Compartimentação topográfica - Apostilas - Geografia Parte1, Notas de estudo de Geografia

Baixe Compartimentação topográfica - Apostilas - Geografia Parte1 e outras Notas de estudo em PDF para Geografia, somente na Docsity! Compartimentação topográfica 2. Compartimentação topográfica 2.1. Componentes da compartimentação 2.1.1. As Formas Residuais e o Processo Evolutivo 2.1.2. As grandes unidades do relevo e suas relações 2.1.3. Os principais tipos de relevo e suas relações climatico-estruturais 2.2. Modelos Clássicos de Evolução do relevo 2.2.1.1. Características Morfológico-Estruturais nas Bacias Sedimentares a) Relevos Tabuliformes b) Relevos Cuestiformes 2.2.1.2. Características Morfológico-Estruturais em Áreas de Deformação Tectônica a) Relevo do Tipo Hog-back b) Relevo do Tipo Dômico c) Relevos Esculpidos em Dobras d) Relevo do Tipo Jurássico e) Relevo do Tipo Apalachiano f) Relevo Elaborado em Estrutura Falhada 2.2.1.3. Características Morfológicas em Estruturas Cársticas e Cristalinas a) Relevo em Estrutura Cristalina b) Relevo em Estrutura Cársticas 2. A compartimentação topográfica Conceito: definir o conceito de compartimentação topográfica, observando a importância de se considerar as implicações estruturais e paleoclimáticas nos grandes compartimentos. Importância da compartimentação: falar da importância da compartimentação para o uso e ocupação das áreas, considerando a movimentação do relevo (evidenciar suas vulnerabilidades e potencialidades); Metodologia: descrever as principais formas de se fazer uma compartimentação do relevo, considerando as diferentes unidades taxonômicas (metodologia adotada pelo Radam, depois Radambrasil, publicada pelo IBGE (1995), consiste na definição das regiões geomorfológicas, unidades geomorfológicas e padrão de formas semelhantes, vinculadas à dimensão interfluvial e aprofundamento da drenagem). As grandes unidades estruturais e principais eventos morfoclimáticos: Falar das grandes unidades estruturais do globo (escudos antigos, estruturas sedimentares e dobramentos modernos), mostrando o significado da estrutura na diferenciação dos compartimentos. Utilizar imagens na escala média (1:250.000) para mostrar as diferenças. Evidenciar a ação da pediplanação na horizontalização de superfícies e da importância da tectônica no entalhamento da drenagem e elaboração de paisagens diferenciadas. Os principais tipos de relevo e suas relações estruturais Apresentar os modelos clássicos de evolução do relevo, considerando o jogo das forças antagônicas responsáveis pelo seu processo evolutivo. 2. Compartimentação Topográfica A compartimentação topográfica corresponde à individualização de um conjunto de formas com características semelhantes, o que leva a se admitir que tenham sido elaboradas em determinadas condições morfogenéticas ou morfoclimáticas que apresentem relações litoestratigráficas ou que tenham sido submetidas a eventos tectodinâmicos. A interpenetração das diferentes forças ao longo do tempo leva à caracterização das formas de relevo, da situação topográfica ou altimétrica e da existência de traços genéticos comuns como fatores de individualização do conjunto. Assim, a evolução do modelado terrestre, cujas particularidades proporcionam a especificidade de compartimentos, resulta do seguinte jogo de forças contrárias: • Agentes internos, comandados pela estrutura, considerando o comportamento litoestratigráfico e implicações de natureza tectônica, e; • Agentes externos, relacionados aos mecanismos morfogenéticos, em que os componentes do clima assumem relevância. A expressividade dessas forças no modelado depende tanto da intensidade quanto da duração dos fenômenos. Para a elaboração de superfícies aplainadas, por exemplo, torna-se necessário um trabalho prolongado de erosão, associado ao intemperismo físico, em condições tectônicas e climáticas relativamente estáveis Dessa forma, a elaboração dos pediplanos vincula-se a uma determinada condição climática ao longo de um tempo geológico, e a uma certa estabilidade tectônica. Esse comportamento justifica a gênese dos extensos pediplanos de cimeira ainda presentes no modelado brasileiro, como a unidade denominada "Chapadas do Distrito Federal", em processo de dissecação. A dissecação atual ou subatual encontra-se associada ao entalhamento da drenagem que contou com o soerguimento do relevo, ou seja, com os mecanismos epirogenéticos positivos, responsáveis pela reativação da erosão remontante e conseqüente incisão dos talvegues. Assim sendo, a compartimentação topográfica evidencia o resultado das relações processuais e respectivas implicações tectônico-estruturais registradas ao longo do tempo, considerando o jogo das componentes responsáveis pela elaboração e reelaboração do modelado, em que as alternâncias climáticas e as variações estruturais tendem a originar formas diferenciadas. Dessa maneira, os efeitos paleoclimáticos e eventos tectônicos em determinadas condições estruturais, se constituem em pilares de sustentação para a compreensão do modelado atual, cuja semelhança ou similitude de formas permite a identificação de um compartimento, independente da escala de estudo. Um dos referenciais para o estudo dos compartimentos refere-se às unidades taxonômicas espaciais e temporais, ou seja, à dimensão espacial da área de estudo e fatores genéticos registrados ao longo do tempo, para que sejam definidas as variáveis imprescindíveis à compreensão das formas fisionomicamente semelhantes, em seus tipos de modelados. Nesse caso é considerada não apenas a dimensão espacial, mas também o número de variáveis necessárias para explicar o modelado. Como exemplo, no segundo nível taxonômico adotado por Ross (1992), visto no capítulo anterior, as unidades morfoesculturais geralmente são identificadas na escala ao milionésimo; já no quinto táxon, o estudo das vertentes só se torna possível numa escala bem maior, preferencialmente entre 1:5.000 até 1:20.000. Enquanto na primeira situação a estrutura geológica e efeitos tectônicos assumem relevância para explicar os traços gerais do modelado, no estudo das vertentes os processos morfogenéticos pretéritos e atuais, sobretudo os morfodinâmicos, considerando as derivações antropogênicas, assumem destaque. Assim, pode-se constatar a importância da compartimentação do relevo, não só para o entendimento da paleogeografia, mas também como forma de oferecer subsídios ao uso e ocupação do modelado na escala do tempo histórico. É evidente que dispõe-se de recursos de apropriação para os diferentes compartimentos do O relevo é caracterizado, de modo geral, por superfícies erosivas, pediplanadas, formas de dissecação, como as tabulares, convexas e aguçadas, podendo apresentar variações ou combinações numa área restrita, ou constituir um único domínio morfológico de grande extensão. A heterogeneidade de formas de relevo se explica pela diferenciação estrutural e pela influência dos domínios morfoclimáticos. A elaboração de vales abertos nas latitudes temperadas, por exemplo, acha-se intimamente ligada à ação dos glaciais alpinos no Pleistoceno; o domínio de mares-de-morros da região sudeste brasileira, possui estreita relação com a reativação tectônica terciária e conseqüente retomada dos processos erosivos, comandados principalmente pela incisão da drenagem; e as grandes extensões aplainadas, ainda evidenciadas na região central do Brasil, estão estreitamente associadas aos mecanismos morfoclimáticos secos. Enfim, a morfologia atual preserva, muitas vezes, indicadores como as formas de relevo ou os depósitos correlativos, que permitem a reconstituição de sua história, mostrando que sua gênese é decorrente da alternância das forças antagônicas ao longo do tempo geológico. Além disso, as alterações no relevo, observadas na escala do tempo histórico, resultam também da ação direta ou indireta do homem, não sendo considerada a participação dos processos internos. Para melhor contextualização dos eventos geológicos ou geomorfológicos a serem tratados, apresenta-se a escala do tempo com algumas informações suplementares (Tab . 2.1 ). Tabela 2.1 . Escala do tempo geológico. 2.1.1. As Formas Residuais e o Processo Evolutivo As extensas superfícies horizontais ou aplainadas, de maior dimensão na região central do Brasil, geneticamente não estão associadas ao clima úmido atual. Suas formações superficiais, caracterizadas por seqüências concrecionais, denominadas de bancadas ferruginosas ou detríticas, encontram-se vinculadas a efeitos paleoclimáticos2. Tanto a fisionomia do relevo quanto os depósitos correlativos se justificam por processos morfoclimáticos pretéritos, cujo material desagregado, que capeia tais aplainamentos, resulta de um clima agressivo, ou mais especificamente, de um clima seco, árido ou semi-árido. Para explicar tais superfícies erosivas, necessário se faz recorrer ao sistema de referência preconizado por King & Pugh (1956), denominado pediplanação que significa o aplainamento do relevo por recuo paralelo das vertentes. Para compreender tais processos, deve-se considerar um clima seco, onde o efeito da variação da temperatura (alta temperatura durante o dia e baixa à noite) é responsável pela desagregação mecânica das rochas (termoclastia), cujo alvo principal são as saliências topográficas das vertentes, que vão gradativamente “encolhendo” ou recuando por desagregação, à medida que os detritos de encostas caem pelo efeito gravitacional. Assim, a evolução do relevo acontece no sentido horizontal. Persistindo clima árido ou semi-árido, existe uma tendência à destruição total das formas passadas, proporcionando o nivelamento da superfície em relação ao ponto de referência para o recuo paralelo (nível de base local ou regional), originando-se assim o pediplano. A superfície de cimeira pode ser caracterizada por bancadas ferruginosas, interpretadas como antigos horizontes B estruturais3 exumados e retrabalhados, responsáveis pela resistência dessas superfícies aos efeitos erosivos. A atividade erosiva na base da couraça ferralítica implica aluição ou desagregação do material sobrejacente, cujos fragmentos provenientes de montante ficam depositados na falda ou sopé da vertente, inumando a angularidade estrutural ( knick point ). A deposição vai se estendendo com o recuo da vertente, podendo ser reafeiçoada pelo transporte associado às chuvas torrenciais, próprias das condições semi-áridas ( Fig. 2.2 ). As superfícies de erosão podem ocorrer sob forma de patamares, pequenos degraus intercalados a sucessivos níveis de aplainamento, cuja gênese encontra-se associada a ajustamentos isostáticos que são compensações de massas rochosas geradas por diferenças de densidades entre as crostas externa e interna. A crosta interna, conhecida como “sima'' é constituída de silicatos de magnésio, e a externa, de densidade inferior, formada por silicatos de alumina, é denominada de “sial'. O sial flutua sobre o sima, com base na diferença de densidade, porque toda reação manifestada na superfície resulta de acomodação ocorrida em profundidade ( Fig. 2.2 ). Assim, a parte elevada, submetida à erosão, sofre alívio de carga e tende a se elevar ainda mais. O material retirado dessas partes mais altas vai ser depositado em lugares mais baixos, que, conseqüentemente, sofrerão subsidência (ou rebaixamento) ao longo do tempo. Essa dinâmica expressa pela continuidade desse processo, refere-se à própria acomodação isostática. Quando ocorre em um mesmo ciclo erosivo, como um ciclo em clima seco, originam-se degraus topográficos, caracterizados por sucessivos pediplanos ou novas superfícies erosivas, embutidas nos testemunhos de montante, resultando em novas seqüências de depósitos correlativos (níveis de erosão) correspondentes a materiais desagregados, constituintes dos denominados pedimentos detríticos. Geralmente são verificados restos de bancadas nos níveis de embutimento4, provenientes do retrabalhamento de concrecionamentos de montante ou materiais resultantes da própria rocha subjacente, uma vez que o recuo paralelo estará ocorrendo entre a superfície erosiva e a estrutura geológica, localizada imediatamente abaixo. A origem das bancadas ferruginosas parece estar associada a efeitos paleoclimáticos, ou seja, à existência de um clima do tipo tropical com estação seca definida, anterior ao processo de aplainamento, que teria proporcionado a concentração do ferro na subsuperfície, posteriormente exumada e desagregada pelas atividades mecânicas associadas ao clima seco. Na condição de clima tropical e ambiente ácido, a chuva estimula a solubilização do ferro associado a certos tipos de rocha, como a olivina e tantas outras. O ferro solubilizado é transportado para as camadas iluviais do solo (que possuem baixo grau de permeabilidade, como o denominado horizonte B textural), onde seria confinado, precipitado e concentrado, sendo posteriormente endurecido ou concrecionado pela própria deficiência hídrica relacionada ao período seco ou à fase climática transicional (Fig. 2.3). ou assoreamento pela elevação do nível de base local determinado pelo barramento do rio. No caso de afogamento de vale por eustatismo positivo ou epirogênese negativa, o fenômeno de assoreamento (sedimentação) se constitui numa das principais causas da intensificação de enchentes. O desmatamento reduz a infiltração da água da chuva, ao mesmo tempo em que favorece a erosão dos solos (fluxo por terra) com inumação dos talvegues. O assoreamento da calha fluvial ou elevação do talvegue em função do assoreamento diminui a capacidade de vazão de um rio. Com o acréscimo das intensidades pluviométricas (chuvas torrenciais), o aumento do escoamento pluvial ou do fluxo por terra leva ao transbordamento do canal fluvial, dando origem às enchentes. Deve-se acrescentar, ainda, que a erosão ou a acumulação determinada por alteração no nível de base geral pode também se dar pelo fenômeno de eustatismo que, ao contrário da epirogênese, resulta da elevação (eustatismo positivo) ou abaixamento (eustatismo negativo) do nível da água oceânica em relação ao continente, o que pode estar associado tanto a mudanças climáticas como aos fenômenos tectônicos. Geralmente esse processo acontece nas fases glaciais e interglaciais. Com a redução da temperatura nas fases glaciais pleistocênicas, há uma ampliação das calotas polares a partir da acumulação da neve precipitada. A precipitação sob forma de neve é, em grande parte, proveniente da evaporação das superfícies oceânicas, resultando em redução do nível marinho (eustatismo negativo). Com o acréscimo da temperatura na fase interglacial, a fusão do gelo, com retorno da água ao mar, gera transgressão marinha (eustatismo positivo) com eventual afogamento de rios (fenômenos de rias ) ou inundação de áreas anteriormente emersas. Para se entender a diferença altimétrica entre duas superfícies de aplainamento, é necessário estimar a mudança do ciclo morfoclimático (passagem do clima seco para o úmido) associada a efeito epirogenético positivo, que teria ocorrido provavelmente no Terciário Superior (pós-Oligoceno). A existência da superfície de aplainamento intermontana significa retorno ao clima seco, razão pela qual o recuo paralelo das vertentes se fazia a partir dos novos níveis de base (geral, regionais e locais). A pediplanação ocorreu nas mesmas condições daquelas descritas por King & Pugh (1956), apesar de o período de agressividade climática ter sido provavelmente menor, o que pode ser estimado em função da menor extensão das formas e suas conformações. As superfícies erosivas de cimeira são essencialmente tabulares ou horizontais, apesar da natural e incipiente inclinação em direção ao nível de base, dada a prolongada condição climática agressiva ou seca. Já as superfícies intermontanas, além de menor extensão, apresentam formas normalmente descaracterizadas pelo processo de dissecação, frente à ausência de componentes restritivos, como os concrecionamentos registrados nos testemunhos de cimeira. Enquanto as superfícies erosivas de cimeira, sobretudo nas Chapadas do Distrito Federal, encontram-se, via de regra, capeadas por bancadas ferruginosas (paleohorizontes B estruturais ou similares), os níveis de embutimento e as superfícies erosivas intermontanas apresentam-se parcialmente pavimentados por material detrítico. Esses paleopavimentos são quase sempre constituídos pelo quartzo (remanescente de antigos fragmentos rochosos, resultantes da desagregação em clima seco; os demais materiais, como os da família dos feldspatos, são, geralmente, decompostos pelo intemperismo químico relacionado ao clima úmido subseqüente, ressaltando a estabilidade química do quartzo) e alguns restos de concreções lateríticas (pedaços de bancadas ferruginosas ou cangas) provenientes da superfície de cimeira, transportadas por processos morfogênicos associados ao recuo de vertentes ou a atividades de erosão remontante. Os detritos resultantes da desagregação mecânica, quando transportados pelos fortes aguaceiros (chuvas torrenciais), o que é comum nos ambientes semi-áridos, preenchem as irregularidades topográficas, originando pedimentos. Esses pedimentos apresentam uma distribuição granulométrica hierarquizada em relação à região de origem: os fragmentos maiores ficam próximos aos pés das vertentes que estão sendo trabalhadas; os fragmentos menores são transportados a maiores distâncias, podendo coalescer com os próprios níveis de base locais (antigos talvegues que serviram de referenciais ao recuo das vertentes), originando as denominadas bajadas , atualmente correspondentes a depressões relativas do tipo dales ou veredas (Fig. 2.4). A compartimentação topográfica pode encontrar-se associada aos domínios fitogeográficos, que por sua vez mantêm boa relação com as formações superficiais (tipos de material decomposto ou edafizado que recobre a rocha). As superfícies de cimeira encontram-se, em geral, revestidas por espécies xeromórficas, do tipo cerrado, com desenvolvimento associado ao grau de concrecionamento e troca de bases (solos distróficos9). Na superfície intermontana se desenvolve o cerrado, espécies de domínio arbustivo, algumas vezes variando para campos sujos, espécies herbáceas em maior densidade quanto ao número de espécies, quando comparadas às da superfície de cimeira. Já nos espaços intermediários, entre os níveis de cimeira e os intermontanos, ou mesmo abaixo destes, devido a processos pedogênicos subatuais e atuais, aparecem formações vegetais mais densas, que nas faixas de transição são substituídas por espécies de domínio xeromórfico. Em tais circunstâncias a vegetação apresenta dificuldade de desenvolvimento tanto radicular, considerando a presença de concreções detrito-lateríticas, quanto pelas restrições impostas pelo efeito tóxico determinado pelo alumínio. Isso de certa forma explica a presença de estratos herbáceos pontilhados de espécies arbustivas. À medida que desaparecem tais restrições, a vegetação ganha corpo, podendo aparecer espécies arbóreas ou faixas de transição para a superfície de cimeira. Tais fatores não apresentam limitações quanto ao desenvolvimento agrícola, considerando os avanços científico-tecnológicos que superam tanto as restrições físicas quanto as restrições químicas dos solos. Pesquisas levam a entender que o cerrado teria surgido em algum momento do Terciário Médio ou Superior, associado a um clima seco, o que justifica sua caracterização enquanto vegetação xeromórfica. A adaptação a condições climáticas mais úmidas evidencia considerável amplitude ecológica, visto que ocorrem inclusive em regiões úmidas como os “refúgios” encontrados na região equatorial. Nas áreas relativas a vertentes reafeiçoadas por processos paleoclimáticos atuais ou subatuais, principalmente as localizadas entre superfícies ou níveis de aplainamentos distintos, as formações florestais se fazem presentes. O grau de decomposição (clima úmido) a que a rocha foi submetida muitas vezes deixa de se constituir em restrições físicas ou químicas, apresentando maior capacidade de retenção de água. Trata-se de áreas cujos testemunhos de erosão passados foram destruídos pelas atividades morfogenéticas penecontemporâneas a serem consideradas posteriormente. Apresentam-se, a seguir, considerações quanto ao processo evolutivo do relevo, tendo os aplainamentos de cimeira como referência inicial para a compreensão dos compartimentos e modelos atuais. 2.1.2. As grandes unidades do relevo e suas relações taxonômicas Os grandes compartimentos do relevo serão abordados com base nas três primeiras unidades taxonômicos tratadas por Ross (1992): unidades morfoestruturais, unidades morfoesculturais e unidades morfológicas ou padrões de formas semelhantes. Os demais níveis taxonômicos serão considerados nos estudos relacionados à estrutura superficial e à fisiologia da paisagem, em razão das especificidades das escalas, uma vez que as práticas geomorfológicas de compartimentação do relevo têm assumido maior relevância nas abordagens regionais. A unidade morfoestrutural, presente em qualquer escala de abordagem, é observada, quanto às suas variações, em nível territorial. As diferenças morfoestruturais expressas pela estrutura geológica associada a eventos tectônicos encontram-se sintetizadas em três grandes unidades: escudos antigos, bacias sedimentares e dobramentos modernos. Os escudos antigos, representados pelos escudos das Guianas, Brasil-Central e Atlântico, são formados por rochas ígneas ou magmáticas e pelas rochas metassedimentares. Acham-se vinculados aos eventos tectônicos antigos (Arqueano e Proterozóico). No Brasil ( Fig. 2.5) são identificados seis grandes eventos tectônicos ou geodinâmicos (termotectônicos ou tectomagmáticos) associados aos terrenos antigos (Schobbenhaus & Campos, 1984). Alguns de importância continental, outros apenas de participação local: Jequié (2.600-2.700 Ma10 ), na borda oriental da Chapada Diamantina; Transamazônico (2.000 Ma), correspondente aos escudos setentrional e meridional da Amazônia; Parguazense (1.500-1.600 Ma), na Amazônia ocidental; Zona de reativação Espinhaço (1.000-1.300 Ma), também conhecida como Brasiliana antiga, na seção oriental de Goiás e norte de Minas; Rondoniense (1.000-1.300 Ma) em Rondônia e noroeste mato-grossense; e Brasiliano moderno (450-700 Ma), correspondente à faixa que atinge parte significativa de Goiás e Tocantins, abrangendo a borda oriental da região sudeste. Os eventos tectônicos subseqüentes implicam retrabalhamentos das rochas pré-existentes, levando ao seu rejuvenescimento isotópico. A complexidade litológica e os efeitos tectônicos oferecem aos escudos uma configuração especial, muitas vezes mascarada pelos eventos morfoclimáticos. filitos e quartzitos do Grupo Paranoá; o Planalto do Alto Tocantins-Paranaíba se individualiza por formas mais dissecadas, fragmentadas, com altitude média entre 700- 950 metros , associadas principalmente às estruturas metassedimentares do Grupo Araxá ou granulíticas do Complexo Goiano. Em cada um dos compartimentos são identificados reflexos estruturais (superfície estrutural tabular), paleoerosivos (como as superfícies pediplanadas) e as diferentes formas de dissecação (aguçadas, convexas e tabulares). A identificação desses padrões de formas semelhantes encontra-se associada ao terceiro táxon, a ser apresentado a seguir. O terceiro táxon, denominado de unidades morfológicas ou padrões de formas semelhantes, se refere às manchas de menor extensão territorial que expressam determinadas formas, “que guardam entre si elevado grau de semelhança, quanto ao tamanho de cada forma e ao aspecto fisionômico” (Ross, 1992). Exemplos são as subunidades comentadas anteriormente, inseridas no Planalto Central Goiano (Planalto do Distrito Federal e Planalto do Alto Tocantins-Paranaíba). A partir desse táxon foi apresentado refinamento morfológico, ainda possível na escala 1:250.000, que permitiu, além de caracterizar a forma (estrutural, erosiva ou de dissecação), o estabelecimento de parâmetros morfométricos, considerando a dimensão interfluvial e o grau de entalhamento da drenagem (Mamede et al, 1981). Com base em tais parâmetros torna-se possível, via de regra, inferir sobre a vulnerabilidade erosiva da área: quanto maior o grau de dissecação do relevo, maior o domínio da morfogênese em relação à pedogênese e vice-versa. Portanto, enquanto no domínio de formas aguçadas prevalece a erosão, nas tabulares predomina a infiltração. Nesse caso observa-se uma relação direta entre o grau de dissecação do relevo e a densidade de drenagem, o que se reflete no grau de declividade e no jogo das componentes morfogênese-pedogênese. A compartimentação do relevo deve levar em consideração tanto o papel da estrutura geológica quanto os processos morfogenéticos. Enquanto as diferenças litológicas e tectônicas expressam a configuração geral do modelado, o clima, através dos respectivos processos, responde pela dissecação do relevo, expondo a estrutura através da erosão diferencial, ao mesmo tempo em que a intensidade da dissecação pode estar associada à ação tectônica ou à resistência litológica. Assim, a relação entre estrutura e clima deve ser vista numa perspectiva integrada, da mesma maneira que os componentes que participam de cada um desses parâmetros. Por exemplo, as diferenças litológicas respondem, ora pela gênese de cristas estruturais (litologia resistente), ora pelo entalhamento da drenagem (litologia friável). A intensidade tectônica, por sua vez, reflete- se, juntamente com a existência de falhas ou fraturas, no maior ou menor grau de entalhamento da drenagem; o clima, responsável pela elaboração do modelado, também se comporta de forma diferente, ou seja, no domínio árido ou semi-árido, a morfogênese mecânica é responsável pela desagregação das rochas e pelo recuo paralelo de vertentes, com possibilidade de desenvolvimento de extensos pediplanos, dependendo do tempo de duração do processo. No domínio úmido, com a organização ou reorganização da drenagem, tem-se o entalhamento dos rios e a evolução do relevo comandada pelo intemperismo químico. Enquanto no domínio seco a tendência evolutiva do relevo é a de originar formas horizontalizadas ou tabulares, como as superfícies aplainadas, no clima úmido a incisão da drenagem e conseqüente evolução das vertentes levam à produção de formas verticalizadas. Fica, portanto, configurada a interpenetração de processos contrários no relevo, onde a tendência de um determinado domínio morfoclimático em impor suas marcas, à custa da degradação de formas elaboradas no passado, acaba culminando com evidências morfológicas e cronodeposicionais relacionadas tanto aos processos atuais, subatuais como paleoclimáticos. 2.1.3. Os principais tipos de relevo e suas relações com o clima e estrutura A gênese e a evolução do relevo são ensejadas pelo jogo de forças antagônicas, ou seja, o clima e a estrutura geológica. A elaboração dos tipos de relevos discutidos a seguir é pautada por essa abordagem, mostrando, por meio de seqüências evolutivas representadas por figuras, a ação tanto da estrutura quanto do clima. Tal abordagem tenta enfatizar essa conciliação, utilizando-se dos modelos clássicos em geomorfologia. Os modelos discutidos encontram-se caracterizados pelos segundo e terceiro táxons, procurando-se evidenciar a participação estrutural através das diferenças litológicas e esforços tectônicos, sob ação de processos morfoclimáticos distintos. 2.2. Modelos clássicos de gênese e evolução do relevo A classificação por domínios morfoestruturais - bacias sedimentares, escudos antigos e dobramentos recentes - sem desconsiderar as complexidades existentes, constitui-se num esquema útil enquanto recurso metodológico. Com base nos referidos domínios serão consideradas as diferentes unidades morfológicas, destacando os tipos específicos de relevo, procurando evidenciar a interação entre forças endógenas e exógenas na elaboração do modelado. Os escudos antigos, conceito que incorpora a noção de ortoplataforma e paraplataforma11 , correspondem ao craton continental. Foram em diferentes momentos submetidos a fenômenos tectônicos (tectônica antiga, com reativação da tectônica moderna) que responderam por elevada complexidade estrutural (dobras, falhas...), submetidos a diferentes sistemas erosivos, responsáveis pelo arrasamento de superfícies e elaboração de formas “verticalizadas” em função de reativações tectônicas. As atividades epirogenéticas pós-cretáceas estão constantemente presentes na composição das variáveis antecedentes, responsáveis pela exumação de seqüências estruturais sobrejacentes (como sucessão de cristas em estruturas dobradas) ou soerguimento de testemunhos de aplainamento elaborados em condições paleoclimáticas. Como resultado, algumas faixas intracratônicas se formaram e foram entulhadas por sedimentos durante o Paleomesozóico, sob certa estabilidade tectônica. O espessamento associado à subsidência e à litificação progressiva dos sedimentos permitiram o desenvolvimento das bacias sedimentares. A partir do Triássico, manifestações tectônicas associadas à deriva continental geraram efeitos estruturais que se prolongaram até o início do Terciário, associados à orogenia andina. Ou seja, a convergência de placas com a conseqüente orogenia moderna, ocorrida no Terciário, resultou de manifestações tectônicas iniciadas no Cretáceo. As diferentes unidades estruturais e o tempo transcorrido, responsáveis pela elaboração morfológica através dos diferentes mecanismos associados aos elementos do clima, repercutiram na intensidade da evolução, refletindo no comportamento topográfico. Portanto, os dobramentos recentes referem-se aos níveis altimétricos mais elevados, enquanto os escudos antigos, apesar de rejuvenescidos por ocasião do soerguimento andino, apresentam-se desgastados e em posição altimétrica inferior em relação aos modernos. Almeida et al (1976) apresentam as grandes unidades geotectônicas da América do Sul ( Fig. 2.7 ), com destaque para as plataformas Sul-Americana e da Patagônia, a cadeia Andina, a depressão Pré-andina, o escudo Brasileiro remobilizado no Terciário - escudo das Guianas, escudo Central do Brasil e escudo Atlântico -, além das bacias fanerozóicas. Essas unidades estruturais apresentam correspondência na disposição geral da morfologia. Ab' Saber (1975) reconhece na arquitetura dos continentes quatro grandes tipos de massas rochosas: 1) Os terrenos de consolidação muito antiga, chamados de escudos, que podem se apresentar sob aspectos variados. Aqui se incluem tanto as noções de ortoplataforma como a de paraplataforma, representadas por maciços, montanhas em blocos, espinhaços montanhosos e estruturas complexas; 2) As bacias sedimentares pouco deformadas, denominadas intracratônicas por estarem embutidas nos escudos, caracterizadas por planaltos sedimentares ou basálticos, tabuliformes ou ligeiramente cuestiformes , como as bacias sedimentares paleomesozóicas do continente brasileiro; 3) Áreas sedimentares muito deformadas por dobramentos, conhecidas como zonas de convergência de placas, transformadas em cadeias de cordilheiras ou arcos insulares, como os dobramentos modernos andinos; 4) Áreas de sedimentação moderna ou em processo de sedimentação, caracterizando as terras baixas em geral, como as planícies de extensão continental, tabuleiros e baixos platôs e depressões interiores. O comportamento das camadas (mergulho) e as características litológicas dos estratos oferecem uma diferenciação morfológicoestrutural, responsáveis pela origem e pela evolução do relevo tabuliforme e do relevo de cuestas , analisados a seguir. a) Relevo Tabuliforme O relevo tabuliforme, caracterizado por uma seqüência de camadas sedimentares horizontais ou subhorizontais, associadas ou não a derrames basálticos intercalados, embora elaborado pelos mecanismos morfoclimáticos, reflete diretamente a participação da estrutura. Trata-se de formas estruturais, caracterizadas por seqüências sedimentares horizontalizadas, cuja 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. Os relevos tabulares tendem a ocorrer com maior freqüência no interior das bacias sedimentares, dada a disposição horizontalizada dos estratos. As formas mais comuns nas estruturas concordantes se caracterizam por chapadões, chapadas e mesas, em ordem de grandeza. Tais formas são geralmente mantidas à superfície, por camadas basálticas ou por sedimentos litificados de maior resistência. Quando submetidas a processo de pediplanação, podem estar associadas a concreções ferruginosas, com vegetação xeromórfica, provavelmente ligada às condições ambientais áridas ou semi-áridas que deram origem à superfície erosiva. O início da evolução dos relevos tabuliformes, sobretudo no caso brasileiro, encontra-se relacionado a uma fase climática úmida, responsável pela organização do sistema hidrográfico sobre um pediplano em ascensão por esforços epirogenéticos. Assim, admite-se, esquematicamente, a seguinte evolução na elaboração do relevo tabuliforme: 1) Organização do sistema hidrográfico em fase climática úmida, associada a efeitos epirogenéticos. Considerando que as seqüências litoestratigráficas superiores das bacias sedimentares brasileiras datam do Cretáceo, entende-se que a organização da drenagem e a evolução vertical do modelado, dadas pela incisão linear da drenagem, tenham acontecido a partir daquele período ( Fig. 2.13 ). Além disso, a orientação do sistema fluvial pode estar associada à imposição do mergulho das camadas ou à orientação topográfica ligada ao processo de pediplanação (inclinação em direção ao nível de base local ou regional). 2) Devido aos esforços epirogenéticos considerados, há uma tendência de aprofundamento dos talvegues e de elaboração de seus vales. Nessa circunstância, as alternâncias litológicas podem originar patamares estruturais ou formas específicas relacionadas à imposição estrutural ( Fig. 2.14). Dada a disposição horizontal das camadas, os vales comumente apresentam formas simétricas. A manutenção da resistência litológica, entretanto, é relativa, transitória, ou seja, o recuo da camada resistente pode se dar pelo solapamento do material subjacente, mais tenro, provocando aluição da camada superior ( Fig. 2.15 ). A retirada do material friável pode também exumar uma superfície estrutural, individualizada pela resistência litológica. 3) A tendência de alternância climática, como a passagem do clima úmido para o seco, evidenciada na evolução morfológica pós-cretácea brasileira (provavelmente no Plio-Pleistoceno), teria sido responsável pela evolução horizontal do modelado, dada a aceleração do recuo paralelo das vertentes por desagregação mecânica. A abertura dos vales, tendo como nível de base os talvegues abandonados, teria proporcionado entulhamento do próprio nível de base, com tendência de elaboração de pediplano intermontano ( Fig. 2.16 ). Enquanto o clima úmido, por meio do entalhamento dos talvegues, teria respondido pela evolução vertical da morfologia, o clima seco tenderia a destruir as formas criadas pelo clima úmido, proporcionando a evolução horizontal da morfologia, caracterizando, deste modo, mais uma das relações antagônicas da natureza. Observa-se que enquanto no clima úmido as camadas resistentes ficam pronunciadas, no clima seco a desagregação mecânica tende a reduzir as diferenças litoestratigráficas. 4) Uma nova fase climática úmida ensejaria uma nova organização da drenagem, e conseqüentemente, um reentalhamento dos talvegues, proporcionando o alçamento de antigos depósitos, como os pedimentos detríticos que inumaram áreas depressionárias. Tem-se assim o prosseguimento do trabalho evolutivo por erosão remontante e denudação dos topos interfluviais, com exumação parcial de camadas subjacentes, resistentes, originando as superfícies estruturais, ou simplesmente a esculturação dos sedimentos que compõem a camada sobrejacente, caracterizando as superfícies esculturais. O trabalho comandado pelo sistema hidrográfico enseja a evolução do relevo via erosão regressiva, promovendo ramificações de cursos de primeira ordem, podendo, então, aparecer formas residuais, como os morros-testemunhos, mantidos ou não por coroas litoestruturais como o somital , associado a materiais resistentes. As diferenças litológicas poderiam ainda proporcionar saliências morfológicas, parcialmente mascaradas na fase anterior, de clima seco, denominadas cornijas. Com a abertura dos vales, haveria uma tendência a se formarem vales simétricos, denominados vales em “manjedouras''( Fig. 2.17 ). A presença de pedimentos detríticos em processo de retrabalhamento morfológico pela incisão da drenagem é testemunha do clima seco correspondente à fase anterior. A denudação responsável pela gênese da depressão intermontana da Serra da Portaria respondeu pela exumação do dique, que, pela resistência apresentada em relação aos arenitos circunjacentes, culminou na elaboração de saliência topográfica. A grande quantidade de diáclases ortogonais dos diabásios favoreceu a decomposição esferoidal parcial, apesar de evidente justaposição dos blocos rochosos. b) Relevos do tipo Cuestas Os relevos do tipo cuesta s também encontram-se associados a estruturas sedimentares, com ou sem intercalações de estratos basálticos, a exemplo dos modelos clássicos na Depressão Periférica Paulista. Diferenciam-se dos relevos tabuliformes por corresponderem a seções caracterizadas por camadas litoestratigráficas inclinadas, razão pela qual comumente aparecem nas bordas das bacias sedimentares, mergulhando em direção ao seu centro ( Fig.2.12 ). A disposição dos estratos inclinados define os relevos de cuestas, também conhecidos como relevos monoclinais ou homoclinais (inclinados em um só sentido). Embora se denomine cuesta s para relevos dissimétricos com mergulho de camada de até 30 O , Cailleux & Tricart (1972) atribuem maior freqüência em declives entre 1 O e 2 O , podendo chegar a 7 O a 8 O no máximo. Por se tratar de processo de denudação marginal, responsável pela gênese de relevo dissimétrico, a cuesta também se caracteriza como tal pela morfologia específica de áreas de contato estruturais, cristalino e sedimentar. O processo evolutivo de um relevo de cuesta pode ser assim apresentado: 1) As cuesta s se formam em áreas de estruturas concordantes inclinadas, nas periferias das bacias sedimentares, onde o contato litológico facilita a ação da erosão remontante (Fig. 2.21 ). O processo, ou seqüência evolutiva proposta, se inicia a partir de uma superfície pediplanada: um pediplano de cimeira, como na maior parte dos exemplos clássicos brasileiros, quando a drenagem foi organizada a partir de uma fase climática úmida. Efeitos epirogenéticos positivos contribuíram para o entalhamento dos talvegues. O curso principal, que acompanha o mergulho da camada, é denominado cataclinal ou conseqüente, enquanto seus tributários, perpendiculares ao mergulho, são denominados ortoclinais ou subseqüentes, os quais, muitas vezes, se encontram orientados por fraturamento. 2) Persistindo a condição climática úmida e o levantamento epirogenético da crosta, há a continuidade do entalhamento dos talvegues, fenômeno conhecido como epigenia, antecedência ou superimposição12 , originando verdadeiras “gargantas''. Isto sugere a evolução do próprio sistema hidrográfico, onde aparecem cursos anaclinais ou obseqüentes (contrários ao mergulho das camadas) ou cataclinais secundários (favoráveis ao mergulho), tributários dos cursos ortoclinais ou subseqüentes ( Fig. 2.22 ). Generaliza-se o processo de entalhamento da drenagem ou evolução verticalizada da morfologia. Desse modo, a erosão passa a ser induzida pela diferença de resistência das camadas litoestratigráficas (erosão diferencial), caracterizando relevo dissimétrico. verticalizada da morfologia. (espelhar) Observa-se que enquanto na zona de contato estrutural os cursos ortoclinais estão relacionados ao intenso aprofundamento dos talvegues (elevada dissecação), aqueles mais afastados do contato tiveram menor entalhamento por terem encontrado camada litológica resistente, como o basalto, a exemplo do comportamento evidenciado na bacia sedimentar do Paraná. Essa diferenciação no grau de entalhamento é que permitirá o desenvolvimento da depressão ortoclinal. Com a evolução do sistema hidrográfico, identifica-se, a partir de então, o desenvolvimento de padrão de drenagem do tipo treliça, característico das estruturas monoclinais num sistema hidrográfico representado por confluências ortogonais ou subortogonais. 3) Admitindo a possibilidade de alternância climática, de clima úmido para seco, tem-se a interrupção do entalhamento dos talvegues e o predomínio da desagregação mecânica. O recuo paralelo das vertentes, associado à desagregação, e tendo como referência os níveis de base locais correspondentes a antigos leitos fluviais, proporcionaria o alargamento dos vales (evolução horizontal da morfologia). O material produzido por desagregação tenderia a ocupar as áreas depressionárias, promovendo a elevação do nível de base por pedimentação. Dependendo do tempo de duração do processo, poderia se desenvolver uma superfície pediplanada intermontana (Fig. 2.23 ). da cornija em função do centro de gravidade (G). A evolução do front depende também da espessura da cornija: quanto mais espessa a camada de material resistente, menor será o recuo mencionado anteriormente. A maior resistência à aluição leva a uma ação mais prolongada da erosão remontante dos cursos anaclinais, visto que maior será o volume de sedimento a ser retirado para romper o limite de sustentação em relação ao centro de gravidade. Ainda, quanto mais espessa a cornija, maior será a sua tendência de se tornar convexa, considerando o tempo de exposição da rocha ao intemperismo químico. Ao contrário, as cornijas delgadas, por evoluírem de forma mais rápida, considerando a escala de tempo geológico, geralmente permanecem angulosas, visto que o tempo de exposição ao intemperismo é menor, reduzindo a possibilidade de se tornarem convexas. Partindo do princípio de que quanto mais fraco o mergulho das camadas litoestratigráficas , maior a propensão ao recuo do front , conclui-se que em tais condições, maior será a possibilidade de elaboração de formas residuais ou morros-testemunhos, resultantes da própria erosão remontante comandada pelos cursos anaclinais ( Fig. 2.28 ). A) Processo de “festonamento'' do f ront por erosão regressiva dos cursos anaclinais. B) Recuo do Front evidenciado pela formação de morro-testemunho. De acordo com os esquemas apresentados, a erosão remontante dos cursos anaclinais provoca retirada gradativa do material subjacente, o que pode ser exemplificado por sedimentos friáveis, implicando aluição da camada resistente (cornija) com conseqüente “festonamento'' do front ( Fig. 2.28 A ). A evolução remontante é tal que pode, inclusive, com o surgimento de novos tributários dos próprios cursos anaclinais, processar fenômeno similar ao de captura por erosão remontante, respondendo pelo cut-off , ou seja, corte de parte do front com tendência de formação de estrutura residual. Assim, tem-se a separação ou desligamento de parte do front por erosão remontante, continuando este a ser recuado. À medida que a separação do residual de front em relação ao front atual vai sendo consolidada, tem-se a gênese do morro- testemunho ( Fig. 2.28 B ), protegido ou não por coroamento de material resistente denominado de somital . A denominação de morro-testemunho' identifica, portanto, a condição que assume ao testemunhar antiga posição do front . Assim sendo, quanto mais fraco o mergulho das camadas litoestratigráficas de uma cuesta , maior a tendência de recuo do front e, conseqüentemente, maior a possibilidade de formação de morros-testemunhos, o que justifica o maior desenvolvimento destes nas estruturas concordantes horizontais . Em Goiás, o relevo cuestiforme ocorre na periferia da bacia sedimentar do alto Paraná, na Serra do Caiapó, destacada em trabalho geomorfológico desenvolvido por Ab'Sáber & Costa Jr. (1959). Localiza-se a sudoeste do estado, nas imediações de Caiapônia. Apresenta extenso front , de direção aproximada NE, relativamente festonado, elaborado basicamente em sedimentos arenosos permocarboníferos do Grupo Aquidauna, o mesmo material que representa a depressão ortoclinal. O reverso encontra-se parcialmente capeado por sedimentos permianos da Formação Irati e, sobretudo, pela seqüência pelítica terciária da Formação Cachoeirinha. O mergulho das camadas varia entre 3 º a 5 º SE, ou seja, em direção ao eixo da bacia, regionalmente comandado pelo Rio Paranaíba ( Fig. 2.29 ).