande velocidade da água, quando as variações de pressão, que incidem nas paredes do canal fluvial, facilitam a fragmentação das rochas (rios acidentados).

Transporte

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

 A capacidade de um rio transportar sedimentos aumenta com o quadrado ou o cubo da sua velocidade. Por exemplo, se um rio dobra a sua velocidade, ele pode carregar de 8 a 16 vezes mais sedimentos. A água corrente é o maior agente de erosão não só porque ela provoca a abrasão e a erosão do seu canal, mas também pelo enorme poder de transportar sedimentos inconsolidados produzidos pelo intemperismo. Dentro do sistema fluvial, um sedimento é transportado de três maneiras, sendo que as duas primeiras são formas de transporte detrítico e a última, uma forma de transporte químico. Estas formas de transporte geram três tipos diferentes de carga. São elas:  Transporte em suspensão;  Transporte por tração;  Transporte em solução.   Transporte em suspensão – envolve as partículas de granulometria reduzida (silte e argila) que, por serem muito pequenas, se conservam em suspensão pelo fluxo turbulento, constituindo a carga de sedimentos em suspensão. Esta carga corresponde ao maior volume de material movido por um rio. Esses sedimentos permanecem em suspensão a maior parte do tempo e se movimentam rio abaixo com a mesma velocidade do fluxo da água, até serem depositados no oceano, rio ou planície de inundação.   Transporte por tração – envolve as partículas de sedimentos dos tamanhos areia, seixo e cascalho, que por serem grandes o suficiente para permanecer em suspensão, se juntam sobre o fundo do rio. Estas partículas se movem por rolamento, escorregamento e saltação e originam a carga de leito ou carga de fundo. Esta carga de fundo somente se movimenta quando a velocidade do rio é su ficiente para mover grandes partículas. A carga de fundo geralmente constitui cerca de 7 a 10% da carga total de sedimentos de um rio e o seu movimento é uma das maiores ferramentas da abrasão nos lados e no fundo do canal do rio. A granulometria destes sedimentos vai diminuindo de montante para jusante.  Transporte em solução – os constituintes meteorizados das rochas são transportados em solução química, na forma de íons (Ca, Na, K, etc.), e compõem a carga dissolvida dos cursos d’água. A quantidade de matéria em solução depende, em grande parte, da contribuição relativa da água subterrânea e do escoamento super ficial. A carga dissolvida é transportada na mesma velocidade da água e a deposição desse material só se processa quando houver saturação (por evaporação, como exemplo). Deposição

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

uma área de 2% da superfície terrestre. Sob condições propicias estes aluviões podem acumular-se em centenas e até milhares de metros de espessura. Nas bacias sedimentares, onde predomina o intemperismo mecânico, há fragmentos grosseiros a serem transportados pelos rios enquanto que naqueles onde predomina o intemperismo químico, só elementos de granulometria fina são fornecidos pelos cursos d’água.  A deposição da carga detrítica carregada pelos rios ocorre quando há diminuição da competência ou capacidade fluvial. Esta diminuição pode ser causada: pela redução da declividade do per fil do rio; pela redução do volume do fluxo; pelo aumento do tamanho da carga detrítica. Dentre as várias formas originadas pela sedimentação fluvial destacam-se: planícies de inundação; deltas; diques marginais. Tipos de leitos fluviais

Os leitos fluviais correspondem aos espaços ocupados pelo escoamento das águas. Eles são dos seguintes tipos: leito menor – bem delimitado, encaixa-se entre as margens; leito vazante – está incluído no leito menor e é utilizado para o escoamento das águas, acompanhando o talvegue; leito maior periódico ou sazonal – regularmente ocupado pelas cheias (pelo menos uma vez ao ano); leito maior excepcional – por onde ocorrem as cheias mais elevadas, as enchentes (nem sempre). Formas de relevo em ambientes fluviais

Em ambientes fluviais, as formas de relevo estão relacionadas, principalmente, aos depósitos sedimentares e às formas topográ ficas que se localizam nos canais e nas planícies de inundação.  As principais formas de relevo em ambientes fluviais são: leitos rochosos (saltos, marmitas); depósitos sedimentares e formas topográ ficas nos canais e nas planícies de inundação; terraços fluviais; deltas; cones de dejeção;  vales fluviais.

Leitos rochosos

Os rios com leito sobre rochas coerentes atravessam material consolidado. A resistência encontrada pela corrente faz com que os leitos não estejam adaptados às exigências hidrodinâmicas. A largura e a profundidade variam em pequenas distâncias, o declive é irregular e as margens geralmente são mal definidas. Um dos tipos de leitos rochosos são os saltos. Eles possuem um controle litológico e estrutural e provocam nos rios a presença de corredeiras, quedas d’água, cascatas e cachoeiras.

 As marmitas são depressões de formas aproximadamente circulares formadas pela abrasão giratória de seixos ou blocos que são rotacionados pela energia da água corrente. Com o passar do tempo, as marmitas vão se aprofundando e formam os canyons.

Planícies de inundação

 As planícies aluviais são também conhecidas como planícies de inundação ou várzeas. Correspondem às faixas do vale fluvial compostas de sedimentos aluviais que bordejam o curso d’água e que são periodicamente inundadas durante as enchentes. São formadas por aluviões e por materiais variados depositados no canal fluvial ou fora dele e constituem a forma mais comum de sedimentação fluvial.

Terraços fluviais

Os terraços fluviais representam antigas planícies de inundação que foram abandonadas. Morfologicamente, surgem como patamares aplainados, de largura  variada, limitados por uma escarpa em direção ao curso d’água. Quando compostos por materiais relacionados à antiga planície de inundação, são designados terraços aluviais. Quando foram esculpidos sobre rochas componentes das encostas dos vales, são designados terraços rochosos. Eles são diferentes de terraços estruturais. Dentre as várias explicações para o abandono da planície tem-se a variação climática, o aprofundamento devido à movimentação tectônica, dentre outras. Deltas

Os deltas são depósitos aluviais na foz de alguns rios que avançam como um leque na direção do mar causando uma progradação irregular da linha de costa. Os deltas podem ocorrer em ambientes marinhos ou continentais (mares interiores ou lagos). Nos deltas, a deposição da carga detrítica é maior do que a carreada pela erosão. Os sedimentos possuem uma grande variedade de tamanho, forma, estrutura e composição. A maneira pela qual os sedimentos se distribuem depende do caráter e quantidade da carga, das ondas e das correntes marinhas ou lacustres. Várias são as formas espaciais assumidas pelos deltas (Rio Nilo, Paraíba).  A morfologia deposicional de uma planície deltáica geralmente é caracterizada pelo desenvolvimento de diques naturais nas bordas dos canais. O principal fenômeno na evolução deltáica 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. Como exemplos brasileiros, tem-se o Rio Paraíba do Sul e o Rio São Francisco. Cones de dejeção

Os cones de dejeção, também são denominados de leques aluviais, são depósitos de material detrítico com formato cônico, que se irradia para jusante a partir do ponto onde o canal de escoamento de uma torrente deixa a área fonte. São comuns em regiões áridas, semi–áridas e montanhosas.

Os leques aluviais resultam do espraiamento dos sedimentos quando o escoamento concentrado alcança o contato entre encosta e planície ou uma outra r uptura de declive ao longo da encosta. Os sedimentos depositados são mais grosseiros na parte proximal do leque e mais finos na parte distal.  Vales fluviais

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

Os diques marginais são depósitos de areias em formas de bancos, que se situam nas bordas de canal e que perdem altura em direção à planície de inundação. A deposição no dique ocorre quando o fluxo é freado ao ultrapassar as margens do canal, abandonando parte de sua carga e permitindo a edi ficação do dique. Os detritos mais grosseiros são depositados próximos do canal e os mais finos são carregados para locais mais distantes. Perfil longitudinal ou per fil de equilíbrio

Uma das mais importantes características de um sistema fluvial é que ele funciona como um conjunto onde qualquer mudança em uma parte do sistema afeta as outras partes. Os principais fatores que determinam o escoamento de um rio, que são descarga, velocidade, forma do canal, gradiente (declividade), nível de base e carga de sedimentos, mudam constantemente em busca do equilíbrio, de forma que, eventualmente, o gradiente de um rio é ajustado para acomodar o volume de água disponível, as características do canal, e a velocidade necessária para transportar a carga de sedimentos. Uma mudança em qualquer um destes fatores provoca ajustes em outros buscando restabelecer o equilíbrio dentro do sistema de drenagem interno. O perfil longitudinal de um rio mostra sua declividade expressa e a relação entre a altimetria e o comprimento de determinado curso de água. O per fil longitudinal típico é côncavo para o céu, com declividades cada  vez maiores para montante e cada vez menores para jusante. Os rios com este per fil são considerados como equilibrados. O perfil longitudinal de um rio é, normalmente, designado como perfil de equilíbrio. Um rio está em equilíbrio quando a forma do seu canal e o gradiente estão balanceados de forma que não ocorre nem erosão nem deposição de material. Os rios se ajustam constantemente para atingir esta condição ideal. Influência do homem sobre a Geomorfologia Fluvial

Nos últimos 3 séculos, as atividades humanas têm aumentado a sua influência sobre as bacias de drenagem e, conseqüentemente, sobre os canais constituintes. Dois grandes gr upos de mudanças fluviais foram induzidos pelo homem: Modificações diretamente no canal fluvial – são efetuadas para controlar vazões, através do seu do desvio ou da construção de reservatórios para o armazenamento de água, ou para alterar a forma do canal visando estabilização de margens, atenuar efeitos de enchentes, inundações, erosão ou deposição de material, retificar canal e extrair cascalhos;

mudanças indiretas realizadas fora dos canais – modificam o comportamento da descarga e da carga sólida. São atividades ligadas ao uso da terra: remoção da vegetação, emprego de práticas agrícolas indevidas, construção de prédios e urbanização. Em ambos os tipos de mudança fluvial (direta ou indireta) os efeitos podem ser transmitidos a longas distâncias.

GEOMORFOLOGIA CÁRSTICA  A palavra karst foi, inicialmente, empregada para designar a morfologia regional da área de calcários maciços de uma região do norte da antiga Iugoslávia. Atualmente, é um termo muito amplo, empregado para designar a topogra fia característica das rochas calcárias ou dolomíticas, elaborada pelos processos de dissolução, corrosão e abatimento. A Geomorfologia Cárstica compreende o estudo da forma, gênese e dinâmica dos relevos elaborados sobre rochas solúveis pela água.  As rochas carstificáveis são as rochas carbonáticas e as evaporíticas. As carbonáticas são calcários (CaCO3 ), constituídos principalmente pelo mineral calcita, mármores e dolomitos (CaMg(CO )3  ). As evaporíticas são halita 2 e gipsita. As rochas evaporíticas somente originam sistemas cársticos em regiões áridas e semi–áridas. Os principais componentes do sistema cárstico são: sistema de cavernas – formas subterrâneas acessíveis à exploração; aqüíferos de condutos  – formas condutoras da água subterrânea; relevo cárstico – formas super ficiais.

Os requisitos fundamentais para o desenvolvimento de sistemas cársticos são:  A existência, na superfície ou próxima dela, de rochas solúveis de considerável espessura e com permeabilidade de fraturas;  A região deve receber uma quantidade moderada de precipitação, pois a dissolução da rocha só se efetua se houver água em quantidade;  A amplitude topográ fica, ou seja, a área deve ser elevada o su ficiente para permitir a circulação das águas subterrâneas e o pleno desenvolvimento das feições cársticas.  A evolução destes sistemas depende do grau de dissolução da rocha e da quantidade e da qualidade da água associada. A tendência do modelado cárstico é a total destruição.

O relevo cárstico

Saiba Mais! O relevo cárstico é formado pela ação da água ácida em rochas solúveis, através de um processo denominado carbonatação.

 A dissolução do calcário é provocada pelo ácido carbônico decorrente da reação entre as águas pluviais e o CO2 atmosférico. H2O + CO2

H2CO3 ácido carbônico

→

O ácido carbônico em contato com os carbonatos forma o íon bicarbonato de cálcio, que é solúvel, através da seguinte reação: CaCO3 + H2CO3

↔

Ca+2 + 2HCO3 – 

carbonato

Ca+2 + 2HCO3 – 

↔

Ca(HCO3 )2

bicarbonato de cálcio →

CaCO3 + CO2 + H2O

Esta reação é reversível. Quando o bicarbonato de cálcio precipita seja no mar, em rochas sedimentares ou nas cavernas, a evaporação da água e do CO2 contidos neste íon precipita o carbonato de cálcio.  A água rica em CO 2, se movimentando no solo da zona não saturada para a saturada, cria aberturas à medida que dissolve os minerais carbonatados. O processo de dissolução se dá principalmente através destas linhas de fraqueza da rocha (diáclases e fraturas), visto que os calcários, de forma geral, apresentam baixa permeabilidade. A maioria dos calcários apresenta certas impurezas insolúveis, como argila e areia, que se acumulam para formar depósitos residuais. A partir de juntas ou diáclases, o ácido carbônico processa a carbonatação, passando a elaborar formas especí ficas. Outro agente corrosivo é o H 2SO4 (ácido sulfúrico) gerado pela oxidação de sulfetos (pirita e galena) presentes nestas rochas como minerais acessórios. Os minerais portadores de ferro são comumente oxidados, originando os solos residuais que se destacam na paisagem cárstica.  A morfologia cárstica consiste, portanto, no modelado próprio das regiões cujas rochas são susceptíveis de sofrer erosão por processos de dissolução (químico) e abatimento de vazios subterrâneos (físico). O principal aspecto de uma área cárstica é a predominância da drenagem subterrânea e a ausência de cursos d’água superficiais. A paisagem característica do relevo cárstico tem aspecto r uiniforme, esburacado e freqüentemente em vales fechados. Em geral, os maciços calcários são pobres em vegetação, sendo a sua superfície nua e intensamente retalhada por uma rede densa e profunda de sulcos devido ao alargamento das diáclases por dissolução. No fundo destes sulcos desenvolve-se, com freqüência, um depósito argiloso vermelho, resultante da acumulação de argila, areia fina e óxidos de ferro, que aí ficam retidos. Esse depósito avermelhado é designado de terra rossa.  As formas cársticas podem ser caracterizadas como exocársticas, referentes às formas super ficiais desenvolvidas na zona de absorção das águas, onde são muito características, e endocársticas, correspondentes àquelas de evolução subterrânea (espeleogênese). As formas exocársticas produzem feições elaboradas pela dissolução das rochas (normalmente côncavas ou esburacadas), feições salientes produzidas pelas áreas mais resistentes do antigo modelo original (representando as áreas que resistiram à ação do tempo após o processo de desgaste) e feições mistas, formadas por áreas de dissolução e áreas remanescentes.

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

Fechadas;  Abertas. Formas exocársticas fechadas – também denominadas de formas cársticas erosivas superficiais, são representadas pelas lapiás, dolinas, uvalas, polje e canyons. Formas exocársticas abertas – são definidas por sumidouros (ponors), abismos e demais formas residuais como muralhas e paredões, cones cársticos, dentre outras.  A seguir, uma descrição das formas exocársticas: Dolinas – são depressões cônicas, de forma elíptica ou circular, com tamanhos que podem variar de poucos centímetros a dezenas de metros. Constituem as formas mais típicas de uma paisagem cárstica.  As dolinas podem conter água se o seu fundo se encontrar abaixo do nível freático, formando lagoas que possuem formas circulares ou ligeiramente ovaladas. Um alinhamento de dolinas re flete antigos lineamentos estruturais que correspondem às zonas de fraqueza da rocha.

Elas podem ser formadas pelos processos de dissolução e de colapso, ou por uma associação deles: dissolução – quando rochas carbonáticas sofrem, na superfície, corrosão e dissolução por águas ácidas provocando a formação de depressões normalmente mais largas que profundas; colapso ou abatimento – quando devido à presença de uma cavidade mais profunda, ocorre o desabamento de seu teto, surgindo uma depressão na superfície, que pode ou não, se comunicar com o interior da cavidade.

Quanto a sua forma, podem ser: tigela – largura dez vezes maior que a profundidade, bordas pouco inclinadas, e fundo plano; funil – diâmetro duas a três vezes maior que a profundidade, bordas bem inclinadas e fundo estreito;  poço – diâmetro bem menor que a profundidade, bordas quase verticais, fundo com diâmetro próximo ao da abertura; caldeirão – largura, fundo e profundidade com tamanhos próximos; dolina em trincheira – tipo peculiar de dolina, com comprimento muito maior do que a largura, provocada por desabamento de longo trecho de cavernas e galerias.

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

Lagoas cársticas – são poljes inundados. Hum – é um pequeno relevo rochoso abrupto, isolado e disperso, que se pode ser encontrado no interior de um polje. Uvalas – são formadas pela coalescência de   várias dolinas vizinhas. Elas são pouco profundas, possuem formas e dimensões variadas e podem conter um ou vários sumidouros.

 Vales cegos ou fechados – são vales fechados onde a água penetra no solo por sumidouros.  Vales secos – são vales formados pela ação da água, porém, depois se tornam secos por falta de chuva ou abaixamento de fluxo d’água. Sumidouros ou  ponor – são os locais onde os rios desaparecem no terreno cárstico. Constitui uma abertura natural que se comunica com uma rede de galerias. Ressurgências – são os locais onde a água volta a aflorar no terreno cárstico após ter “sumido” da superfície. Exsurgências – são nascentes onde águas que circulam nas rochas calcárias emergem para a superfície. Canyons cársticos – são grandes e longos vales de rochas calcárias originados a partir de fraturas que se expandem por dissolução ou processos mecânicos. Ocorrem quando o calcário é resistente e as paredes evoluem por solapamento basal.

 Vales cársticos ou de abatimento – são depressões alongadas com vertentes verticalizadas. Eles são formados quando as galerias de cavernas sofrem abatimento e ocorre a exposição de rios subterrâneos. Lapiás – são fendas ou sulcos superficiais nas rochas calcárias, de espessura milimétrica a centimétrica. Podem estar cobertas por uma camada de solo ou aflorarem a céu aberto. São formadas pelo processo erosivo da ação dos ácidos úmicos ou pelo escoamento das águas pluviais. O tamanho e a direção dos sulcos são variáveis e a superfície apresenta um aspecto corroído com muitos fragmentos rochosos. A depender da sua concentração e do tamanho podem formar campos de lapiás, que são grandes superfícies cobertas por lapiás e megalapiás, que engloba formas  variadas de grandes dimensões. Cones cársticos – são morros residuais, com   vertentes fortemente inclinadas e paredões rochosos. Correspondem às protuberâncias cônicas ou aos pináculos que caracterizam o modelado cárstico nos trópicos úmidos. A altitude destes pináculos pode variar de alguns metros até centenas de metros. Dependendo do tamanho, assumem diferentes definições. Denomina–se mogotes as feições típicas do carste tropical.

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

Formas endocársticas Para Bögli (1964), a espeleogênese inicial ocorre sempre abaixo do nível hidrostático, onde se dá a mistura das águas descendentes com as águas freáticas. A diferença de conteúdo de CO 2 e HCO3- provoca deslocamento do equilíbrio químico, aumentando o poder de corrosão da solução.

Dentre as principais formas endocársticas destacam-se as cavernas. Cavernas ou grutas – são cavidades subterrâneas naturais, com presença ou ausência de água. Elas podem ter um desenvolvimento horizontal (denominada lapa), vertical ou ambos. Elas são formadas porque, em certas regiões, o subsolo compõe-se de rochas calcárias, podendo ocorrer in filtrações da água das chuvas, que penetra nos corpos rochosos, causando a sua dissolução. Ao se introduzir por juntas e poros dessas rochas, a água vai alargando os vazios, abrindo canais e, às vezes, cavando grandes espaços ocos, que são as cavernas. Tais cavernas apresentam-se sob a forma de corredores e salões subterrâneos, alguns de grande extensão. Algumas galerias podem estar associadas a tributários de drenagem criptorréica que foram desativados, ficando suspensos em relação ao nível de base atual, que ainda pode estar ocupado pelo rio principal. As cavernas são ambientes frágeis, que levaram milhares de anos para se formar.

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

 As formas de erosão são acumulações de detritos ao longo ou na base de vertentes abruptas dos maciços calcários que, por vezes, são cimentadas pelo carbonato de cálcio que precipita da água, formando brechas calcárias.  As formas clásticas surgem devido ao desabamento de blocos de rocha provenientes do teto ou das paredes das grutas, acumulando-se sob de forma caótica ou de um cone de blocos.  As formas de reconstrução originam-se da deposição do carbonato de cálcio que circula juntamente com a água que escorre ou goteja nas grutas. Estas formas de reconstrução são designadas, conjuntamente, de espeleotemas.

GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E OCEÂNICA  A região costeira está situada na fronteira dos dois maiores ambientes do planeta: continente e oceano. É uma região de numerosas interações biológicas, químicas, físicas, geológicas e meteorológicas e de  visíveis contrastes na paisagem, uma vez que aí podem ser encontradas faixas compridas e estreitas de praias arenosas, falésias quase verticais, recifes de coral, dentre outras. Em todos estes locais, a tectônica, a erosão e a sedimentação trabalham juntas para criar esta grande variedade de formas e materiais. A Geomorfologia costeira estuda as paisagens resultantes da morfogênese marinha na zona de contato entre a terra e o mar.  As flutuações do nível do mar que ocorreram, principalmente, no Plioceno e Quaternário, permitiram distinguir formas subaéreas atualmente submersas nas águas oceânicas assim como formas e terraços escalonados, esculpidos pela morfogênese marinha, localizados acima do nível do mar. Assim, o estudo da Geomorfologia costeira não se restringe à parcela territorial sob a in fluência atual do mar, mas toda a zona que foi afetada por tais processos.

Formas de relevo litorâneas  As formas de relevo do litoral também são resultantes das forças tectônicas que elevam ou afundam a crosta terrestre, da erosão que a desgasta e da sedimentação que preenche as zonas mais baixas. Estas formas são geradas por: ascensão da costa, levando a formas de erosão costeira; subsidência da costa, levando a formas de deposição costeiras; natureza das rochas ou dos sedimentos na linha de costa; mudanças no nível médio do mar, que afetam a linha de costa; altitude média das ondas de tempestade; altitude das marés, que afeta tanto a erosão como a sedimentação.

Saiba Mais!  As ondas são os principais agentes de erosão, transporte e deposição nas regiões litorâneas. Elas golpeiam a costa, erodindo e transportando areia, meteorizando e fragmentando as rochas sólidas, e destruindo estruturas construídas próximas à linha da costa. Quando a linha de costa é formada por costas rochosas, as ondas quebram diretamente nas rochas com muita força.  As marés podem combinar-se com as ondas causando extensa erosão da costa e destruição de propriedades situadas junto à linha de costa. A influência das marés na esculturação litorânea é indireta e relaciona-se com as variações do nível do mar.

 As principais formas de relevo litorâneas são: praias; falésias; cordões; planícies costeiras; dunas; recifes; baía; golfo.

Praias

 A região da interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em: costa; praia; costa afora .  A costa é definida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o mar indo para o interior continental até as primeiras mudanças significativas nas feições fisiográficas. Ela varia normalmente de poucos metros a algumas dezenas de quilômetros.  A costa afora é a região que vai desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plataforma cotinental.  As praias são conjuntos de sedimentos depositados ao longo do litoral, com extensão lateral maior do que a largura, que se encontram em constante movimento. Geralmente, são formadas por areias, mas também podem ser formadas por cascalhos, seixos e por sedimentos mais finos que as areias. Elas são moldadas de acordo com o clima, altura das ondas e o nível do mar.

Uma praia pode ser subdividida em três regiões: face praial; antepraia; pós-praia. Face praial – compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de arrebentação, em geral, até a base da onda.  Antepraia – região entre o nível da maré baixa e o da maré alta. É, portanto, a porção da praia que sofre, normalmente, a ação das marés e os efeitos do espraiamento e re fluxo da água. Pós-praia – região fora do alcance das ondas e marés normais, somente é alcançada pela água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades.

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

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

Falésias  As falésias são escarpas geralmente constituídas por rochas sedimentares e vulcano–sedimentares localizadas na linha de contato entre terra e mar. Possuem declividades muito acentuadas, alturas variadas e não são cobertas por vegetação. À medida que a falésia vai recuando para o continente, ampliase a superfície erodida pelas ondas que é chamada de terraço de abrasão. Os sedimentos erodidos das falésias são depositados em águas mais profundas, constituindo o terraço da construção marinha.

Cordões Os cordões são barreiras morfologicamente individualizadas formados por progradação. De acordo com a conexão entre as extremidades e a terra firme eles têm as seguintes denominações: ilhas barreiras  – sem conexão entre as extremidades e a terra firme;  pontais – com apenas uma das extremidades conectada; cordões litorâneos – com ambas as extremidades conectadas.

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

 As planícies costeiras são superfícies relativamente planas e baixas resultantes da deposição de s edimentos marinhos e fluviais. Elas se localizam junto ao mar e geralmente são estreitas e con finadas entre o mar e a escarpa de depósitos sedimentares. Podem ser de dois tipos:  planície de cristas de praias  – formadas pela progradação da linha de costa em direção ao oceano por acumulação de sedimentos por ação das ondas.  planícies deltáicas – feições deposicionais em forma de leque à frente de desembocaduras fluviais. Podem predominar processos fluviais ou marinhos.

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

Recifes Em princípio, o termo recife foi utilizado para designar qualquer proeminência rochosa localizada perto da superfície do oceano, interceptando as ondas e constituindo obstáculos perigosos para a navegação.  Atualmente, define–se recife como um complexo organogênico de carbonato de cálcio (primariamente de corais) que forma uma saliência rochosa no assoalho marinho e que cresce até o limite das marés. Os recifes têm uma importância muito grande na morfologia litorânea. Eles podem ser de dois tipos: Recifes de corais – são estruturas rígidas, porosas, resistentes à ação das ondas, construídos primariamente por sobreposição e sedimentação de esqueletos de gerações e gerações de corais. Os corais crescem melhor nas regiões oceânicas tropicais distantes da foz de rios e de outras fontes de água doce, com temperatura da água entre 25 e 30ºC, boa iluminação e oxigenação das águas. Por isto, o desenvolvimento maior dos recifes se faz entre os níveis das marés baixas e o de 25 m de profundidade. O maior e o mais belo exemplo deste fenômeno é encontrado na Austrália, nos 200 km ao longo da Grande Barreira de Corais, existente na costa nordeste deste país. Recifes de arenito – são formados pela consolidação de antigas praias por cimentação dos grãos de quartzo. Ocorrem sob as condições ensolaradas dos climas tropicais e formam longas faixas paralelas à costa, pequenas ilhas isoladas ou formações distanciadas da costa. São indicadores da linha da costa e do nível do mar.

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

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

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

 Você Sabia? Influência antrópica na morfologia litorânea

O Brasil possui 7.408 km de litoral. Devido a esta grande extensão, 20% da população brasileira vive em municípios costeiros que distam menos 20 km do mar. Esta ocupação tem sido mais intensa nos últimos 50 anos e vem gerando problemas resultantes da interferência no balanço dos sedimentos costeiros e no avanço da urbanização sobre áreas que deveriam ser preservadas.  A linha da costa caracteriza-se por instabilidade decorrente de alterações por efeitos antrópicos. Modificações que alteram a disponibilidade de sedimentos, o comportamento das ondas e a altura do nível do mar provocam mudanças de forma e de posição da linha da costa que podem ter conseqüências econômicas indesejáveis.  Atualmente a realização de EIA/RIMA para inúmeras intervenções no espaço, inclusive na zona litorânea, vem sendo de importância fundamental para a minimização dos impactos da ocupação humana nestas áreas.

Formas de relevo dos oceanos

O relevo do fundo dos oceanos possui feições que afetam o percurso das correntes marinhas e retratam a história geológica da Terra. Se toda a água fosse retirada dos mares se constataria que o relevo submarino é tão acidentado quanto o continental. Entretanto, sua origem é muito mais recente do que os continentes. Os oceanos atuais começaram a se formar a cerca de 200 milhões de anos, de modo que as rochas e sedimentos do fundo oceânico são mais recentes do que isso.  As feições e o relevo do fundo oceânico são determinados por processos geológicos, em especial pela tectônica de placas. O deslocamento das placas litosféricas, cria choques e afastamentos entre elas. Nos pontos de choque formam-se as fossas abissais e como resultado do afastamento surgem as Cordilheiras Meso-oceânicas, locais onde se forma constantemente um novo assoalho marinho com o magma que emerge pela atividade vulcânica.  As principais formas do relevo submarino são: plataforma continental; talude continental; planícies abissais; Cordilheira Meso-oceânica; Fossas abissais. Plataforma continental – é uma continuação natural do relevo continental que se estende até o talude, estando sob forte influência da água e dos sedimentos que procedem do continente. Ela é sub–horizontal, atinge 200 metros de profundidade e alcança até 200 milhas náuticas da linha de litoral. Possui grande diversidade com relação a extensão e características. Há locais onde

praticamente não há plataforma continental, enquanto que em outros ela pode se estender até por 1.200 quilômetros.  Talude continental – corresponde à borda dos continentes, marcando os limites entre o continente e o mar. Caracteriza-se pelo predomínio do relevo íngreme e acidentado. O talude continental é irregular e marcado por ravinas, gargantas, canyons submarinos e vales profundos erodidos. Nas partes mais baixas, em profundidades da ordem dos 2.000 a 3.000 metros, o declive torna-se mais suave confundindose com uma zona menos inclinada que tem o nome de elevação pericontinental. Planícies abissais – são áreas extensas e planas situadas entre 4.000 e 6.000 metros de profundidade, que se estendem da borda do talude até a Cordilheira Meso-Oceânica. Ocupa grande parte do fundo dos oceanos e são interrompidas por outras formas de relevo menos freqüentes, como montes submarinos, guyots, bancos, canyons e falhas. Os montes submarinos são montanhas isoladas de origem vulcânica que se destacam da planície abissal.  Alguns montes submarinos chegam a atingir a superfície das águas, formando ilhas (Ex.: Açores). Os guyots também são montanhas isoladas porém possuem os topos arrasados, resultado da erosão de uma ilha vulcânica quando se encontrava acima do nível do mar. Quando o guyot tem o topo mais amplo e a mais de 200 metros de profundidade, recebe a denominação de banco. Os canyons submarinos são vales estreitos e profundos escavados na plataforma e talude continentais.  As falhas são desníveis no terreno da planície abissal, formando como um degrau. Muitas ilhas vulcânicas encontram-se cobertas por recifes de coral e por outros tipos de calcários. Cordilheiras Meso-oceânicas – também conhecidas como dorsais, são as principais feições das planícies abissais. Por serem cadeias de montanhas submarinas muito altas, emergem em diversos pontos do mar sob a forma de ilhas e arquipélagos. Fossas abissais – são as partes mais profundas e menos conhecidas dos oceanos. São mais comuns na região asiática do Oceano Pací fico. No Atlântico existem duas delas, a de Porto Rico e a de Sandwich. E o Índico possui apenas a Fossa de Java. O recorde de profundidade ainda pertence à Fossa das Marianas, com 11.034 metros registrados.

Margens Continentais  Ao conjunto formado pela linha de costa, plataforma continental e talude continental denomina–se margem continental. Existem dois tipos de margens continentais: ativas; passivas. Margens continentais ativas - possuem intensa atividade vulcânica e sísmica e estão associadas a zonas de subducção e falhas transformantes. São margens continentais estreitas e tectonicamente deformadas. As plataformas continentais são estreitas e desiguais. Um exemplo deste tipo de margem é a costa oeste da América do Sul. Margens continentais passivas - por estarem afastadas de um limite de placas litosféricas, possuem pouca ati vidade sísmica e ausência de vulcões ativos. As plataformas continentais são zonas largas e relativamente planas. Como exemplos deste tipo de margem, as costas do leste da América do Norte e da América do Sul.

Uma vez que as plataformas se encontram a pouca profundidade, estão sujeitas à exposição e imersão como resultado de mudanças no nível do mar. Durante o último máximo glacial, no Pleistoceno, todas as plataformas continentais agora imersas a menos de 100 metros de profundidade estavam acima do nível do mar e muitas das suas características formaram-se nesse período. Provavelmente os canyons  submarinos presentes nos taludes continentais também se formaram durante este período. O talude continental mostra sinais de escorregamentos de sedimento, cicatrizes de erosão e canyons submarinos. Como as águas do talude continental são muito profundas para serem afetadas pelas ondas ou pelas correntes de maré, uma explicação para esta erosão pode estar nas correntes de turbidez , que são fluxos de água turva e lodosa que descem vertente abaixo.  As correntes de turbidez podem tanto erodir como transportar o sedimento. Por causa da sua turbulência, elas podem se movimentar a muitos quilômetros por hora e erodir e transportar grandes quantidades de areia pelo talude continental abaixo. Quando atingem o sopé do talude continental, elas ficam mais fracas e alguns dos sedimentos mais grosseiros começam a depositar, formando um leque submarino semelhante aos leques aluviais terrestres. As correntes de turbidez podem atingir a planície abissal e depositar areias, siltes e argilas transportadas em estratos. Estes sedimentos são denominados de turbiditos .

GEOMORFOLOGIA CLIMÁTICA O clima sempre variou ao longo do tempo geológico e é um importante agente de esculturação do relevo terrestre. A Geomorfologia climática estuda as in fluências exercidas pelos climas atuais e pretéritos sobre os diferentes tipos de rochas que vão gerar as diversas formas de relevo. O relevo resulta da interação de processos endógenos e exógenos. Todas as formas de relevo são o resultado do equilíbrio entre o ataque e a resistência das rochas aos processos morfoclimáticos e são determinadas pelas relações existentes entre os fatores estruturais e os fatores climáticos. As in fluências destes dois fatores se combinam em proporções variáveis e, como resultado, a paisagem sempre re flete uma interação de processos. De acordo com as condições climáticas, uma mesma rocha se comporta como resistente ou como friável. Por exemplo, um granito equigranular em clima semi–árido é facilmente desagregado pela ação do intemperismo físico. Já em climas úmidos eles se comportam como rochas resistentes, pois não são muito afetados pelo intemperismo químico.

Influência do clima sobre o relevo  A ação do clima sobre as rochas pode ser de dois tipos: direta – ocorre pela intensidade dos elementos do clima, principalmente, temperatura, umidade, precipitação e ventos; indireta – se processa pela vegetação e pelos solos.  Ação direta

Nesta ação, distinguem–se dois tipos de in fluências: qualitativa quantitativa

 A influência qualitativa envolve os mecanismos que estão na dependência direta do clima e que qualificam o sistema morfoclimático. São processos especí ficos de uma zona climática. Como exemplos tem–se: Exemplos: gelivação – mecanismo exclusivo das regiões frias, modi fica o modelado das costas e exerce abrasão na plataforma continental. umidade e ressecamento – de origem climática direta, são in fluenciados pelo regime das precipitações.  variações de temperatura – geram processos de fragmentação.

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

Saiba Mais!  A influência quantitativa gera modificações na qualidade dos processos morfoclimáticos de vido à variação na quantidade dos elementos do clima. Ex: o modelado das dunas re flete a intensidade dos ventos; o escoamento fluvial é diretamente proporcional à intensidade das chuvas; a ação química das águas é função da intensidade das temperaturas e precipitação. A análise quantitativa dos elementos do clima é fator básico para o estudo geomorfológico porque estes elementos modificam a intensidade dos processos e as formas de relevo.

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

Fora das regiões glaciais e desérticas, a ação do clima é essencialmente indireta. Ela se faz através da vegetação e dos solos.  A vegetação está na dependência do clima e a sua repartição no globo se faz segundo as latitudes: altas latitudes – tundra médias latitudes – florestas de coníferas, de folhas decíduas, etc latitudes subtropicais – estepes e desertos latitudes tropicais – savanas latitudes equatoriais – floresta tropical e equatorial

Dentre as funções da vegetação pode–se citar: evita splash no solo; reduz irradiação direta e grandes oscilações térmicas do solo; reduz a perda direta de água do solo – umidade; reduz a ação do vento no transporte de partículas; reduz o escoamento super ficial; facilita a infiltração. Os solos refletem um equilíbrio frágil entre o relevo, o clima e a vegetação. Por isso, ele é um indicador importante das mudanças do relevo e dos sistemas morfoclimáticos. Em quase todas as zonas climáticas do globo, os paleossolos permitem fazer reconstituições paleogeográ ficas.

Saiba Mais! O conceito “zonal”

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

Em Geomorfologia, o conceito “zonal” engloba os seguintes processos: zonais; polizonais; extrazonais. Processos zonais – são processos que se distribuem no globo segundo a latitude. Ex: florestas equatoriais quentes e úmidas caracterizam o sistema morfoclimático das latitudes equatoriais, geli vação e abrasão pelo gelo são característicos de zona glacial e periglacial das altas latitudes, etc. Processos polizonais – são os que ocorrem em várias zonas climáticas, mas que não são mundiais. Ex: a ação das águas correntes ocorre em quase todas as zonas climáticas exceto nas regiões arréicas e nas zonas glaciais, onde esta ação é quase inexistente. Processos extrazonais – são os que são característicos de uma zona climática, mas que, esporadicamente, podem se manifestar em outra. Ex: fenômenos glaciais e periglaciais de altitude na zona Equatorial.

Sistemas morfoclimáticos Os sistemas morfoclimáticos representam um conjunto de processos complexos e estreitamente relacionados determinados pelo clima. Para de fini-los, consideram-se variáveis como temperaturas, precipitações, dentre outras, que permitem a discriminação dos ambientes onde a dinâmica geomorfológica é

substancialmente diferente. Diferenciam-se segundo a composição, estrutura, funcionamento e comportamento dos processos que o constituem. Cada sistema morfoclimático corresponde a uma zona climática do globo ou a uma grande região climática. Esses sistemas permitem distinguir as grandes províncias morfoclimáticas do globo, de finidas por um conjunto de formas, processos e depósitos característicos.  A escala de observação destes sistemas é variável: planetária: zona morfoclimática; nas zonas: domínios morfoclimáticos; nos domínios: regiões morfoclimáticas. Os sistemas morfoclimáticos apresentam um conjunto de combinações de processos elementares responsáveis pelo modelado do relevo de uma porção do espaço submetida aos mesmos agentes de erosão, atuando com modalidades idênticas. Inclui os processos dominantes de meteorização, transporte e sedimentação que se combinam para formar um relevo. Todo o sistema depende da litologia, da topografia, do clima e da vegetação. Porém é o clima que exerce um papel mais decisivo porque é ele que determina quais são os agentes de erosão e transporte, e como atuam para modelar o relevo.

Domínios morfoclimáticos do globo Os domínios morfoclimáticos são de finidos a partir de características climáticas, botânicas, pedológicas, hidrogeológicas e morfológicas, que demonstram as interações entre clima, vegetação, rios, solos e relevo. Cada domínio morfoclimático tem características morfológicas e climáticas específicas. Cailleux e Tricart (1958), apresentaram um esquema provisório para a divisão morfoclimática do globo com base nos critérios abaixo: divisões maiores baseadas em grandes zonas climáticas e biogeográ ficas sem fazer coincidir exatamente os seus limites; subdivisões das grandes zonas baseadas em diferenças climáticas ou biogeográficas combinadas com as paleoclimáticas. Cailleux e Tricart (1958) de finiram quatro grandes domínios morfoclimáticos: zona fria; zona florestal das latitudes médias; zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes; zona florestal intertropical. Zona fria

 A zona fria é caracterizada pela grande importância do gelo. Está subdividida em: domínio glaciar – escoamento superficial na forma sólida.

domínio periglaciar – escoamento líquido é sazonal e o solo congelado é importante na morfogênese.  As principais características desta zona são:  As precipitações (pouca quantidade) ficam retidas sob a forma de gelo;  Atividade biológica muito reduzida; Pouca lixiviação; Solos rasos e com evolução lenta - ausência do solo favorece a desagregação das rochas e a abrasão do relevo; Intemperismo mecânico intenso - gelo/degelo e abrasão das rochas pelo lençol de gelo; Paisagem: quando não está coberta por neve, apresenta lençóis de fragmentos rochosos sobre as vertentes expostas. Zona florestal das latitudes médias

Na zona florestal das latitudes médias, as in fluências paleoclimáticas (fases glaciais) são muito importantes e ela é profundamente alterada pelo homem. Esta zona é típica dos climas temperados. Com base no período de duração do gelo e nas influências paleoclimáticas, esta zona é subdividida em: domínio marítimo com invernos amenos – pequena in fluência do gelo atual e sobrevivência das formas glaciais do Quaternário; domínio continental de invernos rudes – atuação preponderante do gelo atual e do Quaternário; domínio mediterrâneo com verões secos – poucas in fluências periglaciais do Quaternário.  As principais características desta zona são: temperaturas baixas, podendo ocorrer período com neve; atividade biológica reduzida (no inverno); solo com alguns decímetros de profundidade; camada de húmus aumenta no inverno ; lixiviação moderada incidente principalmente sobre Fe e Ca; selamento superficial pelos minerais de argila; paisagem: encostas suaves, convexas no topo e côncava na base.

Zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes

Na zona árida e sub–árida das baixas e médias latitudes, a vegetação típica é a de desertos ou de estepes e o escoamento superficial é intermitente. Esta zona está subdividida de acordo com os seguintes critérios: segundo o grau de secura – faz a distinção entre estepe e deserto; segundo as temperaturas de inverno – faz a distinção entre desertos frios e desertos quentes.  As principais características desta zona são: evaporação maior que a precipitação; irregularidades de precipitações; tempestades violentas e rápidas – escoamento intenso nas chuvas; solos delgados, pouco desenvolvidos ou ausentes; lixiviação quase nula – capilaridade e acumulação de sais (crostas, gipso); intemperismo mecânico prevalece; rios intermitentes.

Os principais processos morfogenéticos que atuam nesta zona e que explicam as suas formas de relevo e os depósitos são: erosão regressiva – realizada pelo processo de intemperismo físico–químico, provoca o fraturamento nas escarpas; erosão lateral – provoca por correntes ou torrentes concentradas; escoamento em lençol – produz o abaixamento da superfície do pedimento; escoamento difuso – aparece no início e no final das cheias e é eficaz no transporte dos sedimentos finos.

 As principais formas de relevo que são características desta zona são: leque aluvial – tipo de canal fluvial que desce das encostas abruptas das montanhas e perde  velocidade, depositando sedimentos na forma de leques;

 planícies aluviais – edificadas em bacias intermontanas que formam níveis de base locais na periferia de zonas montanhosas;  pedimento – superfície de aplainamento que compõe vasto plano suavemente inclinado em direção ao nível de base local; inselberg – relevo residual dos processos de pediplanação;  pedimentos fora das regiões semi–áridas – quando encontrados fora destas áreas são paleoformas e refletem as condições climáticas passadas mais secas do que as atuais.

Zona florestal intertropical

  A zona de floresta intertropical é caracterizada pelas temperaturas médias elevadas e umidade abundante. Está subdividida em: domínio das savanas – pouca vegetação e pluviosidade; domínio das florestas – vegetação exuberante indica maior umidade.  As principais características do domínio das savanas são:  vegetação pouco densa; pouca pluviosidade e concentrada num período de 4 a 6 meses; temperaturas elevadas e grande amplitude térmica ; lixiviação intensa nos períodos de chuva - couraças ferruginosas revestindo imensas planícies e planaltos de erosão; estação das chuvas: solos rasos das zonas planas ficam encharcad os devido à cobertura de material fino; estação seca: solo resseca e o lençol freático se aprofunda; primeiras chuvas: muita erosão (solo seco e sem vegetação); relevo: inselbergs e pediplanos.  As principais características do domínio das florestas são:  vegetação exuberante em conseqüência da maior pluviosidae e maior umidade; importante escoamento superficial; intemperismo e lixiviação intensos; decomposição rápida da matéria orgânica; produtos de alteração: argilas e óxidos de ferro;

laterização (carapaças lateríticas – Al) e carapaças ferruginosas; solos profundos e bem drenados; áreas graníticas e gnáissicas: a paisagem é de meias-laranjas (vertentes convexas).

Clima no Brasil O território brasileiro se estende de 5º16’ de latitude norte até 33º45’ de latitude sul. Isto signi fica que a quase totalidade do nosso território está localizada nas baixas latitudes, que vão de 0 a 30º de latitude norte ou sul.  As características do clima tropical se manifestam em quase todo o território brasileiro, mas há diferenças de uma área para a outra. Há várias classificações para os climas. A seguir, será apresentada a classificação dinâmica dos climas do Brasil, segundo Sthraler. Esta classificação se baseia na dinâmica das massas de ar e determina cinco modalidades de clima no Brasil: equatorial úmido; tropical; tropical semi–árido; litorâneo úmido; sub–tropical úmido. Equatorial úmido : sob a convergência dos ventos alísios e o domínio da massa equatorial continental, abrange a Amazônia. É o mais quente e o mais chuvoso de todos os tipos de clima. Possui pequena amplitude térmica anual e a Amazônia Ocidental e o litoral do Pará são as regiões mais chuvosas, com mais de 2.500 mm anuais. Excepcionalmente, cerca de metade de Roraima tem um regime pluviométrico tropical. Tropical: é o clima predominante na maior parte do Brasil. As chuvas convectivas ou de verão são típicas deste clima assim como os invernos mais secos. Quando a massa polar penetra no Brasil provoca chuvas frontais e diminuição da temperatura. A precipitação pluviométrica está em torno de 1500 mm anuais. Tropical de altitude : é uma variedade do clima tropical que é caracterizado por temperaturas mais amenas. Ocorre nos planaltos e serras do sudeste e do leste do país. Tropical semi-árido: ocorre em condições de divergência do ar. As chuvas são escassas (no máximo 750 mm anuais) e irregulares. Domina o Sertão do Nordeste e o norte de Minas Gerais. Litorâneo úmido: é o clima que domina a faixa costeira oriental que se estende do litoral de São Paulo até o Rio Grande do Norte. A massa de ar dominante neste clima traz chuvas orográficas em Borborema, na Chapada Diamantina, nas Serras do Mar e da Mantiqueira. O lugar que mais chove no Brasil é Itapanhaú (SP), na Serra do Mar, com 4.514 mm anuais.

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

Domínios morfoclimáticos brasileiros No Brasil, existe uma diversidade de tipos de clima e formas de relevo. Clima e relevo mantêm estreitas relações, sejam elas de espaço, de vegetação, de solo, dentre outros, caracterizando vários ambientes ao longo de todo território nacional. Para entendê-los, o geógrafo Aziz Ab’Saber, propôs uma classificação desses ambientes com base em características morfológicas e climáticas, aos quais denominou de Domínios Morfoclimáticos. Os domínios morfoclimáticos do Brasil, segundo Ab’Saber são: Domínio Amazônico – região norte do Brasil, com terras baixas e grande processo de sedimentação, clima e floresta equatorial; Domínio dos Cerrados – região central do Brasil com vegetação tipo cerrado e inúmeros chapadões; Domínio dos Mares de Morros – região leste (litoral brasileiro), onde se encontra a floresta  Atlântica que possui clima diversi ficado; Domínio das Caatingas – região nordestina do Brasil (polígono das secas), de formações cristalinas, área depressiva intermontanhas e de clima semi-árido; Domínio das Araucárias – região sul brasileira, área do habitat do pinheiro brasileiro (araucária), região de planalto e de clima subtropical; Domínio das Pradarias – região do sudeste gaúcho, local de coxilhas subtropicais.

 Atividade complementar 1. Quais são as formas de transporte fluvial? Que tipo de partículas eles carregam?

2. Como é formado o relevo cárstico?

3. Defina dolinas e lapiás.

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

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

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

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

GEOMORFOLOGIA E MEIO AMBIENTE COMPARTIMENTAÇÃO GEOMORFOLÓGICA BRASILEIRA  A formação do relevo brasileiro decorre dos vários processos endógenos e exógenos que foram examinados ao longo do curso. Dentre as suas principais características, vale ressaltar o predomínio das formações sedimentares recentes, que ocupam cerca de 64% da superfície. Estas formações se sobrepõem aos terrenos cristalinos pré–cambrianos, que formam o embasamento do nosso relevo e a floram em 36% do nosso território. O relevo brasileiro não apresenta formação de cadeias montanhosas muito elevadas, predominando altitudes inferiores a 500 m, uma vez que o mesmo se desenvolveu sobre uma base geológica antiga, sem movimentações tectônicas recentes. O relevo brasileiro, em sua formação, não sofreu a ação dos movimentos orogenéticos recentes, responsáveis pelo surgimento dos chamados dobramentos modernos e, por isso, caracteriza-se pela presença de três grandes formas: os planaltos as depressões e as planícies. Os planaltos e as depressões representam as formas predominantes, ocupando cerca de 95% do território, e têm origem e tanto cristalina quanto sedimentar. Em alguns pontos do território, especialmente nas bordas dos planaltos, o relevo apresenta-se muito acidentado, como a ocorrência de serras e escarpas. As planícies representam os 5% restantes do território brasileiro e são exclusivamente de origem sedimentar. Existem várias classificações para o relevo brasileiro, porém algumas delas se tornaram mais conhecidas e tiveram grande importância em momentos diferentes da nossa história.  A mais antiga delas foi elaborada pelo professor Aroldo de Azevedo, na década de 40, e utilizava como critério para a definição das formas o nível altimétrico. Assim, superfícies aplainadas que superassem a marca dos 200 m de altitude seriam classificadas como planaltos, e superfícies aplainadas que apresentassem altitudes inferiores a 200 m seriam classificadas como planícies. Com base nisso, o Brasil dividia-se em oito unidades de relevo, sendo 4 planaltos, que ocupavam 59% do território e 4 planícies, que ocupavam os 41% restantes. Em 1970, o professor Aziz Nacib Ab’Saber apresentou uma nova classificação, com maior rigor científico. Ele propôs a existência de 6 (seis) domínios e mais as faixas de transição. Em cada um desses sistemas, são encontrados aspectos, histórias, culturas e economias divergentes, desenvolvendo condições singulares, como de conservação do ambiente natural e processos erosivos provocados pela ação antrópica. Como a extensão territorial do Brasil é muito grande, vamos nos defrontar com domínios muito diferenciados uns dos outros.  A mais recente classi ficação do relevo brasileiro é a proposta pelo professor Jurandyr Ross, divulgada em 1995. Baseado em dados obtidos a partir de um detalhado levantamento da superfície do território brasileiro realizado pelo projeto Radambrasil, ele apresenta uma subdivisão do relevo brasileiro em 28 unidades, sendo 11 planaltos, 11 depressões e 6 planícies. Essa nova classificação utilizou como critério a associação de informações sobre o processo de erosão e sedimentação dominante na atualidade, com a base geológica e estrutural do terreno e ainda com o nível altimétrico do lugar. Assim, foram de finidos:  planalto – como uma superfície irregular, com altitudes superiores a 300 m, e que teve origem a partir da erosão sobre rochas cristalinas ou sedimentares. depressão – superfície mais plana, com altitudes entre 100 e 500 m, apresentando inclinação suave, resultante de prolongado processo erosivo, também sobre rochas cristalinas ou sedimentares.

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

Segundo esta mais recente classificação, as características mais importantes de cada uma das subunidades do relevo brasileiro são: Planaltos Planalto da Amazônia Oriental – com altitudes que atingem cerca de 400 m na porção norte e 300 m na porção sul, é constituído de terrenos de uma bacia sedimentar. Localiza-se na metade leste da região, numa estreita faixa que acompanha o rio Amazonas, do curso médio até a foz. Planaltos e Chapadas da Bacia do Parnaíba – constituídos de terrenos de uma bacia sedimentar, estende-se das áreas centrais do país (GO-TO), até as proximidades do litoral. Predominam as formas tabulares, conhecidas como chapadas. Planaltos e Chapadas da Bacia do Paraná – constituídos por terrenos sedimentares e por depósitos de rocha de origem vulcânica, da era mesozóica. Localizam-se na porção meridional do país e estendem-se de Mato Grosso e Goiás, até o Rio Grande do Sul. Atingem altitudes em torno de 1.000 m. Planalto e Chapada dos Parecis - estendem-se por uma larga faixa no sentido leste-oeste na porção centro-ocidental do país, indo do Mato Grosso até Rondônia. Constituídos, predominantemente, de terrenos sedimentares, suas altitudes atingem cerca de 800 m. Planaltos Residuais Norte-Amazônicos - ocupam uma área onde se alternam terrenos sedimentares e cristalinos, na porção mais setentrional do país, do Amapá até o Amazonas. Caracterizam-se, em alguns pontos, pela de finição das fronteiras brasileiras e em outros, pela presença das maiores altitudes do Brasil, como o Pico da Neblina (3014 m), na divisa do estado de Roraima com a Venezuela. Planaltos Residuais Sul-Amazônicos - também ocupam terrenos de rochas sedimentares e cristalinas. Estendem–se por uma larga faixa de terras ao sul do Rio Amazonas, desde a porção meridional do Pará até Rondônia. Planaltos e Serras do Atlântico Leste e Sudeste - ocupam uma larga faixa de terras na porção oriental do país em terrenos predominantemente cristalinos. Pela presença de superfícies bastante acidentadas e com sucessivas escarpas de planalto foram denominados “domínio dos mares de morros”. Aí encontram–se formações de elevadas altitudes, como as serras do Mar e da Mantiqueira. Planaltos Serras de Goiás-Minas - terrenos de formação antiga, predominantemente cristalinos, que se estendem do sul de Tocantins até Minas Gerais. Caracterizam-se por formas muito acidentadas (Serra da Canastra) entremeadas de formas tabulares. Serras e Residuais do Alto Paraguai - ocupam uma área de rochas cristalinas e rochas sedimentares antigas, que se concentram ao norte e ao sul da grande planície do Pantanal, no oeste brasileiro. As altitudes alcançam cerca de 800 m. Planalto da Borborema - corresponde a uma área de terrenos formados de rochas pré–cambrianas e sedimentares antigas, aparecendo na porção oriental no nordeste brasileiro, a leste do estado de Pernambuco, como um grande núcleo cristalino e isolado, atingindo altitudes em torno de 1.000 m.

Planalto Sul-rio-grandense - caracterizado pela presença de rochas de diversas origens geológicas, localiza-se na extremidade meridional do país, no sul do Rio Grande do Sul, onde encontram–se as “coxilhas”, que são superfícies convexas, caracterizadas por colinas suavemente onduladas, com altitudes inferiores a 450 m. Depressões Depressão da Amazônia Ocidental - enorme área de origem sedimentar no oeste da Amazônia, com altitudes em torno de 200 m, apresenta uma superfície aplainada atravessada ao centro pelo rio Amazonas. Depressão Marginal Norte Amazônia – constituída de rochas cristalinas e sedimentares antigas, estende-se entre o litoral do Amapá e a fronteira do Amazonas com a Colômbia. Possui altitudes que variam entre 200 e 300 m. Depressão Marginal Sul Amazônia - localizada na porção meridional da Amazônia, seus terrenos são, predominantemente, sedimentares com altitudes que variam de 100 a 400 m. Depressão do Araguaia - acompanha quase todo o vale do rio Araguaia e apresenta terrenos sedimentares, com uma topogra fia muito plana e altitudes entre 200 e 350 m. Depressão Cuiabana - encaixada entre os planaltos da bacia do Paraná, dos Parecis e do alto Paraguai, caracteriza-se pelo predomínio dos terrenos sedimentares de baixa altitude, variando entre 150 e 400 m. Depressão do Alto Paraguai-Guaporé - caracterizada pelo predomínio de rochas sedimentares, localiza-se em Mato Grosso. Depressão do Miranda - localiza-se no Mato Grosso do Sul, ao sul do Pantanal, em uma área onde predominam rochas cristalinas pré-cambrianas, com altitudes extremamente baixas, entre 100 e 150 m. Depressão Sertaneja e do São Francisco - extensa faixa de terras que se vai do litoral do Ceará e Rio Grande do Norte até o interior de Minas Gerais, acompanhando quase todo o curso do rio São Francisco. Apresentam variedade de formas e de estruturas geológicas, porém destaca-se a presença do relevo tabular, as chapadas, como as do Araripe e do Apodi. Depressão do Tocantins - acompanha todo o trajeto do Rio Tocantins, quase sempre em terrenos cristalinos pré–cambrianas. Suas altitudes declinam de norte para sul, variando entre 200 e 500 m. Depressão Periférica da Borda Leste da Bacia do Paraná - caracterizada pelo predomínio dos terrenos sedimentares paleozóicos e mesozóicos, localiza–se entre os planaltos da bacia do Paraná e do Atlântico leste e sudeste. Suas altitudes oscilam entre 600 e 700 m. Depressão Periférica Sul-rio-grandense - ocupa os terrenos sedimentares drenados pelos rios Jacuí e Ibicuí, no Rio Grande do Sul. Caracteriza- se por baixas altitudes, que  variam em torno dos 200 m. Planícies Planície do Rio Amazonas – atualmente, as terras baixas amazônicas dividem-se em várias unidades, classificadas como planaltos, depressões e planície. Levando em conta a sua origem sedimentar, elas formariam uma grande planície. Considerando a altimetria, elas também são denominadas de planície, pois não ultrapassam 150m de altitude. Entretanto, considerando os processos erosivo e deposicional, sabe–se que mais de 95% dessas terras baixas são, na verdade, planaltos ou

depressões de baixa altitude, onde o processo erosivo se sobrepõe ao de sedimentação, restando à planície verdadeira uma estreita faixa de terras às margens dos grandes rios da região. Planície do Rio Araguaia - é uma planície estreita que se estende no sentido norte-sul, margeando o trecho médio do rio Araguaia, em terras dos Estados de Goiás e Tocantins. Em seu interior, o maior destaque fica com a ilha do Bananal que, com uma área de cerca de 20.000 km2 , é a maior ilha fluvial do planeta. Planície e Pantanal do Rio Guaporé - trata-se de uma faixa bastante estreita de terras planas e muito baixas, que se alonga pelas fronteiras ocidentais do país, penetrando a noroeste, no território boliviano, tendo seu eixo marcado pelas águas do rio Guaporé. Planície e Pantanal Mato-grossense - ocupa porção mais ocidental do Brasil Central. Como corresponde a uma grande área de formação muito recente (período Quaternário), apresenta altitudes em torno de 100 m acima do nível do mar. É considerada a mais típica planície brasileira, pois está em constante processo de sedimentação. Planície da Lagoa dos Patos e Mirim - ocupa quase todo o litoral gaúcho, e a sua porção mais meridional vai até o Uruguai. Possui uma formação dominantemente marinha e lacustre, com participação mínima da deposição de origem fluvial. Planícies e Tabuleiros Litorâneos - correspondem a inúmeras porções do litoral brasileiro. Ocupam áreas muito pequenas, geralmente na foz de rios que deságuam no mar, especialmente daqueles de menor porte. São muito largas no litoral norte e quase desaparecem no litoral sudeste. Em trechos do litoral nordestino, estas planícies apresentam-se intercaladas com as barreiras, que são áreas de maior elevação também de origem sedimentar. Pontos mais altos do Brasil

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

RELAÇÕES ENTRE GEOMORFOLOGIA E MEIO  AMBIENTE  A Geomorfologia desempenha um papel integrador nos estudos relacionados ao meio ambiente, principalmente na questão da degradação ambiental. A questão ambiental passou a ter uma conotação mundial a partir de 1972, movida pela degradação ambiental em todo o mundo. Esta degradação era pro vocada, dentre outros, pelos seguintes fatores: poluição industrial; exploração de recursos naturais;

deterioração das condições ambientais; problemas sanitários; déficit de nutrição; aumento da mortalidade. Como efeitos do processo de industrialização e da vida urbana tem–se: efeito estufa; aquecimento global; chuva ácida; buracos na camada de ozônio; desmatamentos; diversas formas de poluição ambiental; aceleração da destruição da diversidade biológica.

MONITORAMENTO DA DEGRADAÇÃO  AMBIENTAL Desequilíbrios na paisagem sempre ocorreram no decorrer da história da Terra por causas naturais e foram responsáveis, inclusive, pelas extinções em massa. Atualmente, o homem vem acelerando estes processos modificadores da paisagem. tanto nas áreas urbanas como nas rurais. Para que possamos conservar o nosso planeta para a nossa geração e para as gerações futuras, é necessário que, como educadores, conscientizemos nossos alunos para a importância de preservar o meio ambiente e de monitorá–lo, para que a degradação ambiental não se acentue.  A Geomorfologia estuda a superfície da Terra e leva em conta os processos geomorfológicos que modelam o relevo. O mau uso da terra pode provocar danos ambientais que repercutem em prejuízos ou até mesmo a perda de vidas humanas. Marques (2001), chama a atenção para os relevos, “que constituem os pisos sobre os quais se fixam as populações humanas e são desenvolvidas suas atividades, derivando daí valores econômicos e sociais que lhe são atribuídos. Em função de suas características e dos processos que sobre elas atuam, oferecem, para as populações, tipos e níveis de benefícios ou riscos dos mais variados. Suas maiores ou menores estabilidades decorrem, ainda, de suas tendências evolutivas e das interferências que podem sofrer dos demais componentes ambientais ou da ação do homem”. O estudo das formas de relevo é de fundamental importância para o monitoramento e a recuperação de áreas degradadas. Como as atividades humanas são desenvolvidas sobre algum tipo de relevo ou de solo, a Geomorfologia, juntamente com a Pedologia, tem um papel fundamental no diagnóstico de áreas degradadas. Do conhecimento integrado destas duas ciências pode-se diagnosticar, prognosticar e evitar danos ambientais . Além disso, o conhecimento dos processos geomorfológicos é muito importante na recuperação de áreas degradadas porque à medida que a boa compreensão dos mecanismos existentes na dinâmica do relevo pode tornar a sua atuação mais efetiva.  A Geomorfologia pode dar grande contribuição no diagnóstico e monitoramento de áreas degradadas. Para isto, o geomorfólogo precisa ter conhecimentos relacionados a várias disciplinas. Na maioria dos casos, o que se vê são obras de recuperação que não levam em consideração como a forma de relevo evoluiu e como o impacto ambiental aconteceu. Assim, elas acabam, muitas vezes, durando pouco.

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

ESTUDO DA GEOMORFOLOGIA NAS SÉRIES FINAIS DO ENSINO FUNDAMENTAL E NO ENSINO MÉDIO O ensino da Geomorfologia na primeira série do Ensino Fundamental é abordado junto à disciplina Ciências. Aí são dados os primeiros conceitos que começarão a construir as bases para o aprofundamento posterior. A partir daí e até a última série do Ensino Médio, o ensino da Geomorfologia está incorporado dentro do ensino da Geografia Física. Os assuntos vão aumentando a sua complexidade à medida que se passa para séries mais adiantadas. Por sua íntima relação com a Geologia, os ensinos da Geomorfologia se sobrepõem aos da Geologia. Fundamentalmente, este ensino deve abordar os seguintes aspectos fundamentais: estrutura interna da Terra, fundamental para o conhecimento do interior do nosso planeta; as forças geodinâmicas internas, geradas pela dinâmica interna do nosso planeta, e que estruturam o relevo terrestre, dentre eles as cadeias de montanhas; os principais tipos de rochas e as formas de relevo a elas associadas; o ciclo hidrológico e os processos de alteração super ficial das rochas; as várias formas de erosão responsáveis por esculpir o relevo terrestre; as formas de relevo geradas pela ação dos rios, água subterrânea, gelo, ventos, ondas e marés; a importância do clima na de finição das formas de relevo; os domínios morfoclimáticos do globo; os compartimentos geomorfológicos brasileiros; a degradação ambiental.

 Atividade complementar 1. Por que no Brasil não existem cadeias de montanhas muito elevadas?

2. Defina planaltos, planícies e depressões.

3. Quais são os planaltos brasileiros?

4. Quais são as planícies brasileiras?

5. Quais são as depressões brasileiras?

Glossário  Ablação: quantidade total de gelo que uma geleira perde anualmente.  Abrasão: ação erosiva que ocorre quando partículas de sedimentos em suspensão e em saltação movem–se pelo fundo e pelas paredes de um canal fluvial.  Aquecimento global: aquecimento global durante o século XX devido ao aumento de dióxido de carbono (CO2 ) atmosférico causado pelo homem.  Arcos de ilhas: cadeia de ilhas vulcânicas linear ou em forma de arco, formada no assoalho oceânico, em um limite convergente de placas. Chuva ácida: precipitação ácida causada pela poluição do ar por gases sulfurosos e por dióxido de nitrogênio, que reagem com a água e formam ácido sulfúrico e ácido nítrico. Criosfera: parte do planeta onde a água existe primariamente no estado congelado. Elevação pericontinental: manto de sedimentos arenosos e argilosos que se estende para a bacia oceânica principal. Fiorde: antigo vale glacial ocupado pelo mar, com paredes inclinadas e um per fil em forma de U. Forma de relevo dissimétrica: corresponde às encostas que não apresentam a mesma inclinação. Gelivação: ação do gelo e do degelo. Inversão do relevo: ocorre quando anticlinais são arrasados, por corresponderem a material friável, enquanto os sinclinais ficam alçados, por serem individualizados por rochas duras. Linha de neve: altura, a partir da qual, as neves são eternas. Patamar estrutural: também denominado patamar de vertente, corresponde à superfície plana que interrompe a continuidade do declive de uma vertente. Pavimento desértico: superfície remanescente de cascalho, com diâmetro muito grande para ser transportada pelo vento, deixada quando a de flação continuada remove as partículas mais finas de uma mistura de cascalho, areia e silte que compõe os sedimentos e solos. Pedimento: plataforma ampla e de suave inclinação do substrato rochoso, que é formada à medida que uma frente montanhosa é erodida e recua. Percées: boqueirões escavados no front da cuesta por superimposição de cursos cataclinais. Playa: camada de argila, às vezes incrustada com sais precipitados, que se forma pela evaporação completa de um lago de deserto. Subsidência: depressão ou afundamento da crosta induzida pelo peso adicional de sedimentos ou por movimentos tectônicos, como falhamentos normais regionais. Superimposição: também denominada epigenia, representa o afundamento do vale cortando indistintamente rochas tenras e duras, depois de atravessar uma estrutura sedimentar.  Vale em rifte: fossa estreita e longa, limitada em cada lado por uma ou mais falhas normais paralelas entre si, criada por forças distensivas.  Vale suspenso: vale abandonado de uma geleira tributária que adentra um vale glacial maior, acima da sua base e em posição elevada na parede deste. Xenólitos: são fragmentos de outras rochas englobados e carregados pelo magma quando de sua ascensão na crosta.

Referências Bibliográficas  ARAÚJO, G. H. S.; ALMEIDA, J. R.; GUERRA, A. J. T. Gestão Ambiental de Áreas Degradadas. Rio de  Janeiro: Bertrand Brasil, 1. ed., 2005. 320 p. CASSETTI, V. Elementos de Geomorfologia. Goiânia: UFG, 1994. 137 p. CHRISTOFOLETTI, A. Geomorfologia. São Paulo: Edgard Blücher, 2. ed., 1980. CHRISTOFOLETTI, A. Modelagem de Sistemas Ambientais. São Paulo: Edgard Blücher, 3. ed., 2004. 236 p. CUNHA, S. B. da; GUERRA, A. J. T. Geomorfologia do Brasil. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2. ed., 2001. 394 p. GUERRA, A. J. T.; CUNHA, S. B. Geomorfologia: uma atualização de bases e conceitos. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 2. ed., 1995. 472 p. GUERRA, A. J. T.; CUNHA, S. B. Geomorfologia e Meio Ambiente. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 3. ed., 2000. 372 p. GUERRA, A. J. T.; CUNHA, S. B. Geomorfologia: Uma Atualização de Bases e Conceitos. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 3. ed., 2001. 472 p. OLIVEIRA, A. M. dos S.; BRITO, S. N. A. de. Geologia de Engenharia. São Paulo: Associação Brasileira de Geologia de Engenharia, 1998. 587 p. PENTEADO, M.M. Fundamentos de Geomorfologia. Rio de Janeiro: IBGE, 1974. 185 p. PETRI, S.; FÚLFARO, V. J. Geologia do Brasil. São Paulo: EDUSP, 1983. PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T. H. Para Entender a Terra. Tradução Menegat, R.; Fernandes, P. C. D.; Fernandes, L. A. D.; Porcher, C. C. Porto Alegre: Bookman, 4. ed., 2006. 656 p.  TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M. de; FAIRCHILD, T. R.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de Textos, 2001. 568 p.

FTC - EaD

Faculdade de Tecnologia e Ciências - Educação a Distância w w w.ead.ftc .br