ENS - 5319 - Laboratório de Hidrologia - UFSC

ENS - 5319
Professor: Masato Kobiyama
Elaboração: Fabiane Tasca
Apresentação
Onde buscar no futuro a água imprescindível à sobrevivência? Onde e como obter o ar respirável?
Onde plantar alimentos se os solos são rapidamente erodidos, simplesmente porque não existem árvores
que possam atenuar o impacto das chuvas? A esperança de que nossa alimentação estaria nos mares vai
sendo desfeita. Aos poucos, as praias se tornam impróprias ao banho. O lixo atômico, os acidentes com os
petroleiros e poluentes químicos despejados todos os dias no mar não asseguram um bom futuro para
aquela fonte de riquezas. É importante que todos os profissionais que atuam no campo das Engenhariasda Biologia, da Geologia, Ciências Naturais, Geografia, Sanitária, Ambiental e todas demais áreas,
conheçam as leis naturais que regem o nosso planeta, a fim de trabalhar em harmonia com elas.
Na disciplina de Geologia Aplicada a Engenharia Sanitária e Ambiental – ENS 5319estudaremos desde o processo de formação dos solos e do universo até a formação dos furacões. Veremos
um vasto conteúdo no intuito de entender a natureza dos fenômenos, seus porquês e para quês; ao mesmo
tempo em que instigaremos o aluno a formular novas indagações e questionamentos, enriquecendo nossa
disciplina.
Esta disciplina é composta por aulas práticas (campo e viagens), tornando-se fundamental ao
aluno o interesse por trabalhos de campo, bem como possuir uma boa capacidade de observação e
interpretação. Ao final do curso o aluno deverá ser capaz de observar, calcular e analisar os componentes
(minerais, rochas, solos, águas, etc.) do Geossistema e seus comportamentos, considerando o tempo
geológico.
O engenheiro sanitarista e ambiental atua, também, junto ao meio ambiente e talvez seja o
profissional mais preparado para gerenciar essa área. Da mesma forma que descobre depósitos minerais
cuja extração, eventualmente, vai prejudicar o meio ambiente, é o profissional que está preparado para
propor ações mitigadoras ou corretivas.
A presente apostila foi desenvolvida pela equipe do Laboratório de Hidrologia- Labhidro- da
Universidade Federal de Santa Catarina com objetivo de tornar-se uma ferramenta auxiliar à disciplina de
Geologia aplicada à Engenharia Sanitária e Ambiental. Esperamos que o estudo dela seja tão prazeroso a
você, estudante, como foi para nós tê-la desenvolvido.
Bons estudos!
Atenciosamente
Masato Kobiyama
“Um homem precisa viajar. Por sua conta, não por meio de histórias,
imagens, livros ou TV. Precisa viajar por si, com seus olhos e pés, para
entender o que é seu. Para um dia plantar as suas próprias árvores e
dar-lhes valor. Conhecer o frio para desfrutar o calor. E o oposto.
Sentir a distância e o desabrigo para estar bem sob o
próprio teto.Um homem precisa viajar para lugares que não conhece para
quebrar essa arrogância que nos faz ver o mundo
como o imaginamos, e não simplesmente como é ou pode ser.
Que nos faz professores e doutores do que não vimos,
quando deveríamos ser alunos, e simplesmente ir ver.”
Amyr Klink- (Mar sem Fim, 2000)
Sumário
1
2
INTRODUÇÃO ....................................................................................................................................7
1.1
O que é a Geologia ..........................................................................................................................7
1.2
A Geologia Ambiental e a Geologia da Engenharia ......................................................................7
UNIVERSO ...........................................................................................................................................9
2.1
Como Nasceu o Universo .............................................................................................................10
2.1.1
2.2
3
4
Cronologia na criação do Universo .......................................................................................10
Estrutura do Universo ...................................................................................................................13
2.2.1
Via Láctea ..............................................................................................................................13
2.2.2
Sistema Solar .........................................................................................................................15
2.2.3
Sol ..........................................................................................................................................15
2.2.4
Planetas ..................................................................................................................................17
2.2.5
Planetas anões ........................................................................................................................18
2.2.6
Luas........................................................................................................................................18
2.2.7
Corpos menores .....................................................................................................................19
2.2.8
O Planeta Terra ......................................................................................................................20
MINERAIS..........................................................................................................................................33
3.1
Propriedades Químicas .................................................................................................................33
3.2
Propriedades Físicas ......................................................................................................................35
3.3
Minerais mais comuns ..................................................................................................................37
ROCHAS .............................................................................................................................................44
4.1
Natureza das Rochas .....................................................................................................................44
4.2
Rochas Ígneas ou Magmáticas ......................................................................................................47
4.2.1
4.3
Principais Rochas Ígneas .......................................................................................................49
Rochas Sedimentares ....................................................................................................................50
4.3.1
Rochas Sedimentares Clásticas..............................................................................................51
4.3.2
Rochas Sedimentares Orgânicas ............................................................................................53
4.3.3
Litificação (ou diagônese) .....................................................................................................54
4.4
rochas Metamórficas .....................................................................................................................54
4.4.1
Classificação de metamorfismo .............................................................................................55
4.4.2
Estruturas das Rochas Metamórficas .....................................................................................57
4.4.3
Classificação das Rochas Metamórficas ................................................................................58
4.4.4
Principais Rochas Metamórficas ...........................................................................................58
4.5
Onde as rochas são encontradas ? .................................................................................................60
5
Processos internos e seus efeitos ........................................................................................................64
5.1
Placas TectônicaS e Deriva Continental .......................................................................................64
5.1.1
5.2
Dobramentos ..........................................................................................................................70
5.2.2
Falhamentos ...........................................................................................................................72
5.2.3
Vulcanismo ............................................................................................................................74
5.2.4
Terremoto ..............................................................................................................................78
8
Epirogênese ...................................................................................................................................79
5.3.1
Teoria da Isostasia .................................................................................................................80
5.3.2
Modelo de Airy ......................................................................................................................81
5.3.3
Anomalias Isostáticas (Anomalias gravimétricas).................................................................81
5.3.4
Glacio-isostasia ......................................................................................................................82
5.4
7
Orogênese......................................................................................................................................68
5.2.1
5.3
6
Pangéia ...................................................................................................................................67
Origens das montanhas .................................................................................................................83
5.4.1
Montanhas de domo ...............................................................................................................84
5.4.2
Montanhas de blocos de falhamento......................................................................................84
5.4.3
Montanhas de Dobras ............................................................................................................84
5.4.4
Montanhas vulcânicas ............................................................................................................85
5.4.5
Montanhas Brasileiras ...........................................................................................................86
Intemperismo ......................................................................................................................................89
6.1
Intemperismo físico.......................................................................................................................90
6.2
Intemperismo químico ..................................................................................................................90
6.3
Intemperismo e sedimentação .......................................................................................................92
6.4
Importância dos sedimentos em ecologia e na engenharia hidráulica: .........................................93
Solos .....................................................................................................................................................94
7.1
Perfil e horizontes .........................................................................................................................95
7.2
Os Diferentes Tipos de Solos ........................................................................................................96
7.3
Mapas Pedológicos .......................................................................................................................97
7.3.1
Elaboração dos mapas pedológicos .......................................................................................97
7.3.2
Utilização dos levantamentos de solos em Geologia de Engenharia .....................................98
As paisagens: Interação da Tectônica e do Clima .........................................................................100
8.1
Topografia, elevação e relevo .....................................................................................................100
8.2
Geração de Curvas de Nível........................................................................................................102
8.2.1
Características das Curvas de Nível ....................................................................................103
8.2.2
Normas para o Desenho das Curvas de Nível .....................................................................105
8.2.3
9
Principais Acidentes Geográficos Naturais: ........................................................................108
Processos externos e seus efeitos .....................................................................................................111
9.1
Água ............................................................................................................................................111
9.1.1
Distribuição das Águas ........................................................................................................111
9.1.2
Ação Geológica das Águas ..................................................................................................115
9.2
Vento ...........................................................................................................................................120
9.2.1
Principais ventos ..................................................................................................................123
9.2.2
Transporte Eólico.................................................................................................................125
9.2.3
Erosão Eólica .......................................................................................................................131
9.3
Gelo .............................................................................................................................................133
9.3.1
Ação Erosiva das Geleiras ...................................................................................................133
9.3.2
Glaciações ............................................................................................................................135
9.3.3
Erosão Glacial ......................................................................................................................136
9.4
Gravidade ....................................................................................................................................137
9.4.1
Causas do Movimento de Massa .........................................................................................138
9.4.2
Classificação dos Movimentos de Massa ............................................................................138
9.4.3
Leitura Complementar: Tirando o natural do desastre natural ............................................145
9.4.4
Deslizamentos que matam: veja se você e a sua família correm perigo [16] ........................145
10 Geologia do Brasil ............................................................................................................................152
10.1
Geologia de Santa Catarina .........................................................................................................155
10.1.1
Complexo Granulítico de Santa Catarina ............................................................................155
10.1.2
Complexo Tabuleiro ............................................................................................................156
10.1.3
Complexo Metamórfico Brusque ........................................................................................156
10.1.4
Grupo Itajaí ..........................................................................................................................156
10.1.5
Suítes Intrusivas Graníticas .................................................................................................156
10.1.6
Supergrupo Tubarão ............................................................................................................157
10.1.7
Grupo Passa Dois .................................................................................................................158
10.1.8
Grupo São Bento..................................................................................................................159
10.1.9
Sedimentos Cenozóicos .......................................................................................................159
1
INTRODUÇÃO
“A terra ensina-nos mais acerca de nós próprios do que todos os
livros. Porque ela nos resiste.” (Antoine de Saint-Exupéry)
1.1
O QUE É A GEOLOGIA
Geologia, do grego γη- (ge-, "a terra") e λογος (logos, "palavra", "razão"), é a ciência que tem
como objeto o estudo do planeta Terra- sua composição, estrutura, seus processos internos e externos,
propriedades físicas, história e os processos que lhe dão forma. É uma das ciências da Terra. Dedica-se,
principalmente, ao entendimento do que ocorre ou ocorreu abaixo da superfície da Terra, mesmo que,
para isso, tenha que buscar elementos nos fenômenos que estão ocorrendo sobre a superfície. O campo de
atividade da Geologia é, por conseguinte, a porção da Terra constituída de rochas que, por sua vez, são as
fontes de informações. Entretanto, a formação das rochas decorre de um conjunto de fatores físicos,
químicos e biológico, de onde os interesses se entrecruzam repetidamente. É objeto da Geologia Geral o
estudo dos agentes de formação e transformação das rochas, da composição e disposição das rochas na
crosta terrestre.
1.2
A GEOLOGIA
ENGENHARIA
AMBIENTAL
E
A
GEOLOGIA
DA
O Homo sapiens é do Quaternário. Os vestígios de sua civilização,
representados por fósseis, utensílios e pinturas rupestres são encontrados
em todos os continentes, evidentemente a partir dos períodos em que os mesmos foram ocupados. O
homem foi evoluindo em forma, constituição e habitat, deixando de ser nômade para se tornar sedentário,
trocando a posição de coletor de alimentos para virar produtor, com as atividades de pastoreio e
agricultura. Tornou-se assim o mais novo e intenso agente modificador do ambiente, o que permitiu seu
enorme crescimento populacional, que nos últimos 100 anos, principalmente, exerceu forte pressão sobre
o meio ambiente, interferindo, acelerada e intensamente, nos processos naturais.
Desta forma, o homem contribuiu para modificar o regime de escoamento, infiltração e
evapotranspiração das águas das chuvas, provocando a aceleração dos processos erosivos dos solos, a
desertificação, salinização e a diminuição da infiltração d´água na recarga dos aqüíferos, dentre outros
impactos que estabelecem relações negativas. Por outro lado, também recupera áreas degradadas ou as
ocupa com critérios adequados. Essas relações do homem com seu habitat são estudados por dois ramos:
Geologia Ambiental: ramo da Ecologia que trata das relações entre o homem e seu habitat
geológico; ela se ocupa dos problemas do homem com o uso
da terra - e a reação da terra a este uso. A Geologia Ambiental
inclui os ramos tradicionais da Geologia de Engenharia e da
Geologia Econômica, ou uma pequena parte desta última,
referente aos recursos minerais. (FLAWN, P.T.; 1970.
Environmental Geology. New York: Harper & Row Pub.
Prefácio).
Geologia de Engenharia (antiga Geologia Aplicada):
Ciência dedicada à investigação, estudo e solução de
problemas de engenharia e meio ambiente, decorrentes da
interação entre a Geologia e os trabalhos e atividades do
homem, bem como à previsão e desenvolvimento de medidas
preventivas ou reparadoras de acidentes geológicos
Figura 1: O Geólogo, Pintura do séc. XIX por
(Associação Brasileira de Geologia de Engenharia – ABGE).
Carl Spitzweg.
Os conhecimentos de geologia de engenharia terão uma função diferente conforme sejam usados
por um engenheiro ou por um geólogo (Figura 1). Aquele deverá ter consciência dos problemas que
poderão advir do terreno sobre o qual constrói sua obra (condicionamentos geológicos), dos problemas
que a obra poderá criar, saber solicitar os levantamentos geológicos necessários e interpretá-los. O
geólogo deverá ter consciência dos problemas que as condições geológicas podem trazer
construção, para adaptar essa
para a
investigação a essas necessidades. Assim, vivendo as contradições
de sua evolução, o homem impõe ao Planeta as conseqüências de suas escolhas.
A Geologia de
Engenharia é uma das ferramentas técnico- científicas úteis ao discernimento das escolhas mais acertadas
a uma transformação adequada do meio ambiente.
Referências:
MACIEL FILHO, C. L. Introdução à geologia de engenharia. Brasilia: CPRM; Santa Maria, RS: Ed. da
UFSM, 1994. 283p.
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, 558p
OLIVEIRA, A. & BRITO, S. Geologia de engenharia. São Paulo: ABGE, 1998. (impressão 1999) 587p.
2
UNIVERSO
“Quero saber como Deus criou este mundo. Não estou interessado
neste ou naquele fenômeno, ou no espectro deste ou daquele
elemento. Quero conhecer seus pensamentos, o resto são
detalhes.” (Albert Einstein)
Muitos foram os seres humanos que dedicaram as suas vidas ao estudo das ciências e da
descoberta da origem do Universo (do latim universus, "todo inteiro", composto de unus e versus). Dentre
as principais descobertas e teorias desenvolvidas para elucidar a origem do Universo, podemos citar:
1914 – Albert Einstein enuncia a Teoria da Relatividade, mostrando a equivalência entre matéria e
energia. E = m.c²
1917 – O astrônomo holandês Willen de Sitter demonstra de forma teórica que o Universo está em
expansão.
1927 – O astrônomo belga Georges Lemaitre sugere que, inicialmente, toda a matéria do Universo
estava concentrada em um único lugar: o ovo cósmico ou átomo primordial.
1929 – Edwin Hubble, baseado em suas observações, enuncia sua famosa lei segundo a qual a
velocidade com que uma galáxia se afasta de nós está relacionada com a sua distância até nós, e, portanto,
com o tempo. Esta foi a primeira evidência da expansão do Universo.
1950 – Herman, Gamow e Alpher propõem a Teoria do Big-Bang (nome sugerido por Hoyle para
o evento que dá início ao Universo).
1965 – Os físicos americanos Arno Penzias e Robert Wilson detectam a radiação cósmica de
fundo, equivalente à radiação emitida por um corpo negro a uma temperatura de 2,7K. Essa descoberta da
radiação cósmica de fundo parece evidenciar duas coisas: a existência do big-bang, sendo esta radiação de
fundo proveniente da transformação de massa em energia radiante, um resíduo do big-bang que deu
origem ao Universo, e ainda que 2,7K seria a temperatura atual do Universo considerado como um todo
(uma espécie de temperatura média do Universo), o que já tinha sido previsto por George Gamow (19041968) em 1948.
2.1
COMO NASCEU O UNIVERSO
Por meio do conhecimento existente sobre a matéria e energia, radiações, partículas elementares e
fazendo uso dos recursos da Física teórica, incluindo modelagens e simulações, os cientistas
reconstituíram com grande precisão as etapas sucessivas ao Bing Bang, que é a teoria mais aceita no que
se refere à origem do universo.
A Teoria do Big-Bang (Figura 2.0) admite que o Universo tem uma idade limite, da ordem de 15
ou 20 bilhões de anos e, portanto, existe um instante inicial em que o Universo foi criado. Segundo essa
teoria, há 15 ou 20 bilhões de anos uma fabulosa quantidade de energia estava localizada em uma esfera
de diâmetro inferior a 1 cm, denominada ovo cósmico ou singularidade.
Num dado instante (t = 0), toda essa energia, em rápida expansão, criou o Universo que se dilatou
e se resfriou uniformemente. A redução rápida de temperatura determinou as sucessivas transformações
da energia liberada que se materializou na forma de partículas (quarks) e antipartículas (antiquarks). A
matéria e a antimatéria se aniquilam, gerando uma quantidade enorme de energia na forma de fótons e
obedecendo à equação de Einstein: E = m.c². O excesso de matéria em relação à antimatéria deu origem
ao Universo em que hoje vivemos.
2.1.1 CRONOLOGIA NA CRIAÇÃO DO UNIVERSO
a) Instante t = 0: instante inicial em que ocorreu o Big-Bang; a escala de distâncias vale zero, a
densidade do universo é infinitamente elevada e não há ferramentas na Matemática ou na Física, que hoje
conhecemos, para estudar este momento. O evento instante zero é tratado como uma singularidade no
estudo da evolução do Universo.
b) Intervalo de tempo entre t = 0 e t = 10 – 43s: o que ocorreu neste intervalo é pura especulação
teórica sem nenhuma possibilidade de comprovação através de observações físicas.
c) Intervalo de tempo entre t = 10 – 43s e t = 10 – 35s: neste curto intervalo de tempo os quarks e
os antiquarks aniquilaram-se dando origem à radiação, na forma de fótons. A quantidade de quarks é
maior que a de antiquarks, de modo a restar matéria na forma de quarks que deu origem ao Universo em
que hoje vivemos. O universo está-se resfriando, passando de uma temperatura de 1032 K em t = 10 – 43s
para a temperatura de 1027K em t = 10 – 35s.
d) No instante t = 10 – 30s: os quarks remanescentes do processo de aniquilamento começam a se
fundir, dando origem aos prótons e nêutrons.
e) No instante t = 10 – 6s: a fusão dos quarks, originando prótons e nêutrons, é concluída e os
quarks desaparecem. Os prótons e nêutrons podem-se transmutar entre si e vão coexistir com elétrons e
fótons.
f) Após o instante t = 1s: com a queda da temperatura, os prótons não podem mais se transmutar, o
que não ocorre em relação aos nêutrons. É por isso que existem, até hoje, quatro vezes mais prótons do
que nêutrons.
g) No intervalo de t = 10s - 500s: ocorrem as reações de fusão dos núcleos: 25% dos núcleos de
hidrogênio transformam-se em hélio; um milésimo por cento é transformado em deutério e menos de um
milionésimo por cento é transformado em lítio. Ao fim de 3 minutos as transformações fundamentais já
haviam ocorrido.
h) Quando o Universo possui uma idade entre 300 000 anos e 1 milhão de anos, a temperatura já é
suficientemente baixa para que os elétrons comecem a se associar aos prótons para formar os átomos de
hidrogênio.
i) Antes de atingir a idade de 1 bilhão de anos, a força gravitacional começou a agir e as primeiras
galáxias apareceram.
Figura 2.0: Simulação do Big Bang [1].
2.2
ESTRUTURA DO UNIVERSO
A Astronomia nos ensina que existem incontáveis estrelas no céu. Ao mesmo tempo, observamos
que elas se dispõem de uma maneira ordenada, segundo hierarquias. As estrelas agrupam-se
primeiramente em galáxias, cujas dimensões são da ordem de 100.000 anos- luz. As galáxias podem
conter enormes espaços interestelares de baixa densidade, mas também regiões de densidade extrema. Os
assim chamados buracos negros podem sugar qualquer matéria das proximidades, em virtude da sua
gigantesca energia gravitacional. Nem mesmo a luz consegue escapar dos buracos negros e o seu estudo é
um dos temas de fronteira da Astronomia.
A Via Láctea é uma galáxia do tipo espiral, que faz parte de um grupo de galáxias, o Grupo
Local (Figura 2.1), que é um aglomerado pequeno, com cerca de 50 membros, que ocupa um volume de 3
milhões de anos-luz na sua dimensão maior. A Via Láctea e Andrômeda (M31) são de longe os dois
membros mais massivos, estando um em cada borda do aglomerado. A terceira galáxia mais luminosa do
grupo é outra espiral, M33, que tem 20% da luminosidade da Via Láctea e 13% da luminosidade de
Andrômeda. Entre os demais membros existem duas elípticas, M32, satélite de M31, e M110, e várias
irregulares e galáxias anãs. As Nuvens de Magalhães (Grande Nuvem de Magalhães e Pequena Nuvem de
Magalhães), galáxias irregulares e satélites da nossa Galáxia, também fazem parte desse grupo. A Grande
Nuvem de Magalhães, localizada a 150 mil anos-luz da Via Láctea, era até 1994 considerada a galáxia
mais próxima. Desde 2003 foram descobertas várias galáxias anãs na região do Grupo Local, entre as
quais uma anã localizada a apenas 25 mil anos-luz de distância, na direção do centro galáctico. Essa é
atualmente a galáxia mais próxima, e só não foi detectado antes devido estar numa região de grande
extinção e ter brilho superficial muito baixo.
No total, o grupo local contém pelo menos 3 galáxias espirais, 2 elípticas, 15 galáxias irregulares
de diferentes tamanhos, e 17 anãs elípticas. A maioria das galáxias se encontra orbitando a Via Láctea ou
Andrômeda, dando uma aparência binária ao Grupo Local.
2.2.1
VIA LÁCTEA
Em noites límpidas e sem lua, longe das luzes artificiais das áreas urbanas, pode-se ver claramente
no céu uma faixa nebulosa atravessando o hemisfério celeste de um horizonte a outro. Chamamos a essa
faixa Via Láctea (Figura 2.2), devido à sua aparência, que lembrava aos povos antigos um caminho
esbranquiçado como leite.
Sua parte mais brilhante fica na direção da constelação de Sagitário, sendo melhor observável no
Hemisfério Sul durante as noites de inverno. Na Via Láctea está localizado o Sistema Solar da Terra.
A Via Láctea é uma estrutura constituída
por cerca de duzentos bilhões de estrelas
(algumas estimativas colocam esse número no
dobro, em torno de quatrocentos bilhões) e tem
uma massa de cerca de um trilhão e 750 bilhões
de massas solares. Sua idade está calculada entre
treze e treze bilhões e 800 milhões de anos,
embora alguns autores afirmem estar na faixa de
quatorze bilhões de anos.
Figura 2.1: Via Láctea [2].
Figura 2.2: Nossa localização na Via Láctea [3].
2.2.2 SISTEMA SOLAR
Nosso sol é uma estrela de média grandeza, formando hélio pela queima de hidrogênio há cerca de
4,6 bilhões de anos. Possivelmente permanecerá nesta fase por outros tantos bilhões de anos, antes de
evoluir para a fase de gigante vermelha, anã branca, e finalmente tornar-se uma anã- negra.
Os demais corpos que pertencem ao Sistema Solar (planetas, satélites, asteróides, cometas, além
de poeira e gás) formaram-se ao mesmo tempo em que sua estrela central. Isto confere ao sistema uma
organização harmônica no tocante à distribuição de sua massa e às trajetórias orbitais de seus corpos
maiores, os planetas e satélites. A massa do sistema (99,8%) concentra-se no sol, com os planetas girando
ao seu redor, em ordens elípticas de pequena excentricidade, virtualmente coplanares, segundo um plano
básico denominado eclíptico.
Neste plano estão assentadas, com pequenas inclinações, as órbitas de todos os planetas, orbitam
também numerosos asteróides. Por sua vez, a grande maioria dos cometas parece seguir órbitas próximas
do plano eclíptico. O movimento de todos estes corpos ao redor do sol concentra praticamente todo o
momento angular do sistema.
2.2.3 SOL
Figura 2.3: Sistema Solar [4].
O Sol é o objeto mais proeminente em nosso sistema solar (Figura 2.3). É o maior objeto e contém
aproximadamente 98% da massa total do sistema solar. Cento e nove Terras seriam necessárias cobrir o
disco do Sol, e em seu interior caberia 1,3 milhão de Terras. A camada externa visível do Sol é chamada
fotosfera e tem uma temperatura de 6.000°C. Esta camada tem uma aparência turbulenta devido às
erupções energéticas que lá ocorrem.
O Sol começou a brilhar quando o núcleo atingiu 10 milhões de graus Celsius, temperatura
suficiente para iniciar reações de fusão nuclear. A radiação acabou por gerar um vento solar muito forte,
conhecido como ―onda de choque‖, que espalhou o gás e poeira restantes das redondezas da estrela
recém-nascida para os planetas que se acabaram de formar a partir de colisões entre os protoplanetas.
A energia solar é gerada no núcleo do Sol. Lá, a temperatura (15.000.000° C) e a pressão (340
bilhões de vezes a pressão atmosférica da Terra ao nível do mar) são tão intensas que ocorrem reações
nucleares. Estas reações transformam quatro prótons ou núcleos de átomos de hidrogênio em uma
partícula alfa, que é o núcleo de um átomo de hélio. A partícula alfa é aproximadamente 0,7 % menos
massiva do que quatro prótons. A diferença em massa é expelida como energia e carregada até a
superfície do Sol, através de um processo conhecido como convecção, e é liberada em forma de luz e
calor. A energia gerada no interior do Sol leva um milhão de anos para chegar à superfície. A cada
segundo 700 milhões de toneladas de hidrogênio são convertidos em cinza de hélio. Durante este
processo 5 milhões de toneladas de energia pura são liberados; portanto, com o passar do tempo, o Sol
está se tornando mais leve. O Sol aparentemente está ativo por 4,6 bilhões de anos e tem combustível
suficiente para continuar por aproximadamente mais cinco bilhões de anos. No fim de sua vida, o Sol
começará a fundir o hélio em elementos mais pesados e se expandirá, finalmente crescendo tão grande
que engolirá a Terra. Após um bilhão de anos como um gigante vermelha, ele rapidamente colapsará em
uma anã branca - o produto final de uma estrela como a nossa. Pode levar um trilhão de anos para ele se
esfriar completamente.
Estatísticas do Sol
Massa (kg)..............................1,989 x 1030
Temperatura média da fotosfera.... 6.000°C
Raio Equatorial (km)................695.000
Idade (bilhões de anos)..................4,5
Densidade média (gm/cm3).......1,410
Composição Química Principal:
Distância da Terra (km)............150 milhões
Hidrogênio...... 92,1%
Período de Rotação (dias)..........25-36
Oxigênio..........0,061% Demais Gases..0,039%
Hélio................7,8%
2.2.4 PLANETAS
Tabela 2.0: Algumas características dos planetas.
2.2.4.1 A DIMENSÃO ASTRONÔMICA DAS DISTÂNCIAS NO ESPAÇO
Para se ter a noção da dimensão astronômica das distâncias no espaço é interessante fazer uns
cálculos e arranjar um modelo que nos permita ter uma percepção mais clara do que está em jogo.
Imaginemos, por exemplo, um modelo reduzido em que o Sol estaria representado por uma bola de
futebol (de 22 cm de diâmetro). A essa escala, a Terra ficaria a 23,6 metros de distância e seria uma esfera
com apenas 2 mm de diâmetro (a Lua ficaria a uns 5 cm da Terra, e teria um diâmetro de uns 0,5 mm).
Júpiter e Saturno seriam berlindes com cerca de 2 cm de diâmetro, respectivamente a 123 e a 226 metros
do Sol. Plutão ficaria a 931 metros do Sol, com cerca de 0.36 mm de diâmetro. Quanto à estrela mais
próxima, a Proxima Centauro, essa estaria a 6332 km do Sol! E a estrela Sírio a 13150 km.
Se demorasse 1 hora e um quarto a ir da Terra à Lua (a uns 257000 km/hora), demoraria umas 3
semanas (terrestres) a ir da Terra ao Sol, uns 3 meses a ir a Júpiter, 7 meses a Saturno e uns 2 anos e meio
a chegar a Plutão e deixar o nosso sistema solar. A partir daí, a essa velocidade, teríamos de esperar uns
17600 anos até chegar à estrela mais próxima! E 35 000 anos até chegarmos a Sírio!
Na Figura 2.4 pode-se observar a proporção entre os planetas do sistema solar.
a)
b)
c)
2.2.5
Figura 2.4.: Proporção entre planetas e Sol [5].
PLANETAS ANÕES
Planeta anão é um corpo celeste muito semelhante a um planeta, dado que orbita em volta do Sol e
possui gravidade suficiente para assumir uma forma com equilíbrio hidrostático (aproximadamente
esférica), porém não possui uma órbita desimpedida, orbitando com milhares de outros pequenos corpos
celestes.
2.2.6 LUAS
Satélites naturais ou luas são objetos de dimensões consideráveis que orbitam os planetas.
Compreendem pequenos astros capturados da cintura de asteróides, como as luas de Marte e dos planetas
gasosos, até astros capturados da cintura de Kuiper como o caso de Tritão, no caso de Netuno ou até
mesmo astros formados a partir do próprio planeta através do impacto de um protoplaneta, como o caso
da Lua da Terra.
Os planetas gasosos têm pequenas partículas de pó e gelo que os orbitam em enormes quantidades,
são os chamados anéis planetários, os mais famosos são os anéis de Saturno.
2.2.7 CORPOS MENORES
A classe de astros chamados ―corpos menores do sistema solar‖ inclui vários objetos diferenciados
como são os asteróides, os transnetunianos, os cometas e outros pequenos corpos.
Asteróides: são astros menores do que os planetas, normalmente em forma de batata, encontrandose na maioria na órbita entre Marte e Júpiter e são compostos por partes significativas de minerais nãovoláteis. Estes são subdivididos em grupos e famílias de asteróides baseados em características orbitais
específicas. Nota-se que existem luas de asteróides, que são asteróides que orbitam asteróides maiores,
que, por vezes, são quase do mesmo tamanho do asteróide que orbitam.
As sementes das quais os planetas se originaram são chamadas de planetésimos: são corpos
subplanetários que existiram durante os primeiros anos do sistema solar e que não existem no sistema
solar recente. O nome é também usado por vezes para referir os asteróides e os cometas em geral ou para
asteróides com menos de 10 km de diâmetro.
Centauros: Os centauros são astros gelados semelhantes a cometas que têm órbitas menos
excêntricas e que permanecem na região entre Júpiter e Netuno, mas são muito maiores que os cometas.
O primeiro a ser descoberto foi Quíron, que tem propriedades parecidas com as de um cometa e de um
asteróide.
Transnetunianos: Os transnetunianos são corpos celestes gelados cuja distância média ao Sol
encontra-se para além da órbita de Netuno, com órbitas superiores a 200 anos e são semelhantes ao
centauros. Pensa-se que os cometas de curto período sejam originários desta região. Os planetas anões
Plutão e Éris encontram-se, também, nesta região. O primeiro transnetuniano foi descoberto em 1992. No
entanto, Plutão, que já era conhecido há quase um século, orbita nesta região do sistema solar.
Cometas: A maioria dos cometas tem três partes: 1. Um núcleo sólido ou centro; 2. Uma
cabeleira- ou cabeça redonda- que envolve o núcleo e consiste em partículas de poeira misturadas com
água, metano e amoníaco congelados; e 3. Uma longa cauda de poeira e gases que escapam da cabeleira.
Os cometas são compostos largamente por gelos voláteis e com órbitas bastante excêntricas, geralmente
com um periélio dentro das órbitas dos planetas interior e com afélio para além de Plutão. Cometas com
pequenos períodos também existem; contudo, os cometas mais velhos que perderam todo o seu material
volátil são categorizados como asteróides. Alguns cometas com órbitas hiperbólicas podem ter sido
originados de fora do sistema solar.
Meteoróides: Os meteoróides são astros com dimensão entre 50 metros até partículas tão
pequenas como pó. Astros maiores que 50 metros são conhecidos como asteróides. Um meteoróide que
atravesse a atmosfera da Terra passa a se denominar meteoro; caso chegue ao solo, chama-se meteorito.
2.2.8 O PLANETA TERRA
O terceiro planeta do Sistema Solar apresenta uma atmosfera
secundária, formada por emanações gasosas durante toda a história do
planeta e constituída principalmente por nitrogênio, oxigênio e argônio.
A temperatura de sua superfície é suficientemente baixa para permitir a
existência de água líquida, bem como vapor d´água na atmosfera,
responsável pelo efeito estufa regulador da temperatura, que permite a
existência da biosfera. Por causa dos envoltórios fluídos que a recobrem,
a atmosfera e hidrosfera, a Terra quando vista do espaço assume a coloração azulada.
A característica principal do planeta Terra é seu conjunto de condições únicas e extraordinárias
que favorecem a existência e a estabilidade de muitas formas de vida, sendo que evidências de vida
bacteriana abundante foram já encontradas em rochas com idade de 3500 milhões de anos.
Entre os planetas do sistema a Terra tem condições únicas: mantém grandes quantidades de água
em estado líquido, tem placas tectônicas e um forte campo magnético. A atmosfera interage com os
sistemas vivos. A ciência moderna coloca a Terra como único corpo planetário conhecido que possui vida
da forma a qual conhecemos. Alguns cientistas como James Lovelock consideram que a Terra é um
sistema vivo chamado Gaia.
Tabela 2.1: Parâmetros Terrestres
A superfície terrestre é constituída por complexos relevos. O Geóide é a superfície equipotencial
da gravidade que coincide com a superfície oceanográfica média no oceano (Figura 2.5).
Figura 2.5: Superfície equipotencial.
2.2.8.1 FORMA E TAMANHO
O planeta Terra tem aproximadamente uma forma esférica, mas a sua rotação causa uma pequena
deformação para a forma elipsoidal (achatada aos pólos). A forma real da Terra é chamada de Geóide,
apresenta forma muito irregular, ondulada, matematicamente complexa.
Figura 2.6: Elipsóide Terrestre.
Figura 2.7: Aproximação Terciária
2.2.8.2 ORIGEM
O planeta teria se formado pela agregação de poeira cósmica em rotação, aquecendo-se depois,
por meio de violentas reações químicas. O aumento da massa agregada e da gravidade catalisou impactos
de corpos maiores. Essa mesma força gravitacional possibilitou a retenção de gases constituindo uma
atmosfera primitiva. Os processos de formação do planeta Terra são a acreção, diferenciação e
desintegração radioativa.
O envoltório atmosférico primordial atuou como isolante térmico, criando o ambiente na qual se
processou a fusão dos materiais terrestres. Os elementos mais densos e pesados, como o ferro e o níquel,
migraram para o interior; os mais leves localizaram-se nas proximidades da superfície. Dessa forma,
constituiu-se a estrutura interna do planeta, com a distinção entre o núcleo, manto e crosta (litosfera). O
conhecimento dessa estrutura deve-se à propagação de ondas sísmicas geradas pelos terremotos. Tais
ondas, medidas por sismógrafos, variam de velocidade ao longo do seu percurso até a superfície, o que
prova que o planeta possui estrutura interna heterogênea, ou seja, as camadas internas possuem densidade
e temperatura distintas.
A partir do resfriamento superficial do magma, consolidaram-se as primeiras rochas, chamadas
magmáticas ou ígneas, dando origem a estrutura geológica denominado escudos cristalinos ou maciços
antigos. Formou-se, assim, a litosfera ou crosta terrestre. A liberação de gases decorrente da volatização
da matéria sólida devido a altas temperaturas e também, posteriormente, devido ao resfriamento, originou
a atmosfera, responsável pela ocorrência das primeiras chuvas e pela formação de lagos e mares nas áreas
rebaixadas. Assim, iniciou-se o processo de intemperismo (decomposição das rochas) responsável pela
formação dos solos e conseqüente início da erosão e da sedimentação.
As partículas minerais que compõem os solos, transportados pela água, dirigiram-se, ao longo do
tempo, para as depressões que foram preenchidas com esses sedimentos, constituindo as primeiras bacias
sedimentares (bacias sedimentares são depressões da crosta, de origem diversa, preenchidas ou em fase de
preenchimento por material de natureza sedimentar) e, com a sedimentação (compactação); as rochas
sedimentares. No decorrer desse processo, as elevações primitivas (pré-cambrianas) sofreram enorme
desgaste pela ação dos agentes externos, sendo gradativamente rebaixadas. Hoje, apresentam altitudes
modestas e formas arredondadas pela intensa erosão, constituindo as serras conhecidas no Brasil como
serras do Mar, da Mantiqueira, do Espinhaço e, em outros países, os Montes Apalaches (EUA), os Alpes
Escandinavos (Suécia e Noruega), os Montes Urais (Rússia), etc. Os escudos cristalinos ou maciços
antigos apresentam disponibilidade de minerais metálicos (ferro, manganês, cobre), sendo por isso,
bastante explorados economicamente.
Nos dobramentos terciários pode haver qualquer tipo de minério. O carvão mineral e o petróleo
são comumente encontrados nas bacias sedimentares. Já os dobramentos modernos são os grandes
alinhamentos montanhosos que se formaram no contato entre as placas tectônicas em virtude do seu
deslocamento a partir do período Terciário da era Cenozóica, como os Alpes, os Andes (a oeste da
América do Sul), o Himalaia (norte do subcontinente indiano), e as Montanhas Rochosas.
2.2.8.3 HISTÓRIA DA TERRA
A história da Terra é muito longa. Uma história que se
desenrola há cerca de 4.600 milhões de anos e que o homem vem a
escrever há cerca de 5 mil anos. Na Geologia os caminhos da história
raramente são direitos.
É próprio de uma falsa ciência nunca descobrir o que é falso,
nunca reconhecer a necessidade de renunciar seja ao que for, nunca
mudar de linguagem. Não esquecendo que a história da verdade, e só da
verdade, é uma noção contraditória. Aquilo que hoje é impossível
amanhã é do censo comum.
Pitágoras (580-500 a.C.) teve a verdadeira intuição acerca da natureza das referidas impressões
(fósseis). Contudo, ainda no século XVII, Plot admitia que as marcas (impressões - fósseis) observadas
nas rochas seriam o resultado de propriedade inerente à Terra a qual originaria as marcas como
ornamento das regiões ocultas do Globo, da mesma maneira que as flores são o ornamento da superfície.
Mesmo no século XIX, um decreto teológico de Oxford afirmava que o Diabo tinha colocado aquelas
impressões (fósseis) nas rochas para enganar e embaraçar a humanidade.
Foi Leonardo da Vinci (1452-1519), que realizou estudos importantes nos domínios da
Geometria, Biologia, Geologia, Astronomia e Anatomia, quem esclareceu o problema das impressões
(fósseis). O método utilizado por Leonardo da Vinci nas suas observações e deduções foi de importância
fundamental para o estudo da história da Terra, tendo, deste modo, resolvido o problema do significado
dos fósseis.
Nicolau Steno (1638-1686) foi um dos primeiros investigadores a redescobrir a verdadeira
natureza dos fósseis.
Georges Cuvier (1769-1832) prestou muitas e importantes contribuições à História Natural, no
que se refere a espécies extintas e à reconstituição de alguns fósseis dando-lhe o aspecto que teriam
quando eram vivos. Foi defensor de uma versão da história da Terra, segundo a qual uma sucessão de
catástrofes teria exterminado as primitivas formas de vida, sendo a última destas catástrofes o Dilúvio
descrito na Bíblia.
Johann Gottlob Lehman e Christian Fuchsel, dois naturalistas do século XVIII, mostraram que
a história geológica da região foi condicionada por dois episódios distintos. Lehmann evidenciou a
seqüência de fenômenos da história da Terra gravados nas sucessivas camadas rochosas.
James Hutton (1726-1797), considerado o fundador da geologia moderna, fazendo uso da
observação de campo dos fenômenos atuais; deduziu que as mesmas leis físicas atuais que os
condicionam terão sido as mesmas que atuaram no passado. Formulou, deste modo, o princípio do
Uniformitarismo. Mais tarde, Charles Lyell (1797-1875), ampliou este princípio aplicando-o a novas
situações geológicas, traduzindo-se em novos progressos das ciências geológicas. De fato, as rochas
formam-se na natureza atual, obedecendo às mesmas leis que presidiram à sua formação há centenas de
milhões de anos.
Para finalizar William Smith (1769-1839), enunciou dois princípios fundamentais da estratigrafia,
a lei "da sobreposição dos estratos" e a "das camadas identificadas pelos fósseis". Durante quase
cinqüenta anos, percorreu a Inglaterra elaborando o primeiro mapa geológico daquele país.
2.2.8.3.1 GEOLOGIA HISTÓRICA – ESTRATIGRAFIA
Lei de superposição (Law of superposition): O estrato superior é mais novo do que o inferior.
Este Princípio da Sobreposição é fundamental para a interpretação da história da terra, porque em
qualquer parte do planeta Terra indica as idades relativas das camadas das rochas sedimentares e dos
fósseis nelas contidos (Figura 2.8).
Lei de identificação: Se dois estratos contêm o mesmo fóssil, pode-se confirmar que estes foram
formados na mesma época (Figura 2.9).
Figura 2.8: Barreira constituída por uma formação
Figura 2.9: Camadas quase verticais, de uma formação calcária
calcária do Ordovícico de Lexington, Kentucky (USA),
nas montanhas de Arbuckle, perto de Ardmore, Oklahoma (USA),
rica em conteúdo fossilífero. Estas camadas encontram-
que foram perturbadas da sua posição horizontal original pelas
se na posição horizontal original. Assim sendo, podemos
forças tectônicas que ergueram a montanha. Neste caso, sem
afirmar que A é mais antigo que B e B mais antigo que
prévios estudos cartográficos, tectônicos e paleontológicos, não se
C. A é a parte mais antiga da formação e C a parte mais
pode dizer se A é mais antiga ou mais recente do que B e C.
recente.
Apesar das observações e estudos de Steno, só no fim do século XVIII e início do século XIX,
James Hutton (1726-1797) como estudioso dos processos sedimentares confirmou o princípio da
sobreposição e estabeleceu o Princípio do Uniformitarismo, também conhecido pelo Princípio das
Causas Atuais, o qual se pode expressar das seguintes formas: 1) os fenômenos geológicos existentes na
atualidade são idênticos aos que ocorreram no passado, 2) os acontecimentos geológicos do passado,
explicam-se através dos mesmos processos naturais que se observam na atualidade, 3) "o presente é a
chave do passado".
As
camadas
de
rochas
são
como
as
páginas
do
nosso
livro
de
história.
As maiorias das rochas expostas à superfície da terra são sedimentares - formadas a partir das partículas
de rochas mais velhas que foram erodidas pela água ou pelo vento. O cascalho, a areia, o silte e a lama
(argilas) existem nos rios, lagos e oceanos. Estas partículas sedimentares ao depositarem-se podem
enterrar animais e plantas, mortos ou vivos, no fundo dos lagos, dos rios ou dos mares. Com a passagem
do tempo e a acumulação por deposição de mais partículas, freqüentemente com mudanças químicas, os
sedimentos desagregados transformam-se em rocha cimentada. O cascalho transforma-se numa rocha
chamada conglomerado, a areia transforma-se em arenito, a lama transforma-se em calcários ou argilitos,
consoante o tipo de lama; e os esqueletos e outras partes animais, bem como as diferentes partes
constituintes das plantas podem transformar-se em fósseis.
Para determinar a idade da maioria das rochas sedimentares, o estudo científico dos fósseis
contidos nelas é fundamental. Os fósseis fornecem importantes evidências (Figura 2.10) que ajudam a
determinar o que aconteceu ao longo da história da Terra e quando aconteceu. Por exemplo, fosseis de
coral indicam que a época da deposição dos mesmos teve um clima bem quente. Pela estratigrafia com
fosseis, foi estabelecido o tempo depois do nascimento da Terra até hoje. Este tempo é denominado
tempo geológico (biocronológico- Tabela 2.2 e 2.3).
Figura 2.10 : Esquema simplificado de uma paisagem atual e de algumas plantas e animais (potenciais fósseis) que
poderão ser preservados como fósseis [6].
Tabela 2.2: Hierarquia do tempo e sua correspondente camada.
Tempo
Era
Período Época
Camada (rocha) Grupo Sistema
Série
Tabela 2.3: Escala do Tempo Geológico
Eon
Era
Época
Limite inferior
de tempo(#)
Holoceno (**)
11,5 ± 0 ka
Neogeno (*) Pleistoceno(**)
1.806 ± 0 ka
Período
Plioceno
5.332 ± 0 ka
Mioceno
23,03 ± 0 Ma
Oligoceno
33,9 ± 0,1 Ma
Eoceno
55,8 ± 0,2 Ma
Paleoceno
65,5 ± 0,3 Ma
Cretáceo
.
145,5 ± 4,0 Ma
Jurássico
.
199,6 ± 0,6 Ma
Triássico
.
251,0 ± 0,4 Ma
Permiano
.
299,0 ± 0,8 Ma
Carbonífero
.
359,2 ± 2,5 Ma
Devoniano
.
416,0 ± 2,8 Ma
Siluriano
.
443,7 ± 1,5 Ma
Ordoviciano
.
488,3 ± 1,7 Ma
Cambriano
.
542,0 ± 1,0 Ma
.
.
1,0 Ga
.
.
1,6 Ga
.
.
2,5 Ga
Neoarqueano
.
.
2,8 Ga
Mesoarqueano
.
.
3,2 Ga
Paleoarqueano
.
.
3,6 Ga
Eoarqueano
.
.
~3,85 Ga
.
.
.
Cenozóica
Paleogeno(*)
Fanerozóico
Mesozóica
Paleozóica
Neoproterozóico
Proterozóico
Mesoproterozóico
(***)
Paleoproterozóico
Arqueano
(***)
Hadeano
(***)
4,6(?) ~ 3,85 Ga
(*) Terciário: termo informal para período do Cenozóico correspondente ao Paleogeno e
Neogeno juntos excluindo o Pleistoceno e Holoceno.
(**) Quaternário: termo informal para período do Cenozóico mais recente, correspondente ao
Pleistoceno e Holoceno, hoje incorporados ao Período Neogeno.
(***) Precambriano: 88 % do tempo geológico e que corresponde ao Hadeano, Arqueano e
Proterozóico juntos.
O princípio do uniformitarismo não significa que todo fenômeno geológico ocorre de forma lenta.
Alguns dos mais importantes processos ocorrem como eventos súbitos, como um meteoróide grande que
impacta a Terra - um bólido - que pode escavar uma vasta cratera em questão de segundos; como um
vulcão- que pode explodir seu cume ou como, ainda, uma falha- que pode rachar o solo num terremoto
muito rapidamente. Outros processos ocorrem de maneira mais lenta. Milhões de anos são necessários
para que continentes migrem, montanhas sejam soerguidas e erodidas, e sistemas fluviais depositem
espessas camadas de sedimentos. Os processos geológicos ocorrem numa extraordinária gama de escalas
tanto no espaço como no tempo (Figura 2.11).
A história geológica da Terra é atualmente descrita por uma espiral temporal (Figura 2.12)
indicando que processos atuais ocorreram no passado (Uniformitarismo), mas não da mesma forma, com
mesma intensidade e não necessariamente todos os processos do passado ocorrem no presente e viceversa.
Figura 2.11: Os fenômenos geológicos podem estender-se durante milhares de séculos ou ocorrer com velocidades estupendas.
(Esquerda) O Grand Canyon, no Arizona (EUA). [John Wang/PhotoDisc/Getly Images]. Direita: Cratera do Meteorito,
Arizona (EUA). [John Sanford/Photo Researchers]. [7]
Figura 2.12 – Espiral temporal [8].
2.2.8.3.2 IDADE ABSOLUTA (TEMPO ABSOLUTO)
O descobrimento da radioatividade em 1896 por Becquerel tornou-se o principal instrumento na
comprovação do tempo geológico longo. Os métodos de datação radiométrica, entretanto, só foram
completamente desenvolvidos e amplamente aplicados a partir dos anos 50, quando a radioatividade se
tornou mais completamente entendida e os equipamentos necessários para a sua aplicação na datação
fossem desenvolvidos.
As datações radiométricas são usadas para medir a idade da cristalização da rocha, ou mesmo, da
última vez em que ela foi fundida ou quando sofreu metamorfismo e passou por perturbações tectônicas
capazes de re-homogeneizar os elementos radioativos presentes. A Lua é um corpo mais primitivo do que
a Terra porque não foi perturbada por processos de tectônica de placas. Suas rochas foram datadas a partir
de amostras coletadas em várias missões espaciais. As rochas lunares que apresentaram idades mais
antigas foram datadas entre 4.4 e 4.6 bilhões de anos (= 4.4 a 4.6 Ga). Também, os meteoritos têm sido
usados para calcular a idade da Terra. A idade mais provável assumida para a Terra é de 4.56 bilhões de
anos (= 4.56 Ga), baseada na quase totalidade dos valores de datação obtidos diretamente em meteoritos.
Os métodos de datação radiométrica baseiam-se no fato de que o decaimento de cada tipo de
átomo ocorre em proporções constantes, segundo taxas exponenciais, que não são afetadas por agentes
físicos ou químicos externos. A velocidade de decaimento depende apenas da estabilidade dos núcleos
radioativos e é constante para cada tipo de isótopo radioativo.
O número atômico é o número de prótons do núcleo. Esse número determina o elemento. O
1
número de massa é a soma dos prótons e nêutrons do núcleo. Por exemplo,
H,
1
88
Os franceses Pierre Curie e Marie Curie descobriram
2
He ,
4
6
C,
12
7
N, e
14
8
O.
16
84
Ra , Po .
226
210
Desintegração radioativa: Quando um átomo radioativo ―pai‖ se desintegra, ele se transforma
em um outro tipo de átomo denominado ―filho‖.
(i) Desintegração alfa: O número do átomo ―pai‖ perde 2 prótons e 2 nêutrons. (Então, O número
de massa decresce de 4 e o número atômico decresce de 2.)
(ii) Desintegração beta: O núcleo emite um elétron de alta velocidade, um dos seus nêutrons se
transforma em um próton, e o número atômico aumenta de um.
Nota-se que a desintegração radioativa é independente de todas as condições físicas e químicas
(pressão, temperatura, forças químicas tampões, etc.)
Assume-se que uma constante de desintegração (λ) seja a probabilidade de desintegração por
meio, ou a proporção de átomos radioativos existentes que se desintegrarão em uma unidade de tempo.
Então, esta probabilidade pode ser expressa como:
Pt  t   Pt   1    t   Pt  t   Pt     P(t )  t

Pt  t   Pt 
   P(t )
t

dPt 
   dt
P(t )

dPt 
   P(t )
dt
 lnP(t )    t  C  P(t )  et  C
Como P(0)  1 , eC  1. Portanto, P(t )  et
Nota-se que t 
1
seja definido como a vida média. Aqui, assuma-se que N(t) é o número total de

átomos radioativos ―pai‖, presentes no sistema no tempo t, e que N0  N (0) é o número inicial. Então,
pela definição,
N t   t
e
N0
 N (t )  N0  et
(1)
O tempo necessário de desintegração da metade dos átomos radioativos ―pai‖ em um sistema se
N T  1
chama meia-vida (T). Então, pela definição,
  e  T
N0
2
T 
ln 2
 
ln 2
T


0,693

(2)
Substituindo a eq. (2) para a eq. (1), obtém-se:
t
t
t
 


 t ln 2 
 1 T
N t   N 0  exp  
  N 0  exp  ln 2 T   N 0  2 T  N 0   
 T 
2


(3)
Os métodos de datação radiométrica são baseados na acumulação de filhos atômicos produzidos
por um pai radioativo. Modificando a equação (3), obtém-se:
 t ln 2 
N t   N 0  exp  

 T 

N0
 t ln 2 
 exp 

N
 T 
 N  t ln 2
 ln  0  
T
 N 
1
T
1
 N 0  ln 2
N 
N 
t 
 T  ln   
 log 0   3,323  T  log 0 
ln 2
log e
N 
N 
N 
N

 t  3,323  T  log d  1
 N

onde N é o número de átomos pais e Nd é o número de átomos filhos. E esta idade t se chama idade
absoluta. Neste caso, precisam-se ter duas proposições:
(i) Quando t = 0, não houve átomos filhos.
(ii) Durante o tempo t, nenhum os átomos filhos e pais saíram nem entraram no sistema.
Tabela 2.4: Métodos de datação radiométrica.
Isótopo Pai
Isótopo Filho
Meia-vida do
isótopo-pai
(anos)
Intervalo de
datação efetiva
(anos)
Minerais e materiais que podem ser datados
Urânio238
Chumbo206
4,47 bilhões
10 milhões - 4,6
bilhões
Zircão, Apatita
Urânio235
Chumbo207
0,704 bilhão
10 milhões - 4,6
bilhões
Zircão, Apatita
Potássio40
Argônio-40
1,3 bilhão
50 mil - 4,6
bilhões
Muscovita, Biotita, Hornblenda
Rubídio87
Estrôncio87
47 bilhões
10 milhões - 4,6
bilhões
Muscovita, Biotita, Feldspato potássico
Carbono14
Nitrogênio14
5730
100 – 70 mil
Madeira, carvão vegetal, turfa, ossos e tecidos, carbonato
de cálcio de conchas, água subterrânea e gelo de geleira
contando dióxido de carbono dissolvido
Fonte: Modificado de Press et al. (2006).
As rochas não são todas da mesma idade - ou têm idades próximas - mas, como páginas de uma
longa e complicada história, elas registram os eventos que moldaram a Terra e a vida no passado. Esse
registro, entretanto, está incompleto. Muitas páginas, especialmente do capítulo inicial, foram apagadas
ou estão faltando, ou são difíceis de decifrar. Apesar disso, existem páginas suficientemente preservadas
para dar ao estudante a certeza de que a Terra possui bilhões de anos.
Referencias Bibliográficas:
Benjamin, R. A. (2008). "The Spiral Structure of the Galaxy: Something Old, Something New...".
Beuther, H.; Linz, H.; Henning, T. (ed.) Massive Star Formation: Observations Confront Theory 387:
375, Astronomical Society of the Pacific Conference Series.
Croswell, Ken; The Alchemy of the Heavens - Anchor Books, New York, 1995.
MACIEL FILHO, C. L. Introdução à geologia de engenharia. Brasilia: CPRM; Santa Maria, RS: Ed. da
UFSM, 1994. 283p.
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, 558p
OLIVEIRA, A.; BRITO, S. Geologia de engenharia. São Paulo: ABGE, 1998. (impressão 1999) 587p.
Referências Eletrônicas:
International Commission on Stratigraphy (ICS).
Disponível em: < http://www.stratigraphy.org/>. Acesso em: 25 jul.2009.
International Union of Geological Sciences.
Disponível em: < http://www.iugs.org/>. Acesso em: 25 jul.2009.
Terra Planeta “Vivo”.
Disponível em: < http://domingos.home.sapo.pt/index.html>. Acesso em: 25 jul.2009.
Fontes das Figuras:
[1]:
http://br.geocities.com/lumini_astronomia/LUMINI_ASTRONOMIA_ARTIGOS/Big_Bang.html
[2]:
UFRG
[3]:
UFRG
[4]:
http://www.vitorresende.com/mundo_astronomia/sistema_solar/sistema_solar.htm
[5]:
http://direitosfundamentais.net/2008/05/
[6]:
www.colegiosaofrancisco.com.br
[7]:
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, Cap.1, p.27.
[8]:
Graham, Joseph, Newman, William, and Stacy, John, 2008, The geologic time spiral—A path to the
past (ver. 1.1): U.S. Geological Survey General Information Product 58, poster, 1 sheet. Available online
at http://pubs.usgs.gov/gip/2008/58/
3
MINERAIS
"Na natureza nada se cria, nada se perde, tudo se transforma."
(Antoine Lavoisier)
Minerais são elementos ou compostos encontrados naturalmente na crosta terrestre. São
inorgânicos e em sua maioria possuem composição química definida. Para estudarmos o planeta Terra é
necessário, inicialmente, conhecer as características dos materiais que o constituem, especialmente os
mais superficiais e com os quais temos maior contato. Na superfície terrestre, podem ser observados
materiais inconsolidados (por exemplo, os solos dos nossos jardins, as areias dos rios e das praias) e
rochas consolidadas, ambos constituídos por associações mais ou menos características dos minerais.
Embora existam mais de 2000 tipos de minerais, usualmente encontram-se apenas 50 a 60 tipos. Nota-se
que somente a água e o mercúrio se apresentam no estado líquido, em condições naturais de pressão e
temperatura.
3.1
PROPRIEDADES QUÍMICAS
Os minerais podem constituir de apenas um elemento químico (por exemplo, ouro, diamante,
grafita, etc.) ou de vários.
Tabela 3.0: Tabela periódica dos elementos químicos
De acordo com a relação entre a forma cristalina e a composição química, existem duas
classificações:
(1) Polimorfismo: Os diferentes minerais possuem a mesma composição química, mas a formas
cristalinas diferentes. Ex.) Diamantes e grafita (Figura 3.0). Carbonato de cálcio, CaCO3, que ao
cristalizar sob condições diferentes pode originar a calcite ou a aragonite (Figura 3.1).
Figura 3.0: Estruturas cristalinas do Diamante e Grafite, respectivamente.
Figura 3.1: Cristais de calcite e aragonite, respectivamente.
(2) Isomorfismo: As diferentes minerais possuem composições químicas diferentes, mas análoga,
cristalizando na mesma forma. Ex.) os feldspatos plagioclásios, como a fayalita e forsterita (Figura 3.2).
Figura 3.2: Fayalita e Forsterita, respectivamente.
3.2
PROPRIEDADES FÍSICAS
Forma: refere-se ao poliedro definido pelas faces naturais do corpo mineral que guardam entre si
ângulos bem definidos e característicos da espécie. Quando cristalizados em formas bem identificáveis, os
minerais podem ser reconhecidos por esta propriedade. Nas rochas, geralmente os grãos minerais não
podem desenvolver suas formas próprias, devido ao confinamento.
Dureza: Expressa a resistência de um mineral à abrasão ou ao risco (Figura 3.3 e 3.4). Em regra,
os minerais de brilho metálico possuem risco escuro. Os minerais de brilho não metálico possuem risco
branco ou levemente corado. Mohs estabeleceu uma escala comparativa de minerais com durezas
classificadas em ordem crescente (Tabela 3.1).
Figura 3.3: Hematite
Figura 3.4: Limonite
Tabela 3.1: Escala de Dureza de Mohs.
Esta escala mostra somente relação, mas não quantitativamente. Por exemplo, o diamante é 140
vezes mais duro do que o coríndon.
Clivagem: propriedade que uma substancia cristalina tem de dividir-se segundo planos paralelos.
É uma direção natural de fraqueza segundo a qual o mineral tende a quebrar. Nem todos os minerais
possuem clivagem e há minerais com mais de uma direção de clivagem (Figura 3.5). Fratura é a
superfície obtida pela ruptura de um mineral em uma direção diferente daquela de clivagem (Figura 3.6).
Figura 3.5: Esquema interpretativo da clivagem.
Figura 3.6: Fratura de um mineral.
Tenacidade: Refere-se à resistência dos minerais a esforços. Segundo ela o mineral pode ser
maleável, flexível, elástico, frágil, etc.
Cor: É um caráter muito importante do mineral, que pode identificá-lo. Em alguns casos a
superfície do mineral pode estar alterada e não mostrar sua verdadeira cor.
Brilho: É a capacidade de reflexão da luz incidente.
3.3
MINERAIS MAIS COMUNS
Tabela 3.2: Porções de minerais na crosta.
Felspatos
59,5% Micas
3,8%
Piroxonios e anfibólicos 16,8% Outros 7,9 %
Quartzo
12%
Quartzo SiO2
Cor branca ou incolor, mas também em inúmeras outras variedades (roxo, amarelo, vermelho,
preto, etc.). Dureza = 7, densidade = 2,65 g/cm3. Sem clivagem, apresentando fratura concoidal. Nas
rochas o quartzo geralmente não apresenta forma própria, ocupando os espaços deixados por outros
minerais. Como é transparente, mostra aparentemente a cor dos outros minerais. Os grãos de areia dos
solos ou sedimentos são compostos, em sua maioria, por quartzo.
Tipos de Ocorrências: Ocorre geralmente em pegmatitas graníticas e veios hidrotermais. Cristais
bem desenvolvidos podem atingir vários metros de extensão e pesar centenas de quilogramas. A erosão
de pegmatitas pode revelar bolsas expansivas de cristais, conhecidas como "catedrais". Pode também ter
origem metamórfica ou sedimentar. Geralmente associado aos feldspatos e micas. Faz parte da
constituição de granito, arenito, calcários por exemplo. Adicionalmente, pode ocorrer em camada,
particularmente em variedades como a ametista; neste caso, os cristais desenvolvem-se a partir de uma
matriz e deste modo apenas é visível uma pirâmide terminal. Um geode de quartzo consiste de uma pedra
oca (geralmente de forma aproximadamente esférica), cujo interior é revestido por uma camada de
cristais.
Aplicações e utilizações: Areia para moldes de fundição, fabricação de vidro, esmalte, saponáceos,
dentifrícos, abrasivos, lixas, fibras ópticas, refratários, cerâmica, produtos eletrônicos, relógios, indústria
de ornamentos; fabricação de instrumentos ópticos, de vasilhas químicas etc. É muito utilizado também
na construção civil como agregado fino e na confecção de jóias baratas, em objetos ornamentais e
enfeites, na confecção de cinzeiros, colares, pulseiras, pequenas esculturas, etc. Algumas estruturas de
cristal de quartzo são piezoelétricas e usadas como osciladores em aparelhos eletrônicos tais como
relógios e rádios.
Variedades de quartzo: Sendo um dos minerais mais comuns do mundo, existe um número
impressionante de designações diferentes. A distinção mais importante entre tipos de quartzo é entre as
variedades macrocristalinas (com cristais individuais visíveis a olho nu- Figuras 3.7 – 3.14) e
microcristalinas também chamadas criptocristalinas (neste caso trata-se de agregados de cristais apenas
visíveis sob grande ampliação). Calcedônia é um termo genérico para quartzo criptocristalino.
As
variedades criptocristalinas (Figuras 3.15- 3.18) são opacas ou translúcidas, enquanto que as variedades
transparentes são geralmente macrocristalinas.
Variedades Cristalinas (Figuras 3.7 a 3.14)
Figura3.7: Cristais de quartzo
Figura 3.8: Ametista
Figura 3.9: Quartzo fumado
Bruta
Figura 3.10: Citrino
Figura 3.12: Quartzo rosa
Figura 3.11: Quartzo morion
Figura 3.13: Aventurina
Figura 3.14: Quartzo olho-de-falcão
Variedades criptocristalinas fibrosas (calcedônias- Figuras 3.15- 3.18).
Figura 3.15: Ágata
Figura
3.17:
Crisoprásio
Figura 3.16: Ágata carneliana
Figura 3.18: Ônix
bruto
Feldspatos
Feldspato (do alemão feld, campo; e spat, uma rocha que não contém minério) é o nome de uma
importante família de minerais, do grupo dos tectossilicatos, constituintes de rochas que formam cerca de
60% da crosta terrestre. Cristalizam nos sistemas triclínico ou monoclínico. Eles cristalizam do magma
tanto em rochas intrusivas quanto extrusivas; os feldspatos ocorrem como minerais compactos, como
filões, em pegmatitas e se desenvolvem em muitos tipos de rochas metamórficas. Também podem ser
encontrados em alguns tipos de rochas sedimentares. A dureza é 6. As cores são claras, rosa, branca ou
cinza. Em todos os países produtores as reservas de feldspato são expressivas. No Brasil, as reservas
oficialmente conhecidas são da ordem de 79,3 milhões de toneladas, destacando-se o Estado de Minas
Gerais (53,1%) e o Estado de São Paulo (37,4%). Outros Estados como Bahia, Ceará, Paraíba, Paraná,
Pernambuco, Rio de Janeiro, Rio Grande do Norte e Santa Catarina são também detentores de reservas de
feldspato.
Minerais de feldspato: Nesta família, os principais grupos são o ortoclásio e plagioclásio:
a) Feldspatos alcalinos (f. ortoclásios Figura 3.19): K2O.Al2O3.6SiO2 . Densidade = 2,56 g/cm3
b) Feldspatos plagioclásios (Figura 3.20): ISOMORFISMO- Trata-se de um mineral de
composição química variável pelo fato de formar cristais mistos de albita (Na2O.Al2O3.6SiO2) e anorita
(CaO.Al2O3.2SiO2)-. Densidade = 2,6 a 2,75 g/cm3.
Figura 3.19: Ortoclásio
Figura 3.20: Plagioclásio
Usos e aplicações: Os feldspatos possuem numerosas aplicações na indústria, devido ao seu teor
em álcalis e alumina. As aplicações mais importantes são:
 Fabricação
de vidro (sobretudo feldspatos potássicos; reduzem a temperatura de fusão do
quartzo, ajudando a controlar a viscosidade do vidro).
 Fabricação
de cerâmicas (é o segundo ingrediente mais importante depois das argilas; aumentam
a resistência e durabilidade das cerâmicas).
 Usados
como materiais de incorporação em tintas, plásticos e borrachas devido à sua boa
dispersibilidade, por serem quimicamente inertes, apresentarem pH estável, alta resistência à abrasão e
congelamento e pelo seu índice de refração (nestas aplicações usam-se feldspatos finamente moídos).
 Produtos
vidrados, como louça sanitária, louça de cozinha, porcelanas para aplicações elétricas.
FILOSSOLICATOS
São minerais com uma estrutura em folhas constituídas por tetraedros de sílica e octaedros de
outros elementos. Os principais filossilicatos são as micas, as cloritas, os argilo-minerais, o talco, a
serpentina.
MICAS
As micas (Figura 3.21) mais comuns são a muscovita branca, prateada (Figura 3.22) ou
transparente e a biotita, preta. As micas são facilmente reconhecíveis pela excelente clivagem em uma
direção que permite separá-las em folhas, as quais apresentam um brilho intenso. A dureza é baixa, 2 a 3.
A muscovita possui potássio e a biotita, ferro e magnésio. Nas rochas, geralmente aparecem como placas
brilhantes. Os filitos e mica- xistos possuem mica finamente granulada que lhes confere o brilho
característico. A palavra "mica" pensa-se ser derivada do latim, da palavra "micare", significando brilho,
em referência à aparência brilhante deste mineral (especial quando em escalas pequenas). Na
classificação das cores possui cor alocromática devido a sua variedade de cores (branca, preta, marrom,
roxo, verde).
Figura 3.21: Mica natural
Figura 3.22: Muscovita
Usos e aplicações: A mica tem uma alta resistência dielétrica e excelente estabilidade química,
tornando-se por isto o material preferido para a confecção de capacitores para aplicações de rádio
freqüência. Ela também é usada como isolante em equipamentos para alta-voltagem. Ela é também um
birrefringente sendo comumente usado para fazer um polarizador de onda de 180 e 90 graus.
- Devido à resistência ao calor da mica ela é usada no lugar do vidro em janelas para fogões e
aquecedores a querosene. Ela é usada também para separar condutores elétricos em cabos que são
projetados para possuírem uma resistência ao fogo de forma a garantira a integridade do circuito. A idéia
é prevenir que os condutores metálicos se fundam, prevenindo o curto circuito, permitindo que o s cabos
permaneçam operacionais na presença do fogo. Isto pode ser importante em aplicações como luzes de
emergência.
- Aventurina é uma variedade de quartzo com inclusões de mica.
- Lâminas de mica prensadas são freqüentemente usadas no lugar do vidro em estufas.
- Mica Moscovita é o substrato mais comum usado na preparação de substrato para amostras em
microscópio de força atômica
- Alguns tipos de pasta de dente incluem mica branca beneficiada. Ela atua como um abrasivo
suave para ajudar no polimento da superfície do dente e também para adicionar uma cintilação brilhante
cosmeticamente agradável a pasta.
CLORITAS
As cloritas (Figura 3.23) são minerais verdes, finamente granulados que ocorrem em xistos
(xistos verdes) principalmente.
Os minerais de argila são a caolinita (Figura 3.24), a esmecita e a ilita. A caolinita é do tipo 1:1,
isto é, possui uma camada tetraédrica de sílica e uma octaédrica de alumina. A superfície das partículas
não tem em geral dimensões inferiores a 0,3 ou 0,4 micrômetros e sua espessura varia de 0,05 a 2
micrômetros. As esmecitas são do tipo 2:1, isto é, com duas camadas tetraédricas e uma octaédrica de
alumina. Algumas partículas tem espessura da ordem de 0,002 micrômetros, sendo o comprimento e a
largura da ordem de 10 a 100 vezes a espessura. O grupo das ilitas é um tanto mal definido e constituído
por vários minerais. As ilitas são semelhantes à muscovita da qual diferem essencialmente, por terem
menos potássio e maior teor em água. As lamelas de ilita têm diâmetro de 0,1 a 0,3 micrômetros e
espessura muito menor.
Figura 3.23: Clorita
Figura 3.24: Caolinita
TALCO
O talco (Figura 3.25) é um silicato de magnésio hidratado que ocorre em talco- xisto, esteatita e
pedra sabão. É reconhecível pela folhação, baixa dureza e maciez ao tato.
SERPENTINA
A serpentina (Figura 3.26) é um silicato de magnésio, tem cor verde e ocorre principalmente nos
serpentinitos. Alguns têm hábito fibroso, sendo um dos minerais dos quais se podem extrair fibras para
amianto.
Figura 3.25: Talco
Figura 3.26: Serpentina
Referências Bibliográficas
BORGES, F. S. Catálogo descritivo do Museu de Mineralogia Prof. Montenegro de Andrade, FCUP,
1994.
MACIEL FILHO, C. L. Introdução à geologia de engenharia. Brasilia: CPRM; Santa Maria, RS: Ed. da
UFSM, 1994. 283p.
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, 558p
OLIVEIRA, Antonio Manoel dos Santos; BRITO, Sérgio Nertan Alves de. Geologia de engenharia. São
Paulo: ABGE, 1998. (impressão 1999) 587p.
Referências Eletrônicas:
Laboratório de Geologia e Mineralogia da ULBRA.
Disponível em: http://www.ulbra.br/mineralogia/colecionador.htm. Acesso em: 31 jul.2009.
4
ROCHAS
“ Um homem deveria examinar por si mesmo a grande pilha de estratos
superpostos e ver os riachos carregando argila e as ondas desgastando as
falésias marinhas para poder compreender algo sobre a duração do tempo
passado, cujos monumentos vemos em todo o nosso redor." (Charles Darwin)
Rochas são agregados naturais formados de um ou mais minerais e constituem parte essencial da
crosta terrestre.
4.1
NATUREZA DAS ROCHAS
Provavelmente, a Terra começou como poeira cósmica que mantinha em movimento correntes de
convecção em seu interior quando, por volta de 3000º C, certas substancias começaram a liquefazer-se.
Primeiro o ferro liquefeito começou a formar o núcleo, por ser o mais pesado; depois vieram o silício, os
óxidos metálicos, dando origem ao manto. Quando a temperatura da Terra diminuiu, também a radiação
do calor para o espaço foi reduzida. Entre 1500 e 800º C começou a solidificação da crosta. A atmosfera
formou-se pouco a pouco e no início compunha-se de vapor d´água, amoníaco e óxido de carbono. A
água dos atuais oceanos estava concentrada em parte na atmosfera e em parte no interior das rochas.
Temos, pois, uma Terra constituída exclusivamente de rochas denominadas ígneas ou
magmáticas. Mesmo após esta fase da história da Terra, e até agora, as rochas ígneas que vieram a se
formar depois se originaram do ―magma‖, ou seja, de rochas fundidas com temperaturas entre 1500 e
800ºC que sobem do interior da crosta para a superfície atual derramando-se sob a forma de lavas ou
mesmo solidificando-se entre as fraturas pelas quais subiu.
Retornando ao nosso planeta como o deixamos, isto é, com a crosta sólida e a atmosfera seu
esfriamento, a maior mudança seguinte ocorreria a 374ºC, a temperatura crítica da água, quando o vapor
da atmosfera se condensaria em chuva, começando pelas regiões mais frias do globo. Esse deve ter sido o
primeiro momento em que caiu água sobre a crosta, desgastando-a e acumulando-se em seguida nas
primeiras depressões, formando os primeiros mares. Aqui também começam a se formar as rochas
sedimentares. A ação da água que caía e corria sobre as rochas ígneas previamente formadas reduzia-se
em fragmentos de tamanhos diversos que eram transportados e depositados juntamente com lamas mais
finas nas depressões preenchidas pelas águas. Esse material, mais tarde consolidado, constituiria as
primeiras rochas sedimentares. Desde aquele momento até hoje o processo de formação continua pela
ação da erosão, transporte, deposição e consolidação, tendo como agentes a chuva, os rios, o gelo, o vento
e a gravidade.
Com a crosta solidificada e as rochas quentes logo abaixo (no manto), surgem outros fenômenos.
A partir de 70 até 700 km em direção ao centro da Terra o manto ainda continua esfriando. Isto causa uma
contínua modificação no volume e um conseqüente enrugamento da crosta. Tal enrugamento produz
faturamentos e dobramentos das rochas da crosta. Ainda pelas fraturas, o magma sobre até a superfície,
originando os vulcões. As variações de temperatura das diferentes camadas do planeta são as responsáveis
pela instabilidade da crosta e mesmo pelo movimento das placas continentais.
Conforme visto, as rochas distinguem-se em 3 grandes grupos: Ígneas ou Magmáticas,
Sedimentares e Metamórficas (Tabela 4.0).
Tabela 4.0: Proporção na Crosta Terrestre.
Por um tempo geológico, estes três tipos de rochas percorrem por ciclos de transformações onde
se transformam uma em outra (Figura 4.0).
Figura 4.0: Ciclo das Rochas.
A disposição destas rochas determina três diferentes tipos de formações (Figura 4.1):
Figura 4.1: Grandes unidades estruturais do Brasil, (Petri & Fúlvaro, 1983).
1- Escudos antigos ou maciços cristalinos: São blocos imensos de rochas antigas. Estes escudos
são constituídos por rochas cristalinas (magmático-plutônicas), formadas em eras pré-cambrianas, ou por
rochas metamórficas (material sedimentar) do Paleozóico, são resistentes, estáveis, porém bastante
desgastadas. Correspondem a 36% da área territorial e dividem-se em duas grandes porções: o Escudo das
Guianas (norte da Planície Amazônica) e o Escudo Brasileiro (porção centro oriental brasileira).
2- Bacias Sedimentares: São depressões relativas, preenchidas por detritos ou sedimentos de
áreas próximas. Este processo se deu nas eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica, contudo ainda ocorrem
nos dias atuais. Associam-se à presença de petróleo, carvão, xisto e gás natural. Corresponde a 64% do
território, constituindo grandes bacias como a Amazônica, a do Meio-Norte, a do Paraná, a SãoFranciscana
e
a
do
Pantanal
Mato-grossense
e
outras
pequenas
bacias.
3- Dobramentos Modernos: São estruturas formadas por rochas magmáticas e sedimentares
pouco resistentes; foram afetadas por forças tectônicas durante o Terciário provocando o enrugamento e
originando as cadeias montanhosas ou cordilheiras. Em regiões como os Andes, as Montanhas Rochosas,
os Alpes, o Atlas e o Himalaia, são freqüentes os terremotos e as atividades vulcânicas. Apresentam
também as maiores elevações da superfície terrestre. Os dobramentos resultam de forças laterais ou
horizontais ocorridas em uma estrutura sedimentar que forma as cordilheiras. As falhas resultam de
forças, pressões verticais ou inclinadas, provocando o desnivelamento das rochas resistentes.
4.2
ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS
A formação das rochas ígneas (derivado do latim ignis, que significa fogo-Figura 4.2) vem do
resultado da consolidação devida ao resfriamento do magma derretido ou parcialmente derretido.
Figura 4.2: Formação de rochas ígneas extrusivas e intrusivas [1].
Elas podem ser formadas com ou sem a cristalização, podendo ser divididas em dois tipos:
1.
Plutônicas (intrusivas): Quando o magma solidifica no interior da crosta terrestre
(Figuras 4.3- 4.5).
Figura 4.3: Granito grosseiro rico em
feldspato potássico.
Figura 4.4: Diorito fanerítico com textura
granular.
Figura 4.5: Monzonito com textura sal e
pimenta e granulação média a grossa.
As rochas intrusivas ou plutônicas apresentam uma grande diversidade, contudo os granitos são
as mais abundantes. Se percorrermos, em certa extensão, uma região granítica verificamos que a
granularidade das rochas graníticas é variável, embora sejam sempre rochas cristalinas.
2.
Vulcânicas (extrusivas): Quando o magma solidifica na superfície da crosta terrestre
(Figuras 4.6- 4.8).
Figura 4.6: Basalto mesocrático com
granulação fina.
Figura 4.7: Amostra de olivina gabro
mesocrática,rica em minerais máficos.
Figura 4.8: Obsidiana "snow-flake",
rocha vítrea, rica em amígdalas
preenchidas por zeólitas.
As rochas extrusivas mais comuns são o basalto, andesito, riolito, traquito, fonólito,
traquiandesito e traquibasalto. O basalto é uma das rochas cuja formação tem sido observada diretamente
pelo homem, em muitas ocasiões. As lavas com composição basáltica são as mais comuns (Figura 4.9).
Figura 4.9: "Disjunção Prismática do Basalto‖ [2].
Na figura anterior é possível observar a "Disjunção Prismática do Basalto". Este aspecto resulta da
contração da lava quando arrefece e desenvolve um sistema de fendas Pentagonais, perpendiculares à
superfície, muito semelhantes ao que acontece quando a argila seca.
A ocorrência das rochas ígneas é classificada de acordo com as formas:
- Formas concordantes: Sil, Lacólitos, Lapólito, Facólito
- Formas discordantes: dique, heck, veio, neck, batólitos e stocks, etc.
Estas rochas são compostas de feldspato (59,5%), quartzo (12%), piroxênios e anfibolitos
(16,8%), micas (3,8%) e minerais acessórios (7%). Ocupam cerca de 25% da superfície terrestre e 90%
do volume terrestre, devido ao processo de gênese.
4.2.1 PRINCIPAIS ROCHAS ÍGNEAS
Tabela 4. 1 - Principais rochas ígneas
4.3
ROCHAS SEDIMENTARES
Na definição estrita, são aquelas formadas a partir do material originado da destruição erosiva de
qualquer tipo de rocha. Na definição mais ampla, incluem também qualquer material proveniente das
atividades biológicas. Estas são únicas que podem ter fósseis. Estas partículas são chamadas de
sedimentos que após serem transportados pela ação dos ventos, águas de superfície ou pelo gelo,
depositam-se em camadas e sofrem processos de litificação (compactação, cimentação e recristalização),
resultando em rochas sedimentares. Os sedimentos formam-se na superfície à medida que as rochas vão
sendo alteradas e erodidas. O intemperismo são todos os processos químicos e físicos que desintegram e
decompõem as rochas em fragmentos de vários tamanhos. As partículas das rochas fragmentadas são,
então, transportadas pela erosão, que é o conjunto de processos que desprendem o solo e as rochas,
transportando-os para os locais onde são depositados (Figura 4.10). A dinâmica deste transporte é
fortemente controlada pela gravidade e pela energia do agente transportador, de modo que os sedimentos
são sempre carregados de regiões mais altas para terrenos mais baixos e são depositados quando a energia
do agente transportador diminui.
Como resultado de sucessivos transportes e deposições formam-se
camadas ou estratos de sedimentos, disposição característica da grande maioria das rochas
sedimentares. Correspondem a 80% da área dos continentes, existe grande probabilidade de conterem
material fóssil e formam as bacias sedimentares.
Figura 4.10[3]: O intemperismo desintegra a rocha em partículas
menores, que são carregadas morro e rio abaixo pela
erosão,sendo depositadas como camadas de sedimentos ao
longo das margens continentais. Outro tipo de sedimento é
produzido por precipitação bioquímica, como a formação dos
recifes de corais. Enquanto as camadas acumulam-se e vão
sendo gradualmente soterradas, elas litificam, endurecendo até
virar uma rocha sedimentar. (Esquerda) Arenito laminado
[Breck P. Kent]; (direita) calcário fossilífero [Peter Kresan].
4.3.1 ROCHAS SEDIMENTARES CLÁSTICAS
São as rochas formadas de fragmentos de rochas pré-existentes. O tamanho de material clástico
transportado depende tanto da energia quanto da viscosidade do agente transportador. Assim, o ar (agente
transportador de menor viscosidade) dificilmente consegue carregar grãos muito grandes, mas o tamanho
de grão pode ser um pouco maior ou menor dependendo da velocidade do vento.
Dessa forma, um aspecto textural fundamental das rochas sedimentares é o tamanho de grão. Com
relação ao tamanho o sedimento é classificado em:
Tabela 4.2 : Comparação entre dois tipos de classificação de tamanho de grãos.
As rochas clásticas constituem mais de 85 % de todas as rochas sedimentares (Figura 4.11). Esta
categoria inclui arenito, siltito e xisto.
Figura 4.11: Abundância relativa de tipos de rochas sedimentares.
Os conglomerados são, sobretudo, formados por calhaus, cascalho e saibro arredondados e
cimentados por um cimento silicioso, calcário, argiloso, ferruginoso ou misto. A natureza dos detritos
depende das rochas donde derivaram e da história do seu
transporte e deposição. É também vulgar chamarem-lhes
"pudins". Quando os detritos são angulosos, isto é com
arestas vivas (não erodidas), designam-se os conglomerados
deste tipo por brechas (Figura 4.12).
As areias são rochas constituídas por detritos desagregados, de
tamanhos compreendidos entre 0,063 e 2 milímetros. Há uma
grande variedade de areias no que se refere á composição,
granulometria, forma do grão e origem. Todas as areias
Figura 4.12: Amostra de brecha, com cimento
misto ferruginoso e silicioso.
apresentam um elevado grau de permeabilidade. Os limos,
também conhecidos por nateiros ou siltes, diferem das areias pela dimensão do grão, que apresenta
tamanhos entre 0,002 e 0,063 milímetros. Apresentam uma elevada percentagem de argilas (dimensões
inferiores a 0,002 mm).
4.3.2- ROCHAS SEDIMENTARES QUÍMICAS
São aquelas originadas da precipitação de solutos, graças à diminuição da solubilidade ou graças à
evaporação (Figura 4.13). São formadas quando o líquido (água) onde os sedimentos de rocha estão
dispersos, se torna saturado. As rochas químicas em geral formam cristais. Ex: calcário (← calcita),
dolomito (← dolomita), estalactites e estalagmites.
Figura 4.13: A evaporação do lago ocasionou a precipitação e deposição de sais grossos sobre o Salar de Uyuni, na Bolívia.
Os calcários são rochas formadas essencialmente por calcite, que resultou da precipitação e
deposição do carbonato de cálcio. Existe uma grande variedade de calcários. Calcários formados por
pequenos grãos arredondados (oólitos) cimentados por carbonato de cálcio e são, por esse motivo,
denominados calcários oolíticos. Calcários formados por grãos arredondados aproximadamente do
tamanho de ervilhas cimentados por carbonato de cálcio, denominados calcários pisolíticos. Calcários
comuns apresentando uma estrutura compacta com colorações variadas, por vezes, com conteúdo
fossilífero. As dolomias são rochas sedimentares de precipitação da dolomite, as chamadas dolomias
primárias, e/ou resultado da substituição da calcite dos calcários por carbonato duplo de cálcio e
magnésio (dolomite). É uma rocha compacta, granular e cinzenta clara a escura ou com um tom amarelo.
4.3.2
ROCHAS SEDIMENTARES ORGÂNICAS
São os sedimentos formados pelo acúmulo de restos de organismos, que vão se acumulando em
alguns locais, e através de grande pressão e temperatura, dão origem á rochas e minerais como carvão
(Figura 4.14) mineral, petróleo, sílex (Figura 4.15) (ou chert, SiO2).
Figura 4.14 : Carvão mineral - Minas Leão/RS/Brasil
Figura 4.15: Amostra de cherte, silex ou pedernal.
4.3.3 LITIFICAÇÃO (OU DIAGÔNESE)
Processo de consolidação dos sedimentos (converte sedimentos em rocha sólida). Há três fases
(Figura 4.16).
A diagônese consiste nas mudanças ou transformações, químicas, físicas e biológicas, sofridas
por um sedimento após a sua deposição. Inclui processos tais como: compactação e rearranjo espacial dos
grãos, consolidação, cimentação, substituição, solução de pressão, precipitação, recristalização, oxidação,
redução, desidratação, hidratação, lixiviação, polimerização, adsorção, ação bacteriológica, os quais são
normais na parte superficial da crosta terrestre. Os processos diagenéticos não só se iniciam logo após a
deposição do sedimento, como têm um tempo variável na sua ocorrência.
Figura 4.16: Processo de consolidação dos sedimentos.
Poderá também ocorrer a recristalização: transformação dos minerais iniciais noutros minerais,
por alteração das suas estruturas cristalinas devido a variações de pressão, temperatura e devido à
circulação de água e outros fluidos.
4.4
ROCHAS METAMÓRFICAS
Qualquer tipo de rocha (ígnea e metamórfica) pode ser alterada sob fortes pressões e altas
temperaturas, que acompanham os movimentos de formação de montanhas. O resultado é que as rochas
são modificadas em aparência e composição, pois os minerais estáveis em condições pré- existentes se
transformam, debaixo das nossas condições de temperatura e pressão. As rochas assim formadas são
metamórficas. O processo que cria tais transformações é metamorfismo (Figura 4.17).
Ex: Calcário  Mármore
Arenito  Quartzito (Figura 4.18)
Figura 4.17: Metamorfismo.
Figura 4.18: Ciclo metamórfico dos quartzitos e de alguns granitos [4].
4.4.1 CLASSIFICAÇÃO DE METAMORFISMO
(1)
Metamorfismo Regional (Figura 4.19): Desenvolve-se em regiões que sofrem
tecnomismo intensivo, isto é, compressões e dobramentos de extensas áreas da crosta com vigência de
pressões orientadas e temperatura muito elevadas. As rochas de metamorfismo regional caracterizam-se
por sucessivas fases de recristalização e de deformação, devido à ação combinada e crescente das
condições de temperatura e tensão.
A xistosidade, associada a rochas deste tipo de metamorfismo, resulta desta conjugação entre
deformação e recristalização. As rochas são quase sempre foliadas, indicando a influência de diferentes
pressões durante a recristalização. Durante o metamorfismo regional, dependendo das condições de
pressão e temperatura, uma rocha específica preexistente pode recristalizar originando diversos tipos de
rochas metamórficas. Por exemplo, se o basalto é metamorfizado a temperatura e pressão relativamente
baixas, pode recristalizar originando xisto verde, uma rocha que contém clorite, actinolite e plagióclase
rica em sódio. Há altas temperaturas e pressão, o mesmo basalto pode recristalizar como anfiboloxisto,
uma rocha constituída por hornblenda, feldspato e, por vezes, granada.
Figura 4.19: A compressão como agente do metamorfismo regional.
(2)
Metamorfismo de Contato (Figura 4.20): Desenvolve-se ao redor de corpos ígneos
intrusivos que cedem parte de sua energia térmica às rochas vizinhas encaixantes. Este tipo de
metamorfismo pode incidir sobre rochas sedimentares, metamórficas e magmáticas. Estas intrusões
magmáticas metamorfizam as rochas circundantes devido, essencialmente, à sua elevada temperatura e à
libertação de fluidos. A pressão não afeta muito este tipo de metamorfismo pois não ocorre a grandes
profundidades, não ultrapassando 10 quilômetros. No metamorfismo de contato, o calor e os fluidos
emanados pelo magma são os fatores metamórficos dominantes, verificando-se uma recristalização
mineralógica intensa. As rochas metamórficas formadas por este tipo de metamorfismo não são, no geral,
orientadas, isto é, apresenta texturas não foliadas, dado o papel secundário da tensão.
Figura 4.20: Metamorfismo de contato.
São rochas, em geral, que não apresentam xistosidade (é a orientação paralela ou sub-paralela de
grãos minerais de diferentes dimensões); umas, com grão normalmente fino e cor escura, derivam da
transformação de rochas sedimentares argilosas, em particular argilitos. Contêm, com freqüência, silicatos
aluminosos – andaluzite, cordierite, etc. Outras, que podem ser claras e com grão variável, derivam de
calcários; há ainda outros tipos de corneanas, dependentes da natureza da rocha original. As corneanas de
origem calcária, além de calcite, encerram silicatos cálcicos e alumino-cálcicos, como piroxenas cálcicas,
granadas cálcicas, epídotos, wollastonite, etc..
As rochas metamórficas podem apresentar estruturas de diferentes naturezas. Estruturas herdadas
do protólito podem ficar preservadas na rocha metamórfica. Essas estruturas são denominadas
PRIMÁRIAS, já que refletem o ambiente formador original do protólito. Durante o metamorfismo, a
deformação leva a formação de estruturas SECUNDÁRIAS tais como foliação (relacionada com a
existência de uma textura orientada planar), lineação (relacionada com textura orientada linear) e dobras
(que afetam a foliação). Essas estruturas, que não refletem a dinâmica de formação do protólito, mas sim
as condições do metamorfismo.
4.4.2 ESTRUTURAS DAS ROCHAS METAMÓRFICAS
Xistocidades (estrutura xistosa): Uma folhação provocada pela predominância de minerais
lamelares, micáceos, orientados paralelamente uns aos outros pelos esforços de compressão ou de
cisalhamento.
Estrutura Granular: Quartzo (arenito) e calcita (calcários) recristalizam e aumentam de
tamanho, reorientandos e em função das pressões, mas sem originar xistosidades.
Estrutura Gnáissica: Quando numa rocha se alteram as estruturas xistosas e a estrutura granular.
(mistura entre granular e xistosas).
4.4.3 CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS METAMÓRFICAS
Além de considerar a textura/estrutura e a composição a classificação das rochas metamórficas
leva em conta, por vezes, o tipo do protólito. Rochas metamórficas formadas a partir de rochas
sedimentares são denominadas parametamórficas. Quando o protólito é de origem ígnea, a rocha
metamórfica é denominada ortometamórfica.
Com relação às estruturas as rochas metamórficas devem separadas naquelas que apresentam
textura orientada e as que não mostram orientação preferencial dos grãos.
Tabela 4.3: Classificação das Rochas Metamórficas
Algumas vezes, quando o tipo de protólito pode ser reconhecido com segurança utiliza-se o nome
do protólito com o prefixo META para indicar a superposição do processo metamórfico (ex: Rocha
metavulcânica, metagranito, metagabro, metaconglomerado).
4.4.4 PRINCIPAIS ROCHAS METAMÓRFICAS
Filitos (Figura 4.21): São rochas xistosas, de granulação fina e que apresentam um brilho sedoso
típico devido à presença de pequenos cristais de serecita. As cores são variadas, sendo comuns os tons
castanhos- claro, esverdeado, cinza, esbranquiçado etc. A rocha original é folhelho.
Ardósias: São rochas de granulação muito fina de minerais praticamente imperceptíveis a olho nu
e que se caracterizam por uma clivagem tabular perfeita. São muito parecidas com sedimentos argilomicácios e se caracterizam por quebrarem em placas.
Xistos (Figura 4.22): São rochas de xistosidade bastante acentuada onde os cristais constituintes
são bem visíveis e apresentam-se em folhas ou placas delgadas. A composição predominante é de biotita,
moscovita, clorita, quarto, etc.
Gnaisses (Figura 4.23): São rochas de granulação mais grosseiras e mais duras que as
anteriormente descritas e apresentam uma orientação muito nítida dos minerais presentes, os quais por
vezes se agrupam formando bandas ou faixas alternadas em tons claros e escuros. A estrutura é designada
bandeada ou gnáissica. Os migmatitos (Figura 4.24) têm o mesmo aspecto dos gnaisses. Um exemplo de
formação rochosa em gnaisse é o Pão de Açúcar (Figura 4.25), localizado na cidade do Rio de Janeiro,
Brasil.
Quartzitos: São rochas provenientes do metamorfismo dos arenitos e por isso podem ser
confundidas com eles. A principal diferença é a presença de minerais micáceos. Além disso, os quartzitos
são mais duros, e, quando quebrados, os minerais de quartzo são seccionados ao meio, enquanto nos
arenitos eles apenas se deslocam, permanecendo inteiros. A fratura nos quartzitos é também mais áspera.
Os quarzitos apresentam grande variedade de cor e aspecto, pois nem sempre a rocha original era um
arenito puro
Mármores: São rochas provenientes do metamorfismo de calcários e dolomitos e por isso
assemelham-se bastante. Distinguem-se por uma cristalização às vezes mais grosseira, com os cristais
justapostos bem visíveis, e também pela ocorrência de bandas micáceas ou de minerais tipicamente
metamórficos como a serpentina, o talco etc. Reagem com o ácido clorídrico, a menos que a percentagem
de magnésio seja muito grande.
Figura 4.21: Filitos
Figura 4.22: O Metamorfismo regional converte
progressivamente o xisto à ardósia.
Figura 4.23: Gnaisse
Figura 4.24: Migmatito
Figura 4.25: Pão de Açúcar- formação rochosa em gnaisse.
4.5
ONDE AS ROCHAS SÃO ENCONTRADAS ?
As rochas não são encontradas na natureza convenientemente divididas em corpos separados, -
ígneas aqui, sedimentares ali e metamórficas em um outro lugar- mas dispostas segundo os padrões
determinados pela história geológica de uma região. Os geólogos mapeiam esses padrões tanto em
superfície como suas projeções em profundidade e tentam deduzir o passado geológico da variedade e da
distribuição das rochas presentes.
Se fossemos fazer uma perfuração em algum ponto da Terra, por exemplo, encontraríamos rochas
que representam a história geológica daquela região. Nos primeiros poucos quilômetros superficiais de
muitas regiões, provavelmente seriam encontradas apenas rochas sedimentares. Perfurando mais fundo, 6
a 10 km, normalmente penetraríamos em uma área subjacente de rochas ígneas e metamórficas mais
antigas. Essas sondagens são as maiores fontes de
informação,
principalmente
sobre
as
rochas
sedimentares e sua história. Mesmo com todas essas
fontes de informações sobre o que fica abaixo da
superfície terrestre, os geólogos continuam a confiar
nas rochas expostas em afloramentos, lugares onde o
substrato rochoso - a rocha subjacente aos materiais
soltos na superfície - está exposto (Figura 4.26). Os
afloramentos variam de uma região para outra, pois
exemplificam a estrutura geológica da Terra em um
ponto específico. Em uma viagem pela América do
Figura 4.26: Rochas expostas em
afloramentos.
Norte, deveríamos percorrer muitos tipos de
afloramentos (Figura 4.27). Começando pelo Pacífico,
encontraríamos falésias à beira-mar desde o México até o Canadá (Figura 4.27a). Entre a Costa Oeste e a
encosta de barlavento das Montanhas Rochosas, as quais se estendem desde o Novo México (EUA), no
sul, até Alberta, no Canadá (Figura 4. 27b), são abundantes os afloramentos de todos os tipos de rochas.
Desde as Montanhas
Rochosas, no oeste,
até
os
Montes Apalaches, no leste, a paisagem é
dominada pelas planícies e pradarias do Meio-Oeste dos Estados Unidos e pelas Províncias das Pradarias
do Canadá. Nessa região, os afloramentos são escassos, pois a maioria das rochas sedimentares expostas
está coberta por solo e sedimentos depositados pelos rios, como o Missouri e seus tributários. Aqui, os
afloramentos ocorrem em morros baixos e vales suaves (Figura 4.27c). Mais ao sul, na Flórida,
afloramentos de calcário podem ser encontrados em montes baixos e ao longo do arquipélago conhecido
como Ilhas Flórida (Figura 4.27d). Para o norte, os afloramentos tornam-se mais numerosos ao
alcançarmos os Montes Apalaches. Na paisagem montanhosa e escarpada da Nova Inglaterra e das
Províncias Atlânticas do Canadá, podemos encontrar bons afloramentos, com as melhores exposições
dispostas ao longo da linha costeira. Nesse clima mais úmido, a maioria das rochas das partes baixas é
coberta por vegetação abundante e solo; todavia, existem muitos afloramentos ao longo dos penhascos e
das bordas, especialmente nas partes mais altas das cristas e das montanhas (Figura 4.27e).
a) Falésias de Oregon
b) Montanhas Rochosas do Canadá
c) Vales Suaves em Winconsin
d) Montanhas Shawangunk
Figura 4.28: Afloramentos encontrados na América do Norte [6].
e) Ilhas Flórida
Referências Bibliográficas:
BECKINSALE, R. P.; CHORLEY, R J. The history of the study of landforms or the development of
geomorphology: historical and regional geomorphology 1890–1950. Londres: Taylor & Francis, 2003.
521p.
BRIDGE, L.; DEMICCO, R. Earth Surface Processes, Landforms and Sediment Deposits. New York:
Cambridge University Press, 2008. 835p.
GROSHONG, R. H.
3-D Structural Geology- A Practical Guide to Quantitative Surface and
Subsurface Map Interpretation. Ed. Springer, 2006. 410p.
IBGE. Manual Técnico de Geologia. Rio de Janeiro,1998. 302p.
IBGE. Manual Técnico de Geomorfologia. Rio de Janeiro, 1995. 111p.
LEVY, M. Rock and Minerals. Chicago: Britannica Illustrated Science Library, 2008. 56p.
SELLEY,R. Encyclopedia of Geology. Londres: Elsevier Academic Press, 2005.3345p.
THOMPSON, G. R.; TURK, J.; TURK, J. Introduction to Physical Geology. Fort Worth : Saunders
College Pub, 1998. 432p.
Fontes das Figuras:
[1]:
Figueiredo, A. M. F. de & Raja Gabaglia, G. P. 1986. Sistema classificatório aplicado às bacias
sedimentares brasileiras. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 350-369.
[2]:
fonte: http://farm1.static.flickr.com/162/433965865_6f94954184.jpg?v=0
[3]:
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, Cap. 4, p. 107.
[4]:
http://domingos.home.sapo.pt/form_mont_5.html
[5] [6]:
TEIXEIRA, W. Decifrando a terra. São Paulo: Companhia Ed. Nacional, 2008, Cap. 4.
5
PROCESSOS INTERNOS E SEUS EFEITOS
"A natureza é grande nas coisas grandes e grandíssima nas
pequeninas." (Saint-Pierre)
Os vulcões e terremotos representam as formas mais enérgicas e rápidas de manifestação dinâmica
do planeta. Ocorrem tanto em áreas oceânicas como continentais e são válvulas de escape que permitem o
extravasamento repentino de energias acumuladas ao longo de anos ou milhões de anos. Esses eventos
são sinais de que, no interior da Terra, longe dos nossos olhos e instrumentos de pesquisa, ocorrem
fenômenos dinâmicos que liberam energia e se refletem na superfície, modificando-a. Por outro lado,
também existem formas lentas de manifestação da dinâmica interna terrestre. As placas tectônicas,
conforme a teoria da Tectônica de Placas resumida a seguir, incluem continentes e partes de oceanos, que
movem-se em mútua aproximação ou distanciamento; a velocidades medidas de alguns centímetros por
ano, assim contribuindo para a incessante evolução do relevo e da distribuição dos continentes e oceanos
na superfície terrestre.
5.1
PLACAS TECTÔNICAS E DERIVA CONTINENTAL
Existem várias evidências mostrando que as placas tectônicas flutuam sobre o material da
astenosfera e movem-se umas em relação às outras; assim, continentes que hoje se encontram separados
já estiveram unidos. Tal é o caso da América do Sul e da África, que se apresentam como duas peças
contíguas de um quebra-cabeça, o que é interpretado não apenas pela forma de seus litorais, mas também
pelas características geológicas e paleontológicas que mostram continuidade nos dois continentes. Ambos
já estiveram unidos e submetidos a uma mesma evolução durante um longo período de sua história. Os
movimentos das placas litosféricas são devidos às correntes de convecção que ocorrem na astenosfera
(Figura 5.0). As correntes de convecção levam os materiais mais quentes para cima, perto da base da
litosfera, onde se movimentam lateralmente pela resistência da litosfera ao seu movimento e perdem
calor; tendem então a descer, dando lugar ao material mais quente que está subindo. À medida que o
material se desloca lateralmente para depois descer, ele entra em atrito com as placas da litosfera rígida,
em sua parte inferior, levando-as ao movimento.
Figura 5.0: Correntes de convecção na astenosfera e movimentos das placas litosféricas. O exemplo da abertura do Oceano
Atlântico com a separação entre África e América do Sul, e a formação da Cordilheira dos Andes pela colisão da Placa
Pacífica com a Placa Sulamericana. (Fonte: Wyllie, 1976)
No meio dos Oceanos Atlântico, Pacífico e Índico existem cordilheiras submarinas que se elevam
até
4.000 m acima do assoalho oceânico. Estas cordilheiras, denominadas meso-oceânicas, são
interrompidas transversalmente pelas falhas transformantes e sublinham imensas rupturas na crosta, ao
longo das quais há extravasamentos periódicos de lava basáltica vinda das partes mais internas
(astenosfera). O mesmo mecanismo que força a cordilheira a se abrir periodicamente (correntes de
convecção divergentes) para que materiais mais novos possam se colocar ao longo das aberturas,
formando e expandindo o domínio oceânico, em outros locais promove colisões de placas (correntes de
convecção convergentes). Nestas colisões, a placa que contém crosta oceânica, mais pesada, entra sob a
placa continental, que se enruga e deforma (processos incluídos no metamorfismo), gerando as grandes
cadeias continentais (Andes, Montanhas Rochosas).
A placa que afundou acaba por se fundir parcialmente ao atingir as grandes temperaturas internas
(zona de subdução- uma área de convergência de placas tectônicas, onde uma das placas desliza para
debaixo da outra-), gerando magma passível de subir na crosta formando rochas ígneas intrusivas ou
extrusivas; se a colisão for entre duas placas continentais, ambas se enrugam (Alpes, Pirineus, Himalaias).
Desta forma, a crosta oceânica é renovada, sendo gerada nas cadeias meso-oceânicas e reabsorvida nas
zonas de colisões entre as placas, onde ocorre subdução. Assim, oceanos são formados pela divisão de
continentes. Outros oceanos podem ser fechados por movimentos convergentes das placas (por exemplo,
o Mar Mediterrâneo está sendo fechado pela aproximação entre a África e a Europa).
Assim, os limites (Figura 5.1) entre as placas podem ser divergentes, onde elas separam-se criando
fundo oceânico, ou convergentes, onde elas colidem e formam cadeias montanhosas continentais ou
fecham oceanos. Podem ainda ser limites transfomantes, onde uma placa passa ao lado da outra, com
atrito, mas sem criar nem consumir material. Todos estes tipos de limites são zonas de instabilidade
tectônica, ou seja, sujeitas a terremotos e vulcões.
As posições dos continentes no globo terrestre são modificadas em relação ao Equador e aos
pólos, explicando em parte as mudanças das condições climáticas de cada continente ao longo do tempo
geológico.
Figura 5.1: Limites das placas tectônicas [1].
5.1.1
PANGÉIA
Inicialmente foi sugerida a hipótese no início do século XX, pelo meteorologista alemão Alfred
Wegener, criando uma grande polêmica entre a classe cientifica da época. Wegener dizia que um único
continente existia até o inicio do Jurássico (cerca de 180 milhões de anos). No final do Jurássico (140
milhões de anos atrás), Pangéia (Figura 5.2) foi dividida em dois (Figura 5.3):
- Laurásia (América do Norte e Eurásia) e Gondwana (América do Sul, África, Antártica,
Austrália, Índia).
Figura 5.2: Pangéia
Figura 5.3: Laurásia e Gondwana
Wegener teve como ponto de partida de sua teoria os contornos semelhantes da costa da América
com a da África, os quais formariam um encaixe quase perfeito. Entretanto, não foi utilizado este fato na
sua fundamentação científica, mas a comparação dos fósseis encontrados nas regiões brasileira e africana
(Figura 5.4). Como estes animais não seriam capazes de atravessar o oceano na época, então se
concluiu que eles teriam vivido em mesmos ambientes em tempos remotos.
Figura 5.4 : Fósseis de Gondwana
Esta teoria não foi aceita, sendo até ridicularizada pela classe científica. Foi confirmada somente
em 1960, após 30 anos da morte de Wegener.
5.2
OROGÊNESE
A orogênese (do grego: Oros = montanha; Genus = geração) é a região da Terra onde ocorrem
grandes instabilidades tectônicas, em virtude da colisão de placas, resultando em deformações e
metamorfismo das rochas ou este movimento. É definida, ainda, como o conjunto de processos que levam
à formação ou rejuvenescimento de montanhas ou cadeias de montanhas produzido principalmente pelo
diastrofismo (dobramentos, falhas ou a combinação dos dois), ou seja, pela deformação compressiva da
litosfera continental. Abaixo uma foto de um produto de um processo orogenético.
Figura: 5.5: Estas rochas sedimentares, em Nova Jersey foram
dobradas durante a orogenia Apalaches.
A orogenia pode ser convergente, quando há colisão de placas, ou divergente, quando ocorre
separação das mesmas. A orogênese convergente traz como conseqüência a formação de dobramentos,
cordilheiras ou fossas. Sua área de atuação é marcada pela ocorrência freqüente de sismos e pela presença
abundante de vulcões.
Quando os dobramentos datam de uma era geológica recente (Era Cenozóica) como os Andes, são
considerados modernos, e quando datam de uma era geológica antiga, (pré-Cambriano, por exemplo)
como o Escudo das Guianas, são considerados escudos ou maciços antigos.
As fossas, por sua vez, são formações recentes; datadas do Cenozóico, como por exemplo, a Fossa
das Marianas. São formadas quando na colisão, uma placa desloca-se para baixo da outra, criando o que a
zona de subdução. Caracterizam-se por representarem as áreas mais profundas do planeta, por estarem em
contato direto com a astenosfera e por sua grande instabilidade tectônica.
Já a orogênese divergente é responsável pela formação das dorsais, que (em linguagem não
técnica) são "cordilheiras submarinas" cujos picos formam ilhas que em sua maioria apresentam intensa
atividade vulcânica.
O problema da interpretação da orogênese tem sido o maior problema teórico da Geologia desde a
sua origem. Trata-se de explicar o motivo pelo qual, apesar da continuidade dos processos de erosão, não
deixa de haver na Terra relevos elevados e abruptos. O desenvolvimento e aceitação da teoria da
Tectônica de Placas, a partir da década de 1960, ofereceram um novo marco teórico para a compreensão
deste enigma. Observa-se o caráter sedimentar e deformado das formações rochosas nos mais altos cumes
montanhosos, mas não se sabia como tais rochas ‗apareceram‘ ali. O que faltava nessas teorias tectônicas
era uma explicação satisfatória da origem das imensas forças de compressão necessárias para converter
um geossinclinal num orógeno.
A Teoria da Tectônica de Placas explica o levantamento como um efeito derivado da convergência
de placas litosféricas. A convergência arranca quando a litosfera oceânica se rompe, geralmente junto da
margem continental, no lado externo de um geossinclinal. Consiste durante muito tempo na subdução
dessa litosfera oceânica sob a margem continental, para terminar freqüentemente com uma fase onde a
convergência termina dando lugar à colisão de dois fragmentos continentais. Enquanto se trata de
subdução, a orogênese produz cordilheiras ricas em fenômenos vulcânicos; é o caso dos Andes (Figura
5.6). Caso se alcance a fase de colisão, os orógenos que se formam são muito extensos e abruptos, com
escassa atividade vulcânica; este tipo é exemplificado pelo Himalaia ou pelos Alpes.
Figura 5.6: Diagrama da zona de subdução existente sob a cordilheira dos Andes. [3]
Continua a haver debate em torno do peso relativo de cada processo natural envolvido na
orogênese (forças tectônicas, deformação da litosfera, erosão e transporte de sedimento, clima,
magmatismo, etc.) em determinar a estrutura atual dos orógenos. Desde o final dos anos 90, por exemplo,
desenvolveu-se a idéia de que o crescimento do orógeno e sua deformação interna são sensíveis à
distribuição superficial da erosão, controlada pelo clima, mas não existe
relevância deste efeito.
ainda
consenso
sobre
a
5.2.1 DOBRAMENTOS
Deformação que ocorre nas rochas e que resulta do arqueamento de camadas rochosas,
inicialmente planas, com comportamento dúctil, pela ação de tensões compressivas. Os dobramentos
(Figura 5.7) acontecem com maior freqüência em áreas onde ocorre formação geológica sedimentar.
Surgem a partir de pressões exercidas por placas litosféricas que se movem no sentido horizontal, essa
força provoca o enrugamento do relevo. Os dobramentos são movimentos responsáveis pelo surgimento
de regiões de grandes altitudes, das quais podemos destacar os Alpes, a Cordilheira dos Andes e do
Himalaia, todas surgiram por meio do encontro entre duas placas litosféricas.
Figura 5.7: As setas horizontais indicam as forças tectônicas, enquanto que a seta vertical indica o movimento de dobramento
da crosta terrestre.
Os dobramentos modernos são estruturas formadas por rochas magmáticas e sedimentares pouco
resistentes que foram afetadas por forças tectônicas durante o período Terciário provocando o
enrugamento e originando as cadeias montanhosas ou cordilheiras. Os dobramentos resultam de forças
laterais ou horizontais ocorridas em uma estrutura sedimentar que forma as cordilheiras.
Os elementos de dobra (Figura 5.8) que caracterizam a geometria das dobras, são:
- os flancos, ou vertentes da dobra, porções de menor curvatura;
- a charneira, que corresponde à zona de convergência das camadas de cada flanco, ou seja, a linha
que une os pontos de máxima curvatura de uma dobra;
- o núcleo, formado pelas camadas mais internas da dobra;
- o plano ou superfície axial, plano que contém as charneiras dos diferentes estratos dobrados,
dividindo a dobra em dois flancos sensivelmente iguais:
- o eixo da dobra, que corresponde ao ponto de intersecção do plano axial com a charneira.
Figura 5.8: Elementos caracterizadores da geometria de uma dobra.
As dobras podem ser classificadas segundo a sua disposição espacial e segundo a idade das rochas
que as constituem (Figura 5.9).
- De acordo com a disposição espacial das dobras, estas podem ser denominadas dobras antiforma,
com concavidade voltada para baixo, dobras sinforma, com concavidade voltada para cima, ou dobras
neutras, cuja abertura se orienta lateralmente com eixo vertical.
- De acordo com a idade das rochas que as constituem, estas podem ser designadas por rochas
anticlinais, quando as rochas mais antigas se encontram no núcleo da antiforma, ou por rochas sinclinais,
quando as rochas mais recentes se localizam no núcleo da sinforma.
Figura 5.9: Disposição espacial das dobras.
Numa dobra a posição das camadas rochosas no espaço pode ser definida pela direção e pela
inclinação das camadas. A direção da camada é dada pelo ângulo formado pela diretriz (definida pela
intersecção do plano da camada com o plano horizontal) com a direção N-S geográfica dada pela bússola.
A inclinação dos estratos, correspondente ao ângulo formado pela pendente (linha de maior declive) com
o plano horizontal, é determinada com clinômetros.
5.2.2 FALHAMENTOS
Uma Falha geológica, ou simplesmente falha, é uma superfície num volume de rocha onde se
observa deslocamento relativo dos blocos paralelo à fratura. Os falhamentos surgem a partir de pressões
verticais ou inclinadas, geralmente ocorrem em áreas de rochas rígidas de origem cristalina. A colisão
entre rochas com essas características provoca rupturas nas mesmas, formando assim, falhas. Depois que
as rochas sofreram fraturas em decorrência do movimento de placas o que acontece é o deslizamento
vertical ou inclinado.
O falhamento (Figura 5.10) pode produzir morros alinhados, corredeiras, cachoeiras, lagos, vales
encaixados, vales suspensos, formação de fontes alinhadas, drenagens superimpostas e capturas.
Figura 5.10: Simulação de um falhamento.
As falhas têm ângulos de inclinação diversos, em função desta diversidade, são classificadas como
Falhas inclinadas, falhas horizontais ou falhas verticais. Além das classificações segundo a inclinação,
ainda existem as que podem ser segundo o movimento relativo e movimento aparente:
- Falhas normais ou de gravidade (Figura 5.11): são aquelas produzidas pela compressão vertical
(forças de extensão entre os blocos) causada devido à expansão da crosta terrestre. Exemplos: Mar Morto,
Mar Vermelho e Lago Vitória (África).
- Falhas inversas (ou contrárias) ou compressão (Figuras 5.12 e 5.14): são aquelas que resultam
das forças compressoras horizontais causadas pela contração da crosta terrestre, ou por encolhimento.
- Falhas transformantes, laterais, transcorrentes, de desligamento ou de deslocamento (Figura
5.13): são aquelas causadas igualmente por forças horizontais, sendo, porém, o plano de falha
exclusivamente vertical. Exemplos: Falha de San Andreas (Figura 5.15).
Figura 5.11: Falha normal .
Figura 5.12: Falha reversa.
Figura 5.14: Falha inversa em depósitos piroclásticos,
pertencente ao Complexo Vulcânico de Lisboa
[4].
Figura 5.13: Falha transcorrente
Figura 5.15: Falha de San Andreas na Califórnia, a fonte de
muitos terremotos, é o limite entre a placa do Pacífico, à
esquerda na foto, e a placa norte-americana, à direita.
5.2.3
VULCANISMO
Chamamos de vulcanismo o conjunto de processos através dos quais o magma e seus gases
associados ascendem através da crosta e são lançados na superfície terrestre e na atmosfera (Figura 5.16)
ou ficando retido em câmaras magmáticas dentro da crosta, quando não consegue chegar à superfície
(plutonismo). Os materiais expelidos podem ser sólidos, líquidos ou gasosos, e são acumulados em um
depósito sob o vulcão até que a pressão faça com que ocorra a erupção. As lavas escorrem pelo edifício
vulcânico, alterando e criando novas formas na paisagem. O material que extravasa é constituído por
gases, lavas e cinzas. A atividade vulcânica pode formar ilhas em meio aos oceanos (Havaí, Açores e etc.)
que podem ser destruídas em instantes.
Figura 5.16: Erupção de um vulcão.
O vulcanismo pode ocorrer nos continentes, formando montanhas (Estromboli e Vesúvio na Itália,
Osorno e Vila Rica no Chile, Santa Helena nos EUA). O mais espetacular aspecto construtivo do
vulcanismo é o que corre nas cadeias meso-oceânicas, que representam limites divergentes de placas,
gerando verdadeiras cordilheiras submarinas, formando assoalho oceânico novo a cada extravasamento e
causando, assim, a expansão oceânica. A lslândia representa parte da cadeia meso-oceânica emersa acima
do nível das águas, permitindo a observação direta deste tipo de vulcanismo fissural (Figura 5.17).
Figura 5.17: Erupção fissural na Islândia. [5]
Materiais expelidos pelos vulcões:

Materiais Liquidos – Lavas (Figura 5.18a).

Materiais Sólidos – Piroclástos (Figura 5.18b).
 Materiais Gasosos – vapor de água e outros gases (Figura 5.18c).
a)
Figura 5.18a: Rios de lava produzidos pelo
vulcão Kilauea, no Havai, em 1960.
c)
b)
Figura 5.18b:Piroclastos emitidos
Figura 5.18c: Vulcão Pinatubo, nas
numa das erupções do vulcão Stromboli.
Filipinas.
5.2.3.1 TIPO DE VULCÕES
- Tipo central: forma-se uma conduta tubular, chamada chaminé vulcânica, por onde ascendem os
materiais até à superfície.
- Tipo fissural: Existem situações em que a lava não é expulsa através da chaminé, mas através de
fendas alongadas que podem atingir vários quilômetros de comprimento.
5.2.3.2 DISTRIBUIÇÃO DOS VULCÕES
A localização dos vulcões (Figura 5.19) está relacionada com as placas litosféricas.
•
Fronteiras convergentes das placas litosféricas: Nas zonas de subdução. Vulcanismo do tipo
explosivo.
•
Fronteiras divergentes das placas litosféricas: Nas zonas de rifte. Vulcanismo, normalmente, do
tipo efusivo
•
Intraplacas: Nas zonas de pontos quentes. Vulcanismo do tipo efusivo.
Figura 5.19: Localização dos vulcões no mundo.
5.2.3.3 VULCANISMO ATENUADO
Após o período ativo, um vulcão entra numa fase de repouso. Nesta fase, ocorrem manifestações
de vulcanismo atenuado:
1- Fumarolas (Figura 5.20): Emissão de gases a elevadas temperaturas (podem atingir os 900ºC):
- Sulfatanas – libertam enxofre.
- Mofetas – libertam CO2 .
2- Nascentes termais (Figura 5.21): Emissão de água rica em sais minerais e com temperaturas, por
vezes, elevadas (podem atingir 200 a 300ºC).
3- Géiseres (Figura 5.22): emissões intermitentes de jatos de água e vapor de água através de uma
fratura no solo.
b)
a)
Figura 5.20a e b: Fumarolas, ilha de S. Miguel, Açores.
Figura 5.21: Nascentes Termais.
Figura 5.22: Géiser.
5.2.3.4 ASPECTOS POSITIVOS DO VULCANISMO

Fornecem
dados
importantes
sobre
a
constituição
e
características do interior da Terra

Econômicas
• Utilização agrícola
• Exploração mineira
• Interesse turístico
• Energia geotérmica
• Aparecimento de habitações/piscinas ou estufas
• Produção de energia elétrica
Figura 5.23: No dia 8 de maio de 1902 a erupção do Monte Pelée
na
Ilha de Martinica matou todos os seus moradores,
apenas um homem sobreviveu: o único preso da cidade.
(foto retirada do livro: Earth Shock, Andrew Robinson)
5.2.4 TERREMOTO
Terremoto ou sismo são tremores bruscos e passageiros que acontecem na superfície da Terra
causados por choques subterrâneos de placas rochosas da crosta terrestre a 300m abaixo do solo. Outros
motivos considerados são deslocamentos de gases (principalmente metano) e atividades vulcânicas.
Existem
dois
tipos
de
sismos:
Os
de
origem
natural
e
os
induzidos.
A maioria dos sismos é de origem natural da Terra, chamados de sismos tectônicos. A força das
placas tectônicas desliza sobre a atmosfera podendo afastar-se, colidir ou deslizar-se uma pela outra. Com
essas forças as rochas vão se alterando até seu ponto de elasticidade, após isso as rochas começam a se
romper e libera uma energia acumulada durante o processo de elasticidade. A energia é liberada através
de
ondas
sísmicas
pela
superfície
e
interior
da
Terra.
Calcula-se que 10% ou menos da energia de um sismo se reproduz por ondas sísmicas. Existem
também sismos induzidos, que são compatíveis à ação antrópica. Originam-se de explosões, extração de
minérios, de água ou fósseis, ou até mesmo por queda de edifícios; mas apresentam magnitudes bastante
inferiores dos terremotos tectônicos.
5.2.4.1 CONSEQÜÊNCIAS DE UM TERREMOTO
• Vibração do solo,
• Abertura de falhas,
• Deslizamento de terra,
• Tsunamis,
• Mudanças na rotação da Terra.
A escala mais usada para medir a grandeza dos terremotos é a do sismólogo Charles Francis
Richter. Sua escala varia de 0 a 9 graus e calcula a energia liberada pelos tremores. O maior terremoto já
registrado foi o Grande Terremoto do Chile em 1960, que atingiu 9.5 na escala de Richter, seguido pelo
da Indonésia em 2004, que atingiu 9.3 na mesma escala. Outra escala muito usada é a Mercalli-Sieberg,
que mede os terremotos pela extensão dos danos. Essa escala se divide em 12 categorias de acordo com
sua intensidade. Também existem terremotos que não são devidos aos movimentos das placas, mas a
esforços chamados intra-placas. São menos freqüentes, menos intensos e relacionados à reativação de
falhas (rupturas) muito antigas na crosta (exemplos recentes: João Câmara - RN, e Rio de Janeiro).
Só nos Estados Unidos acontecem cerca de 13 mil terremotos por ano, que variam de
aproximadamente 18 grandes terremotos e um terremoto gigante, sendo que os demais são leves ou até
mesmo despercebidos.
5.2.4.2 SISMICIDADE NO BRASIL
Figura 5.24: Mapa da sismicidade no Brasil.
Este mapa contém dados sobre tremores de terra, com magnitude 3.0 ou mais, ocorridos no Brasil,
desde a época da colonização, até 1996. As informações mais antigas, indicadas por triângulos, são
chamadas históricas e foram obtidas após um longo e minucioso trabalho de pesquisa em bibliotecas,
livros, diários e jornais. O livro ―Sismicidade do Brasil‖ de J.Berrocal et al.,1984, contém detalhes destas
informações. Os dados epicentrais, indicados por círculos, são relativamente mais novos e foram obtidos
por equipamentos sismográficos.
5.3
EPIROGÊNESE
Epirogênese (do grego Epeiros= continente e Genesis= formação) é um conjunto de processos
que resultam no movimento da crosta terrestre, no sentido ascendente ou descendente. Além disso, atinge
vastas áreas continentais de forma lenta, ocasionando regressões e transgressões marinhas.
A epirogênese atinge áreas continentais formando arqueamentos, intumescências, levantamentos
ou abaixamentos de grandes conjuntos geológicos. Os arqueamentos podem ser maiores num ponto e
menores em outros, assim como pode haver levantamentos em um lugar e rebaixamentos em outros. A
lentidão desses movimentos dificulta seu reconhecimento, carecendo-se também de um ponto de
referência fixo que possibilite a mensuração de extensão do fenômeno.
As principais análises da epirogênese são feitas à beira do mar, porque além do nível do mar poder
ficar fixo por muito tempo; seus movimentos de subida e descida já são bem conhecidos, podendo ser de
dois tipos: de transgressão, quando o nível do mar se eleva sobre os litorais fixos, invadindo os
continentes e de regressão, quando o nível das águas baixa sobre uma plataforma litorânea fixa. Em
ambos os casos não houve epirogênese porque foi o nível do mar que se alterou. As causas da variação do
nível do mar são conhecidas como: tectonismo marinho e modificações paleoclimáticas.
Na Península Escandinava, a época glacial terminou 10 mil anos atrás. Depois disso a
Escandinávia já se levantou 250 metros (fato explicado no item 5.3.3).
5.3.1 TEORIA DA ISOSTASIA
Princípio geológico segundo o qual a crosta está flutuando (emerso) no manto. A partir de
determinada profundidade (50 a 100 km), no manto superior, a temperatura é suficiente para haver um
comportamento plástico dos materiais constituintes dessa zona e o material crostal mais rígido (a crosta
continental e a crosta oceânica) "flutua" sobre o material plástico - nível de compensação isostático
(Figura 5.25).
Figura 5.25 – Casos de ajustes isostáticos - Se um determinado bloco for suportado por materiais mais plásticos e mais densos
que ele, então, estes blocos devem flutuar nesse substrato de acordo com o princípio de Arquimedes, tal como acontece quando
se colocam blocos de madeira, gelo ou barcos num dado volume de água. De um modo análogo, a crusta terrestre poderia ser
comparada a um conjunto de blocos rochosos, "flutuando" em equilíbrio sobre a parte superior de um substrato mais denso.
5.3.2
MODELO DE AIRY
O bloco flutuante se move para cima e para baixo como um pistão sem transferir nenhuma carga
para os blocos adjacentes. Sendo a astenosfera uma camada constituída por material com um
comportamento plástico, a litosfera, menos densa, está em equilíbrio sobre esta zona do manto superior,
ou seja, o equilíbrio é conseguido através de um ajustamento do tipo isostático com movimentos verticais
de ascensão e descida dos diferentes materiais. Se a litosfera se encontra em equilíbrio isostático com a
astenosfera, tal significa que em qualquer zona da Terra a litosfera deve ter igual peso. Como o peso de
um corpo depende apenas do seu volume e da sua densidade, podemos afirmar que: se uma dada zona da
litosfera contém materiais de baixa densidade, como, por exemplo, a crosta continental, esta deve
compensar a menor densidade com um excesso de volume. Deste modo, podemos supor que a crosta
continental é mais espessa que a crosta oceânica, uma vez que apresenta menor densidade; quando uma
determinada zona da litosfera contém um excesso aparente de materiais (uma cadeia de montanhas, por
exemplo), esta deve compensar esse excesso de massa com uma menor densidade dos seus materiais
constituintes (Figura 5.26).
Figura 5.26: Hipótese de Airy e Pratt para explicar o ajustamento isostático ao nível da crosta terrestre. Quando o equilíbrio
isostático se rompe, produzem-se movimentos verticais que tendem a restabelecer esse equilíbrio. A ruptura deste equilíbrio
pode ser originada devido a processos que causem variações no peso da litosfera.
5.3.3 ANOMALIAS ISOSTÁTICAS (ANOMALIAS GRAVIMÉTRICAS)
É freqüente encontrar em alguns pontos da superfície terrestre anomalias isostáticas, ou seja,
verifica-se uma diferença entre o valor do peso medido (real) e o valor calculado (teórico) para esse local
após as devidas correções. Dizer que num dado local existe uma anomalia isostática negativa significa
que na vertical da estação de medida existe um déficit de massa, portanto um excesso de rocha de baixa
densidade. Se, pelo contrário, determina-se a existência de uma anomalia isostática positiva, isso significa
que na vertical da estação onde foi efetuada a medição existe um excesso de materiais de elevada
densidade.
Um dos casos que pode ser referido como exemplo de anomalia isostática negativa é o
levantamento do bloco escandinavo. Através de registros históricos, pôde constatar-se que durante o
século XIX o golfo de Botnia se elevou aproximadamente cerca de 9 mm/ano. Tais observações são
confirmadas através de marcas que foram sendo colocadas nas bermas das praias e que agora se
encontram elevadas a grandes altitudes. Os geólogos constatam ainda que antigas praias, com cerca de 12
000 anos, estão agora situadas 400 m acima do nível atual do mar. Desta forma, pode ser registrada uma
correlação entre uma anomalia negativa e um levantamento da crosta terrestre.
Segundo Niskanen, a situação particular da Escandinávia resulta do fato de no último milhão de
anos esta zona estar coberta por uma "calota" glaciária, o que obrigaria a um equilíbrio isostático de
acordo com essas condições. Há cerca de 12 000 anos, no período pós-glaciário, com a fusão dessas
massas de gelo que cobriam a Escandinávia, as raízes do bloco escandinavo tornaram-se demasiado
profundas para um baixo-relevo superficial. Tal situação conduziu a um reequilíbrio que hoje se encontra
quase concluído. Embora à escala da duração da vida humana este fenômeno pareça ser muito lento, ele é
considerado quase instantâneo à escala geológica.
5.3.4 GLACIO-ISOSTASIA
Durante os processos erosivos e de sedimentação, ocorrem ajustamentos isostáticos. As rochas
mantélicas (litosfera) são "obrigadas" a subir, obrigando também a modificações a nível da astenosfera.
Podem ocorrer fenômenos de magmatismo associado a este processo. A subida e o afundamento da
litosfera só pode ocorrer a com a movimentação da astenosfera (Figura 5.27 a,b e c).
a)
b
)
Figura 5.27 a- c: Ajustamentos isostáticos.
c)
Início de uma fase de glaciação (Figura 5.28 a,d,c,d): aumenta a espessura de gelo numa região
continental. A crosta continental, sob a ação do peso exercido pela espessa camada de gelo, começa a
afundar-se no manto. No período pós-glaciário, com o desaparecimento da calota, verifica-se uma
diminuição da carga, começando esta zona a elevar-se. Com a elevação, o bloco continental readquire o
equílibrio compatível com a diferença de densidades dos materiais existentes antes da glaciação.
a)
b)
c)
d)
Figura 5.28 a-d: Início de uma fase de glaciação.
A diminuição da carga pode dar origem à formação de depressões onde a água se acumula, dando
origem a lagos (Figuras 5.29 e 5.30).
Figura 5.29: Lago glaciar na Noruega.
5.4
Figura 5.30: Lago da Sanabria (Castela-Leão, Espanha)
ORIGENS DAS MONTANHAS
Montanha ou monte (do latim montanea, de mons, montis) é um acidente geográfico. As
montanhas são formas de relevo da superfície da Terra que, normalmente, se elevam para um topo
estreito em forma de cume, originando escarpas. São vastas elevações e depressões. A superfície do
planeta Terra é 24% montanhosa; 10% da população mundial vive em terreno montanhoso. A maior parte
dos grandes rios nasce em montanhas.
As montanhas e sua topografia acidentada resultam de movimentos geológicos e da erosão. Podem
formar-se por dobramento, falhamento ou compressão da superfície da Terra, ou ainda pelo acúmulo de
rocha vulcânica numa superfície. A origem dos principais sistemas de montanhas se explica pela
interação das imensas placas rígidas que compõem a litosfera, camada mais superficial da Terra.
A maioria das montanhas tem origem relativamente recente em relação ao tempo geológico e
podem ainda sofrer considerável redução pelos processos erosivos. Os processos de formação são os
principais determinantes da forma específica de uma montanha, embora sua topografia também mostre a
influência de sua estrutura e dos tipos de rocha que a compõem.
De acordo com a maneira como se formaram e com sua estrutura atual, as montanhas se
classificam em vários tipos, entre os quais os mais importantes são: montanhas de domo, de blocos de
falhamento, de dobra e vulcânicas.
5.4.1 MONTANHAS DE DOMO
Originadas de deformações da superfície sem ocorrência de fratura, as montanhas de domo têm
superfície achatada que declina de forma gradual em direção às planícies adjacentes. Um exemplo típico
desse tipo de montanha são os Black Hills (Figura 5.31) de Dakota do Sul, nos Estados Unidos.
-Figura 5.31: Galeria de Presidentes, perfurada e minada na rocha granítica dos Black Hills no Dakota do Sul.
5.4.2 MONTANHAS DE BLOCOS DE FALHAMENTO
Compõem-se de segmentos da crosta terrestre que foram erguidos ao longo de zonas de fratura
linear na forma de imensos blocos, que geralmente são separados por vales ou bacias. As cadeias de Serra
Nevada e Teton, no oeste da América do Norte, são exemplos conhecidos de montanhas de blocos de
falhamentos.
5.4.3 MONTANHAS DE DOBRAS
A compressão lateral seguida do erguimento origina as montanhas de dobras (Figura 5.32), que
tendem a ocorrer em locais onde bacias extensas foram preenchidas com camadas de material sedimentar.
As montanhas de dobras simples têm origem quando a cobertura de rochas sedimentares é dobrada por
deslizamento lateral sobre a camada da base. O Jura suíço é representativo desse tipo de montanha, assim
como certos elementos dos Apalaches, na América do Norte.
Figura 5.32: Fotografia mostrando uma dobra deitada, entre as duas setas.
5.4.4 MONTANHAS VULCÂNICAS
Estão associadas com os arcos insulares que ocorrem nas proximidades de áreas de subdução, e
nas zonas de falhamento que resultam de grande atividade orogênica. As montanhas originadas de
atividade vulcânica se dividem em dois grupos principais. O primeiro se compõe das montanhas
diretamente resultantes do vulcanismo - cones de cinzas, brasas extintas e lava formados por vulcões
ativos. Alguns vulcões, como o do monte Fuji, no Japão, originam múltiplos cones íngremes. Se a lava é
razoavelmente fluida, podem formar-se vulcões largos, de que são exemplos o Mauna Loa, no Havaí, e a
montanha Camarão, na África ocidental. No segundo tipo, produtos residuais do vulcanismo podem dar
origem a montanhas. A lava solidificada que permanece nos vulcões é desenterrada pela erosão e produz
montanhas de formas espetaculares como Ship Rock (Figura 5.33), no Novo México, ou Devils Tower
(Figura 5.34), no Wyoming, Estados Unidos. Numa escala muito maior, o magma que penetrou na crosta
pode ser descoberto pela erosão e surgir como uma área montanhosa, como é o caso dos Cairngorms
graníticos da Escócia (Figura 5.35).
Figura 5.33: Ship Rock, no Novo México.
[6]
Figura 5.34: Devils Tower, no Wyoming, Estados
Unidos.
Figura 5.35: Cairngorms graníticos da Escócia.
5.4.5 MONTANHAS BRASILEIRAS
No Brasil as montanhas são de altitudes modestas, pois são terrenos muito antigos que ao longo
das eras geológicas sofreram um processo de desgaste pelos agentes de erosão. É o caso do sistema
Parima ou maciço das Guianas, de baixas altitudes, exceto na fronteira com as Guianas e a Venezuela,
onde se encontra o pico da Neblina, ponto culminante do território brasileiro com 3.014m de altitude, e os
montes Trinta e Um de Março (2.992m) e Roraima (2.772m). Até 1962 o pico da Bandeira (2.890m), na
serra do Caparaó ou da Chibata, entre os estados do Espírito Santo e Minas Gerais, era considerado o
ponto mais alto do relevo brasileiro. Há ainda o pico das Agulhas Negras (2.787m), no maciço de Itatiaia,
entre os estados de Minas Gerais, São Paulo e Rio de Janeiro.
Referências Bibliográficas:
BECKINSALE, R. P.; CHORLEY, R J. The history of the study of landforms or the development of
geomorphology: historical and regional geomorphology 1890–1950. Londres: Taylor & Francis, 2003.
521p.
BRIDGE, L.; DEMICCO, R. Earth Surface Processes, Landforms and Sediment Deposits. New York:
Cambridge University Press, 2008. 835p.
FÉLIX, J. et al (2005). Geologia 12. Porto. Porto Editora
GROSHONG, R. H.
3-D Structural Geology- A Practical Guide to Quantitative Surface and
Subsurface Map Interpretation. Ed. Springer, 2006. 410p.
HYNDMAN, D et al (2006). Natural Hazards and Disasters. New York. Thomson Brookscole
IBGE. Manual Técnico de Geologia. Rio de Janeiro,1998. 302p.
IBGE. Manual Técnico de Geomorfologia. Rio de Janeiro, 1995. 111p.
LEVY, M. Rock and Minerals. Chicago: Britannica Illustrated Science Library, 2008. 56p.
PENTEADO, M.M. Fundamentos de Geomorfologia. Rio de Janeiro: IBGE, 3ª edição, 1980.
SELLEY,R. Encyclopedia of Geology. Londres: Elsevier Academic Press, 2005.3345p.
THOMPSON, G. R.; TURK, J.; TURK, J. Introduction to Physical Geology. Fort Worth : Saunders
College Pub, 1998. 432p.
UYEDA, S (1992). Uma nova concepção da Terra. Lisboa. Gradiva
Referências Eletrônicas:
Ficheiro:Pangea animation 03.gif.
Disponível em:
29.Out.2009.
<http://pt.wikipedia.org/wiki/Ficheiro:Pangea_animation_03.gif>.
Acesso
em:
Falhamentos e Dobramentos.
Disponível em: <http://www.mundoeducacao.com.br/geografia/falhamentos-dobramentos.htm>. Acesso
em: 29.Out.2009.
Deformação das rochas - Falhas e Dobras.
Disponível
em:
<http://maisbiogeologia.blogspot.com/2009/04/deformacao-das-rochas-falhas-edobras.html>. Acesso em: 29.Out.2009.
Fontes das Figuras:
[1]:
Limites das placas tectônicas.
[2]:
http://geotinga.blogspot.com/2007/07/diferena-entre-orognese-e-epirognese.html
[3]:
http://pt.wikipedia.org/wiki/Ficheiro:Subduction.svg
[4]
http://e-geo.ineti.pt/bds/lexico_geologico/fotos.aspx?termo=Falha&Id=269D=
[5]:
http://e-geo.ineti.pt/divulgacao/dossiers_tematicos/vulcanismo.htm
[6]:
http://terraquegira.blogspot.com/2007_07_01_archive.html
Sugestões de Leitura:
Vídeos sobre Tectônica das Placas: http://geotinga.blogspot.com/2007/07/teste-de-video.html
Intro Yellowstone:
http://www.youtube.com/watch?v=UHpLfeFWJ8c&feature=player_embedded
6
INTEMPERISMO
"Quando os homens não olham para a natureza, julgam sempre
poder melhorá-la." (John Ruskin)
Conjunto de fenômenos químicos, físicos e biológicos que provocam a alteração in situ das rochas
e seus minerais. Não confundir intemperismo com erosão, pois este implica em transporte de material
pelos agentes transportadores; que ao cessarem o transporte depositam os sedimentos. Esses fenômenos –
intemperismo, erosão, transporte e deposição trabalham em conjunto para modificar a superfície da terra.
Faremos aqui uma rápida introdução ao intemperismo. No capítulo 8 abordaremos os demais fenômenos.
O intemperismo se diferencia do metamorfismo porque ocorre a pressão e temperatura ambientes,
enquanto as transformações metamórficas ocorrem em pressão e temperatura mais elevadas. Os produtos
do intemperismo são muito variáveis. No geral as rochas e minerais são intemperizadas da superfície para
baixo. Conseqüentemente, num mesmo local podemos ter materiais em níveis de alteração bem distintos,
o que confere ao conjunto um aspecto diferenciado.
Na superfície temos um material em estado avançado de desagregação e decomposição,
diferentemente do material mais profundo, onde se pode encontrar uma mistura de material não alterado
com material alterado. Ao conjunto do material alterado, independente de seu estado, damos o nome de
regolito ou manto de decomposição. Ao material superficial, em estado avançado de alteração e
lixiviação, associado à matéria orgânica, damos o nome de solo.
Como o intemperismo depende do clima e relevo, o solo e o regolito são sempre o produto da
interação do clima com as rochas. Uma mesma rocha, em climas diferentes, produzirá solos distintos.
Para fins de estudo podemos dividir o intemperismo em dois tipos: físico e químico.
Na prática esta divisão é problemática, porque os dois ocorrem juntos, apesar de muitas vezes predominar
um sobre o outro, dependendo do clima e do relevo.
6.1
INTEMPERISMO FÍSICO
É aquele que produz a modificação da forma, da coesão e do tamanho das rochas e minerais, isto
é, sua desintegração física (Figura 6.0). As seguintes causas podem ser reconhecidas:
Fadiga do material, Congelamento da água, Alívio de pressão, Cristalização de sais , Absorção,
Crescimento de raízes e Impactos.
Figura 6.0: Desintegração física da rocha.
6.2
INTEMPERISMO QUÍMICO
Quando ocorrem transformações químicas dos minerais. Os seguintes processos podem estar
presentes: Acidólise, Oxidação (Figura 6.1 e 6.2), Hidrólise (Figura 6.3), Dissolução (Figura 6.4) e
Hidratação.
O intemperismo químico produz cavernas espetaculares em calcário (Figura 6.5) e alteram as mais
variadas paisagens (Figura 6.6).
Figura 6.1: Oxidação [1].
Figura 6.2: Laterita, exemplo de material formado pela
oxidação.
Figura 6.3: Hidrólise[1]
Figura 6.4: Dissolução[1].
Figura 6.5: Estalactites e estalagmites em uma caverna de calcário.
Figura 6.6: modelado cársico - onde ocorrem com freqüência fenômenos de dissolução.
6.3
INTEMPERISMO E SEDIMENTAÇÃO
Sedimentação é um processo de separação em que a mistura de dois líquidos ou de um sólido
suspenso num líquido é deixada em repouso. A fase mais densa, por ação da gravidade, deposita-se no
fundo do recipiente, ou seja, sedimenta (Figura 6.7).
Em geologia, chama-se sedimento ao detrito rochoso resultante da erosão, que é depositado
quando diminui a energia do fluido que o transporta, água, gelo ou vento. As características dos
sedimentos dependem da composição da rocha erodida, do agente de transporte, da duração do transporte
e das condições físicas da bacia de sedimentação.
Figura 6.7: Processos da Sedimentação[2].
-As principais associações mineralógicas em depósitos residuais são: Quartzo, Micas,
argilominerais (caulinitas e esmectitas) e óxi-hidroxidos de ferro e alumínio.
-Complementares a essa fase sólida encontram-se soluções aquosas ricas em elementos solúveis.
6.4
IMPORTÂNCIA DOS SEDIMENTOS EM ECOLOGIA E NA ENGENHARIA
HIDRÁULICA:
Os fundos dos oceanos e lagos são, em grande parte, cobertos por sedimentos que formam um
substrato que pode suportar ecossistemas complexos. Na zona eufótica, os sedimentos podem ancorar
plantas que servem de alimento e refúgio a muitos animais; nas zonas mais profundas, são as bactérias
que formam a base da cadeia alimentar destes ecossistemas bênticos. No Brasil o estudo dos sedimentos
tem grande importância por causa de inteferências antrópicas, como por exemplo, mau uso do solo,
causando diversos problemas pela erosão (assunto do próximo capítulo), voçorocas, transporte de
sedimentos nos rios, depósitos em locais indesejáveis e assoreamento das barragens.
A deposição de sedimentos em reservatórios é um grande problema da engenharia hidráulica, pois
a maioria da energia consumida vem de usinas hidroelétricas. No caso da Usina hidrelétrica de Tucuruí,
por exemplo, foi calculado, pelos pesquisadores Jorge Rios e Roneí Carvalho, em 400 anos o tempo
necessário para o assoreamento total do reservatório da barragem.
Um dos principais motivos de sua importância, na engenharia hidráulica, é devido ao fato dos
sedimentos serem prejudiciais a projetos e operações de obras hidráulicas, bem como conservação das
terras e recursos hídricos.
Referências
Referências Eletrônicas:
Espaço da Geografia. Disponível em: <http: www.espacodageografia.spaceblog.com.br.htm>. Acesso
em: 18.Ago.2009.
Fontes das Figuras:
[1]:
[2]:
Fonte fig: http://geomarco.com/htm/temas/5.htm
Biologia´s Weblog. Disponível em: <http: biogeologia.wordpress.com/>. Acesso em: 17.Out.2009.
7
SOLOS
"A natureza usa o mínimo possível de tudo." (Johannes Kepler)
Solo é um corpo tridimensional formado por processos físicos, químicos e/ou biológicos, cujos
agentes de formação são basicamente o clima, os fatores topográficos e a comunidade biótica e cujo
material de origem é a rocha matriz subjacente, embora possa ser constituído por partículas provenientes
de outras regiões, transportadas pela água, vento e/ou pelo gelo. A pedogênese ou formação é o resultado
da interação de muitos processos, tanto geomorfológicos como pedológicos. Esses processos retratam
uma variabilidade temporal e espacial significativa, sendo dessa forma importante abordar os solos como
um sistema dinâmico.
Em 1.877 Dokouchaiev, pioneiramente, estudou os solos da Rússia considerando a distinta
existência dos horizontes desde a superfície até a atingir rocha, o solo passou a ser entendido como uma
camada viva que recobre a superfície da Terra, em evolução permanente, por meio da alteração das
rochas e de processos pedogenéticos, comandados por agentes físicos, químicos e biológicos,
estabelecendo assim base da Pedologia. Essa ciência considera além da diferenciação morfológica vertical
do solo, seus constituintes, sua gênese. Essa ciência, relativamente recente, contribui para o
desenvolvimento
de uma nação porque informa as características dos solos, que são indispensáveis
para o racional planejamento do uso das terras na agronomia, geologia, geografia, geomorfologia,
biologia e na ecologia.
7.1
PERFIL E HORIZONTES
Um solo possui camadas horizontais de morfologia diferente entre si. Essas camadas são
chamadas de horizontes. Essas camadas, apesar de todas as normas e técnicas, dependem para sua
delimitação em campo estritamente dos sentidos do pedólogo. A soma destas camadas define o perfil
(Figura 7.0) do solo. Como a ação pedogenética, tal como perturbação de seres vivos, infiltração de água,
entre outros, é variável ao perfil, é constante o desenvolvimento de alguns horizontes. Diz-se que quanto
mais distante da rocha mãe, mais intensa e/ou antiga foi a ação pedogenética.
Basicamente um perfil de solo apresenta os horizontes:
O-O
A
horizonte orgânico do solo e bastante escuro
- Horizonte superficial, com bastante interferência do clima e da biomassa. É o horizonte de
maior mistura mineral com húmus.
E
- Horizonte eluvial, ou seja, de exportação de material, geralmente argilas e pequenos
minerais. Por isso são geralmente mais claros que demais horizontes.
B-
Horizonte de maior concentração de argilas, minerais oriundos de horizontes superiores (e, às
vezes, de solos adjacentes). É o solo com coloração mais forte, agregação e desenvolvimento.
C
- Porção de mistura de solo pouco denso com rochas pouco alteradas da rocha mãe. Equivale
aproximadamente ao conceito de saprólito.
R
ou D - Rocha matriz não alterada. De difícil acesso em campo.
b)
a)
(a) perfil esquemático do solo
mostrando
horizontes. (b) os horizontes do solo são muitas
vezes
facilmente
distinguidos
pela
cor e textura. A camada superior é escura no
horizonte A, a camada inferior é branca no
horizonte B. (Soil Conservation Service)
Em pedologia, o estudo dos solos visa conhecer sua gênese, classificação e distribuição
geográfica, nos vários ambientes encontrados na superfície terrestre, de maneira a aplicar esse
conhecimento a diferentes finalidades. Neste caso, os solos devem ser estudados, não somente por meio
dos seus perfis verticais, mas também pelo entendimento das variações, mudanças ou transformações
laterais dos horizontes.
7.2
OS DIFERENTES TIPOS DE SOLOS
Certos solos, como as planícies fluviais e os solos vulcânicos, são naturalmente férteis, enquanto
outros são estéreis por natureza. Os solos podem perder os seus nutrientes vegetais (húmus) por várias
razões: desarborização e exposição do solo à chuva e ao vento, cultivo contínuo sem restauração dos
nutrientes vegetais ou sem fertilização, queimadas demasiado freqüentes. O subsolo, que contem pouco
húmus, não é fértil. O Quadro 7.0 apresenta algumas das características dos solos e a Figura 7.1 um
esquema simplificado de como identificar cada tipo de solo.
QUADRO 7.0- Tipos de solos mais comuns [1]
Figura 7.1: Textura do solo.
7.3
MAPAS PEDOLÓGICOS
7.3.1 ELABORAÇÃO DOS MAPAS PEDOLÓGICOS
A execução dos trabalhos de levantamento de solos, de maneira geral, abrange:
- Trabalhos de gabinete (incluem um levantamento de dados disponíveis, pertinentes à área de
estudo, tais como bases topográficas, fotografias aéreas, imagens orbitais e material bibliográfico
contendo informações sobre geologia, relevo, clima, vegetação e outros dados de interesse. Estes dados
permitem a elaboração de um roteiro detalhado para trabalhos iniciais de campo, estabelecendo-se os
critérios a serem utilizados, no que se refere aos parâmetros e às características que devem ser
consideradas na identificação e caracterização de padrões naturais e antrópicos, identificados na
fotointerpretação preliminar);
- Trabalhos de campo (incluem inicialmente a confecção de uma legenda preliminar, que abrange
o reconhecimento geral da área, visando identificar e distinguir as várias unidades pedológicas e como se
distribuem na paisagem. Durante esta etapa, deve ser observada a correlação existente entre as classes de
solos e as condições ambientais, representadas pelo relevo- declividade e tipo de vertente-, material de
origem (litologia), clima, condições de drenagem, tipos de erosão, cobertura vegetal e uso do solo.
Durante esta fase podem ser coletadas algumas amostras de solos para averiguações em laboratório. Após
esta etapa de trabalho, volta-se ao gabinete, para o estabelecimento da legenda de identificação dos solos,
compreendendo as descrições e os critérios de fotointerpretação que serão usados para a delimitação
espacial das unidades de mapeamento de solos de áreas em estudo, seguido do retorno ao campo para
fazer as correções e os ajustes necessários aos trabalhos de gabinete);
- Trabalho de laboratório (incluem as análises químicas, físicas e mineralógicas de cada horizonte,
bem como análises petrográficas das amostras de rochas coletadas. Os resultados são plotados em tabelas,
como parte de texto explicativo que acompanha os mapas de solos).
No escritório, de posse dos dados analíticos, são feitas as devidas interpretações destes dados, as
verificações e as revisões dos trabalhos de fotointerpretação; a definição da legenda final de solos, na
escala estabelecida. Finalmente, é elaborado o relatório final, que constitui o texto explicativo de todas as
fases dos trabalhos, inclusive as metodologias de gabinete, laboratório e campo utilizadas, bem como
descrições resumidas do meio físico, além das descrições morfológicas dos perfis de solo e suas
respectivas análises laboratoriais. Desta forma, os trabalhos de levantamento de solos são colocados à
disposição da comunidade, na forma de um boletim, contendo o texto explicativo e um mapa de solos,
com as respectivas legendas referentes às classes de solos, mapeadas. Existem vários tipos de mapas de
solos, publicados em diferentes escalas, em função dos objetivos previamente definidos.
7.3.2 UTILIZAÇÃO DOS
ENGENHARIA
LEVANTAMENTOS
DE
SOLOS
EM
GEOLOGIA
DE
Os trabalhos de levantamento de solos no Brasil foram inicialmente executados pela Comissão de
Solos do Ministério da Agricultura e, posteriormente, pelo serviço Nacional de Levantamento e
Conservação de Solos de Empresa Brasiléia de Pesquisa Agropecuária do Ministério da Agricultura,
atualmente Centro Nacional de Pesquisa de Solos (CNPS-EMBRAPA), sediada no Rio de Janeiro. Estes
trabalhos, abrangendo mapas pedológicos e respectivos textos explicativos, representam considerável
acervo de dados analíticos e descrições morfológicas de perfis de solo, acrescidas de informações
referentes ao substrato geológico, relevo, clima, vegetação e uso do solo.
Estas informações quando bem interpretadas, podem fornecer importantes subsídios para a
Geologia de Engenharia, destacando-se o uso do solo para a ocupação urbana e rural, seleção de áreas
para irrigação, seleção áreas para estudos de jazidas naturais de materiais de construção, interpretação da
potencialidade dos processos da dinâmica superficial (erosão, escorregamentos, colapso, subsidência,
etc.), as informações contidas nos trabalhos de levantamento de solos contêm informações fundamentais
para a elaboração de cartas voltadas ao planejamento urbano e territorial, como as cartas geotécnicas e de
capacidade de uso de terras, que têm como principal objetivo o uso racional do meio físico e a definição
de ambientes.
Referências:
BRIDGE, L.; DEMICCO, R. Earth Surface Processes, Landforms and Sediment Deposits. New York:
Cambridge University Press, 2008. 835p.
Resende, M.; Resende, N.C.S.B. e Corrêa, G.F. 1996. Pedologia: base para distinção de ambientes.
Viçosa: UFV. 304p.
SELLEY,R. Encyclopedia of Geology. Londres: Elsevier Academic Press, 2005.3345p.
THOMPSON, G. R.; TURK, J.; TURK, J. Introduction to Physical Geology. Fort Worth : Saunders
College Pub, 1998. 432p.
Apostila do Curso Técnico de Geomensura, Instituto Federal de Santa Catarina.
Fontes das Figuras:
[1]:
A Importância de Estudar o Solo.
Disponível em: http://www.escola.agrarias.ufpr.br/importancia.html. Acesso em: 29.Set.2009.
8
AS PAISAGENS: INTERAÇÃO DA TECTÔNICA E DO CLIMA
“Ao voltar de uma viagem, não sei se o mundo encolheu,
ou eu é que cresci”. (Antonio Skármeta)
Corupá – Saída de Campo da Turma de Geologia, 2007.
Alguma vez você já olhou para o horizonte e se perguntou por que a superfície da Terra tem essas
formas? As paisagens evoluem por meio de lentas transformações através de processos combinados para
esculpir a superfície terrestre.
No passado, essas mudanças eram imperceptíveis na escala humana do tempo, mas as novas
tecnologias permitem-nos, agora, medir diretamente a velocidade de alguns desses lentos processos. A
Geomorfologia - o estudo das paisagens e de sua evolução - é um ramo revitalizado das geociências, que
se beneficiou muito da capacidade de medir esses processos. O conhecimento de como as paisagens
evoluem pode ajudar-nos no gerenciamento dos recursos do terreno e na análise das interligações da
tectônica e do clima. Entender o desenvolvimento das paisagens representa um grande desafio para os
geólogos, pois exige a integração de muitas áreas de conhecimento das Ciências da Terra.
8.1
TOPOGRAFIA, ELEVAÇÃO E RELEVO
Quando se examina a superfície terrestre observam-se algumas características mais básicas, como
a altura e a irregularidade, ou aspereza, dos terrenos das montanhas e das planícies. A topografia é a
configuração das variadas alturas que formam a superfície terrestre. A altura das feições da paisagem é
comparada em relação ao nível do mar, expressando, assim, a altitude, ou seja, a distância vertical acima
ou abaixo do nível do mar, como elevação. Um mapa topográfico mostra a distribuição da elevação em
uma área e, geralmente, apresenta essa distribuição como curvas de nível- conectam os pontos de mesma
elevação (Figura 8.0). Quanto mais próximas estiverem entre si as curvas de nível, mais inclinada será a
vertente.
Figura 8.0 [1]: A topografia de um pico montanhoso (esquerda) e de um vale fluvial (direita) pode ser representada com
precisão em um mapa topográfico plano por meio de curvas de nível, que são linhas conectando pontos com a mesma
elevação. Quanto mais próximas entre si estiverem as curvas de nível, maior a declividade. [Fonte: Maltman, A. Ceological
Maps: An Introduetion (New Yoro Van Nostrand Reinhold, 1990), p. 17. Mapas topográficos do DRG U. S. Geological
Survey]
Uma das propriedades da topografia é o relevo - que representa a diferença entre a elevação mais
alta e a mais baixa em uma área particular (Figura 8.1) e varia conforme a área na qual é medido.
Figura 8.1[1]: O relevo é a diferença entre a elevação mais alta e a mais baixa de uma região. Três tipos de relevo podem ser
definidos em uma área montanhosa típica.
Em estudos de geomorfologia, torna-se útil definir três componentes fundamentais do relevo:
relevo de vertente (a diferença de elevação entre os topos de montanhas/linhas de cumeada e o ponto onde
surgem os canais), relevo de canal tributário: diminuição da elevação ao longo de tributários) e relevo de
canal principal (a diminuição de elevação ao longo de um canal principal).
Para estimar o relevo em uma área de interesse, a partir das curvas de nível, subtrai-se a elevação
da curva de nível mais baixa, geralmente no fundo de um vale fluvial, daquela mais alta, no topo da
montanha ou do morro mais alto. O relevo é uma medida da irregularidade de um terreno. Quanto mais
alto o relevo, mais acidentada é a topografia. O Monte Everest, a mais alta montanha do mundo, com uma
elevação de 8.861 m, está localizado em uma área de relevo extremamente alto. A maioria das regiões,
em geral, com alta elevação também tem alto relevo e a maioria das áreas com baixa elevação tem baixo
relevo. O Mar Morto é uma exceção, já que é limitado por impressionantes montanhas mas tem a mais
baixa elevação do mundo, com 392 m abaixo do nível do mar. Outras regiões, como o Planalto do Tibete,
no Himalaia, podem localizar-se em áreas elevadas, mas têm relevo relativamente baixo.
8.2
GERAÇÃO DE CURVAS DE NÍVEL
Como mostra a figura 8.2 , as curvas de nível ou isolinhas são linhas curvas fechadas
formadas a partir da interseção de vários planos horizontais com a superfície do terreno. Cada uma destas
linhas, pertencendo a um mesmo plano horizontal tem, evidentemente, todos os seus pontos situados na
mesma cota altimétrica, ou seja, todos os pontos estão no mesmo nível. Os planos horizontais de
interseção são sempre paralelos e eqüidistantes e a distância entre um plano e outro denomina-se
Eqüidistância Vertical.
Figura 8.2 [2]: Curvas de nível são linhas curvas fechadas formadas a partir da interseção de vários planos
horizontais com a superfície do terreno.
8.2.1 CARACTERÍSTICAS DAS CURVAS DE NÍVEL
As curvas de nível, segundo o seu traçado, são classificadas em:
-mestras: todas as curvas múltiplas de 5 ou 10 metros.
-intermediárias: todas as curvas múltiplas da eqüidistância vertical, excluindo-se as mestras.
-meia-eqüidistância: utilizadas na densificação de terrenos muito planos.
A figura 9.3 ilustra parte de uma planta altimétrica com curvas de nível mestras e intermediárias.
Figura 8.3[2]: Planta altimétrica com curvas de nível mestras e intermediárias.
Todas as curvas são representadas em tons de marrom ou sépia (plantas coloridas) e preto (plantas
monocromáticas). As curvas mestras são representadas por traços mais espessos e são todas cotadas.
Como mostra a figura 8.4, curvas muito afastadas representam terrenos planos, assim como curvas
muito próximas representam terrenos acidentados (Figura 8.5).
Figura 8.4: Terrenos Planos.
Figura 8.5: Terrenos Acidentados.
A Figura 8.6 representa os dois tipos de curvas.
Figura 8.6[3]: Curvas de nível mais próximas significam declives mais elevados, enquanto que curvas de nível
mais afastadas representam áreas de declives mais suaves.
A figura 8.7 demonstra que a maior declividade (d%) do terreno ocorre no local onde as
curvas de nível são mais próximas e vice-versa.
Figura 8.7 [2]: maior declividade (d%) do terreno ocorre no local onde as curvas de nível são mais próximas e
vice-versa.
8.2.2 NORMAS PARA O DESENHO DAS CURVAS DE NÍVEL
- Duas curvas de nível jamais devem se cruzar (Figura 8.8a).
- Duas ou mais curvas de nível jamais poderão convergir para formar uma curva única, com exceção das
paredes verticais de rocha (Figura 8.8b)..
- Uma curva de nível inicia e termina no mesmo ponto, portanto, ela não pode surgir do nada e
desaparecer repentinamente (Figura 8.8c).
- Uma curva pode compreender outra, mas nunca ela mesma.
- Nos cumes e nas depressões o relevo é representado por pontos cotados.
a)
b)
c)
Figura 8.8
[2]
: Normas para desenho das curvas de nível: a)
Duas curvas de nível jamais devem se cruzar. b) Duas ou
mais curvas de nível jamais poderão convergir para formar
uma curva única. c) Uma curva de nível inicia e termina no
mesmo ponto, portanto, ela não pode surgir do nada e
desaparecer repentinamente.
A melhor forma de tirar dúvidas é fazer um perfil topográfico. Vejamos alguns exemplos (Figura
8.9 – Figura 8.11):
Figura 8.9: Neste caso temos dois conjuntos de curvas concêntricas que formam dois cumes relativamente arredondados. Mas,
no cume da direita, as altitudes são mais elevadas e os declives são mais acentuados na vertente direita. A altitude entre os dois
cumes está compreendida entre os 20 e 30 metros. Repara que a curva de nível dos 20m não ―fecha‖.
Figura 8.10[3]: O exemplo em cima mostra um perfil topográfico mais complexo. temos duas montanhas com formas muito
distintas. A da esquerda tem maiores altitudes, tem um cume mais pontiagudo, maiores declives e alguma assimetria. A sua
vertente direita tem maiores declives que a vertente da esquerda, como se pode ver no perfil e nas curvas de nível que estão
mais juntas. O cume da esquerda tem uma forma mais arredondada, menores altitudes, mas continuamos na presença de um
relevo assimétrico: há uma diferença de declives entre as duas montanhas.
Figura 8.11[4]: a )Formação Côncava. b) Formação Convexa.
8.2.2.1 OBTENÇÃO DAS CURVAS DE NÍVEL
a)
Quadriculação
- É um processo de grande precisão, porém demorado e dispendioso, e aplicável em pequenas áreas.
- Consiste em quadricular o terreno (com piquetes) e nivelá-lo.
-
A quadriculação é feita com a ajuda de um teodolito/estação (para marcar as direções
perpendiculares) e da trena/estação (para marcar as distâncias entre os piquetes).
- O valor do lado do quadrilátero é escolhido em função: da sinuosidade da superfície; das dimensões do
terreno; da precisão requerida; e do comprimento da trena.
-
No escritório, as quadrículas são lançadas em escala apropriada, os pontos de cota inteira são
interpolados e as curvas de nível são traçadas.
b) Irradiação Taqueométrica
- Método recomendado para áreas grandes e relativamente planas.
- Consiste em levantar poligonais maiores (principais) e menores (secundárias) interligadas.
- Todas as poligonais devem ser niveladas. Das poligonais (principal e secundárias) irradiam-se os pontos
notáveis do terreno, nivelando-os e determinando a sua posição através de ângulos e de distâncias
horizontais.
- Esta irradiação é feita com o auxílio de um teodolito e trena ou de estação total.
No escritório, as poligonais são calculadas e desenhadas, os pontos irradiados são locados e interpolados
e as curvas de nível são traçadas.
c) Seções Transversais
- Método utilizado na obtenção de curvas de nível em faixas, ou seja, em terrenos estreitos e longos.
- Consiste em implantar e levantar planialtimetricamente os pontos definidores das linhas transversais à
linha longitudinal definida por uma poligonal aberta.
- No escritório, a poligonal aberta e as linhas transversais são determinadas e desenhadas, os pontos de
cada seção são interpolados e as curvas de nível são traçadas.
8.2.3 PRINCIPAIS ACIDENTES GEOGRÁFICOS NATURAIS:
Depressão e Elevação: são superfícies nas quais as curvas de nível de maior valor envolvem as de menor
no caso das depressões e vice-versa para as elevações (Figura 8.3).
Espigão: é a superfície de altitude mais alta da linha de cumiada (linha divisória de água, Figura 8.12).
Corredor: faixa do terreno entre duas elevações de grande extensão (Figura 8.13).
Talvegue: linha de encontro de duas vertentes opostas e segundo a qual as águas tendem a se acumular
formando os rios ou cursos d‘água (Figura 8.14).
Divisor de águas: linha formada pelo encontro de duas vertentes opostas (pelos cumes) segundo a qual as
águas se dividem (Figura 8.15).
Vale: superfície formada pela reunião de duas vertentes opostas, podendo o fundo ser de forma côncavo,
de ravina ou chato. As curvas de maior valor envolvem as de menor valor (Figura 8.16).
Dorso: superfície convexa formada pela reunião de duas vertentes opostas (pelos cumes), podendo ter
forma alongada, plana ou arredondada (Figura 8.17).
Figura 8.12[5]: Espigão.
Figura 8.13[5]: Corredor.
Figura 8.14[5]: Talvegue
Figura 8.15[5]: Divisor de Águas.
Figura 8.16[5]: Vale.
Figura 8.17[5]: Dorso.
Fontes das Figuras:
[1]:
PRESS,F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J. ; JORDAN, T. Para Entender a Terra. 4ª edição. Cap. 18,
p. 450.
[2]:
Apostila de Topografia. Disponível em:
http://www2.uefs.br/geotec/topografia/apostilas/topografia(11).htm. Acesso em: 24.Mar.2010.
[3]:
GEOGRAPHICAE. Disponível em:
http://geographicae.wordpress.com/2007/06/09/formas-de-relevo-e-curvas-de-nivel/. Acesso m: 24.Mar.
2010.
[4]:
Noções Básicas de Cartografia. Disponível em:
http://www.ibge.gov.br/home/geociencias/cartografia/manual_nocoes/elementos_representacao.html.
Acesso em: 24.Mar.2010.
[5]:
Altimetria_Perfis_e_Curvas_de_Nivel. Disponível em:
http://det.ufc.br/disciplinas/topografia/documentos/Altimetria_Perfis_e_Curvas_de_Nivel.doc. Acesso
em: 24.Mar. 2010.
9
PROCESSOS EXTERNOS E SEUS EFEITOS
"Para dar ordens à natureza é preciso saber obedecer-lhe."
( Francis Bacon)
Cataratas do Iguaçu, Saída de Campo de Hidrologia, 2009.
9.1
ÁGUA
9.1.1 DISTRIBUIÇÃO DAS ÁGUAS
A Terra bem que poderia ser chamada de Planeta Água ou de Planeta Azul, como a denominou o
astronauta russo Gagarin, pois a água ocupa no globo cerca de 1380x1015m3, o que equivale a ocupar o
volume de uma esfera de 1380 km de diâmetro. A quantidade da água salgada dos oceanos é cerca de 30
vezes a quantidade da água doce dos continentes e da atmosfera. A água dos continentes concentra-se
praticamente nas calotes polares, nos glaciares e no subsolo, distribuindo-se a parcela restante, muito
pequena, por lagos e pântanos, rios, zona superficial do solo e biosfera.
A água, a substância mais comum no planeta, participa de seus processos modeladores, pela
dissolução dos materiais pétreos e/ou pelo transporte de partículas, sendo reconhecida como o melhor
solvente disponível na natureza.
A maior parte desta água não está disponível para consumo humano (Figura 9.0), pois 97% deste
total é composto por água salgada, encontrada nos oceanos e mares e 2% formam geleiras inacessíveis.
Apenas 1% de toda a água é doce pode ser utilizada para consumo do homem e animais. E deste total
97% estão armazenados em fontes subterrâneas.
Figura 9.0: Distribuição de água no globo[1].
Embora o Brasil seja o primeiro país em disponibilidade hídrica em rios do mundo, a poluição e o
uso inadequado comprometem esse recurso em várias regiões do País. O Brasil concentra em torno de
12% da água doce do mundo disponível em rios e abriga o maior rio em extensão e volume do Planeta, o
Amazonas. Além disso, mais de 90% do território brasileiro recebe chuvas abundantes durante o ano e as
condições climáticas e geológicas propiciam a formação de uma extensa e densa rede de rios, com
exceção do Semi-Árido, onde os rios são pobres e temporários. Essa água, no entanto, é distribuída de
forma irregular, apesar da abundância em termos gerais. A Amazônia, onde estão as mais baixas
concentrações populacionais, possui 78% da água superficial. Enquanto isso, no Sudeste, essa relação se
inverte: a maior concentração populacional do País tem disponível 6% do total da água. Mesmo na área
de incidência do Semi-Árido (10% do território brasileiro; quase metade dos estados do Nordeste), não
existe uma região homogênea. Há diversos pontos onde a água é permanente, indicando que existem
opções para solucionar problemas socioambientais atribuídos à seca.
A quantidade de água doce no mundo estocada em rios e lagos, pronta para o consumo, é
suficiente para atender de 6 a 7 vezes o mínimo anual que cada habitante do Planeta precisa. Apesar de
parecer abundante, esse recurso é escasso: representa apenas 0,3% do total de água no Planeta. O restante
dos 2,5% de água doce está nos lençóis freáticos e aqüíferos, nas calotas polares, geleiras, neve
permanente e outros reservatórios, como pântanos, por exemplo.
Se em termos globais a água doce é suficiente para todos, sua distribuição é irregular no território
(Figura 8.1). Os fluxos estão concentrados nas regiões intertropicais, que possuem 50% do escoamento
das águas. Nas zonas temperadas, estão 48%, e nas zonas áridas e semi-áridas, apenas 2%. Além disso, as
demandas de uso também são diferentes, sendo maiores nos países desenvolvidos.
Figura 9.1: Distribuição de água no mundo [2].
O cenário de escassez se deve não apenas à irregularidade na distribuição da água e ao aumento
das demandas - o que muitas vezes pode gerar conflitos de uso – mas também ao fato de que, nos últimos
50 anos, a degradação da qualidade da água aumentou em níveis alarmantes. Atualmente, grandes centros
urbanos, industriais e áreas de desenvolvimento agrícola com grande uso de adubos químicos e
agrotóxicos já enfrentam a falta de qualidade da água, o que pode gerar graves problemas de saúde
pública. A cada ano, 10 milhões de mortes são, diretamente, atribuídas a doenças intestinais transmitidas
pela água. Um terço da humanidade vive em estado contínuo de doença ou debilidade como resultado da
impureza das águas, o outro terço está ameaçado pelo lançamento de substâncias químicas na água, cujos
efeitos a longo prazo são desconhecidos.
9.1.1.1 A ÁGUA SUBTERRÂNEA
A água subterrânea circula e acumula-se nos vazios existentes nos solos e nas rochas. Os vazios
são classificados em espaços intersticiais dos grãos (rochas sedimentares e solos); fraturas ou vazios
divisionares (rochas ígneas e metamórficas); vazios de dissolução (rochas calcárias); e vazios vesiculares
(rochas ígneas vulcânicas). Relativamente à água subterrânea, as duas propriedades mais importantes das
rochas são a porosidade (quantidade de vazios de uma rocha) e a permeabilidade (propriedade que
permite a circulação da água).
No que se refere aos vazios das rochas, as fraturas, falhas ou diaclases são os vazios divisionares.
São importantes nas rochas cristalinas, uma vez que nestas constituem a única forma de acumulação e
circulação da água, pois sua porosidade eventual é desprezível. Nas regiões onde ocorrem rochas
calcárias são freqüentes os canais subterrâneos formados por dissolução ou cavernas por onde circula a
água, por vezes formando verdadeiros rios. Quanto o teto de uma caverna desaba, forma dolinas
(depressões do terreno). Finalmente, nas rochas vulcânicas, a água pode acumular-se nas vesícula, que
podem comunicar por fraturas, possibilitando seu aproveitamento. Certas rochas sedimentares, como as
argilas e os folhelhos, embora possam reter grande quantidade de água, são impermeáveis, não obstante
sua elevada porosidade. Segundo essas características, os corpos rochosos são classificados em aqüíferos
(Figura 9.2) – formados por rochas porosas e permeáveis, como os arenitos, conglomerados, rochas muito
fraturadas etc.; aqüícludos – constituídos por solos ou rochas porosas mas sem permeabilidade, sem
circulação, como as argilas e folhelhos; e aqüífugos – rochas totalmente destituídas de vazios, como os
granitos, por exemplo.
Figura 9.2: Formação de aqüíferos - a água infiltra lentamente no solo e fica armazenada entre as camadas de rochas.
- Aqüífero Guarani:
É a maior reserva de água doce subterrânea do mundo,
ocupando uma área de 1,15 milhão de Km², dividida em 4
países (Figura 9.3): Brasil Paraguai, Uruguai e Argentina.
Maior parte (71%) do aqüífero é localizado em território
brasileiro: GO, MS, MG, SP, PR, SC e RS.
Constitui-se em uma importante reserva estratégica
para o abastecimento da população. Possui água de excelente
qualidade e suficiente para abastecer a atual população
Figura 9.3: Localização do aqüífero
Guarani.
brasileira por 2.500 anos. Há problemas quanto: Utilização;
controle; soberania; poluição.
9.1.1.2 ÁGUAS DE SUPERFÍCIES: RIOS
A chuva e a neve que caem sobre a Terra podem seguir vários caminhos antes de retornar à
atmosfera. Uma grande parte se evapora no próprio local, onde se precipita, parte é absorvida pelas
plantas e mais tarde transformada em vapor de água. Certa quantidade se infiltra no solo e se junta à água
subterrânea, o restante corre sobre a superfície integrando os rios, e finalmente é encaminhada para o mar.
As águas das chuvas correm pelas vertentes entre elevações, canalizam-se pelas irregularidades do terreno
e unem-se formando os pequenos arroios. A princípio estes fluem intermitentemente, porém vão
removendo as partículas de solos e de rocha, abrindo os sulcos, até alcançar a superfície do lençol freático
da água subterrânea da qual recebem contribuição, transformando-se em rios permanentes. As fontes
naturais também contribuem com o caudal, principalmente nas cabeceiras.
A velocidade das correntes de água varia segundo a topografia, regime pluvial da região, idade do
rio e carga transportada. A variação na velocidade pode determinar seus movimentos turbilhonares. O
eixo de um rio é a porção onde sua velocidade é maior, e geralmente situa-se pouco acima de sua
profundidade média, porque ali o atrito é menor.
Os rios podem ser: Perenes, contém água o ano inteiro; Intermitentes, só tem água durante o
período de chuva ou Efêmeros, contém água somente durante ou imediatamente após períodos de chuva.
9.1.2 AÇÃO GEOLÓGICA DAS ÁGUAS
Ação Geológica é a capacidade de um conjunto de processos causar modificações nos materiais
terrestres, transformando minerais, rochas e feições terrestres. O esculpimento de formas de relevo da
superfície terrestre é um tipo de ação geológica, dominada pela dinâmica externa do planeta Terra,
conhecida como ação geomórfica. A água desempenha, no domínio do geodinamismo externo da Terra,
um papel multifacetado, englobando não só as ações no âmbito da intemperismo e modelagem do relevo,
como também do transporte dos produtos obtidos e sua sedimentação em condições favoráveis.
9.1.2.1 EROSÃO PLUVIAL
É provocada pela retirada de material da parte superficial do
solo pelas águas de chuva (Figura 9.4). Esta ação é acelerada
quando a água encontra o solo desprotegido de vegetação. A
primeira ação da chuva se dá através do impacto das gotas
d'água sobre o solo. Este é capaz de provocar a desagregação
dos torrões e agregados do solo, lançando o material mais fino
para cima e para longe, fenômeno conhecido como
salpicamento.
A força do
impacto
também
força
o
material mais fino para abaixo da superfície, o que provoca a
obstrução da
porosidade (selagem) do solo, aumentando o
fluxo superficial e a erosão. Pode ocorrer por fenômeno
natural, geológico ou por causa do ser humano. Por ano, o
Figura 9.4: Impacto da água da chuva na
superfície do solo. [3]
Brasil perde cerca de 500 milhões de toneladas de solos por
essa razão.
A velocidade de erosão dos terrenos em função da sua granulometria é importante e demonstrada
na figura 9.5. Por ela os terrenos com matriz predominantemente arenosa possuem características de
maior susceptibilidade à erosão devido à seleção granulométrica, definindo a velocidade limite de
transporte em níveis inferiores à dos extremos granulométricos das argilas e dos cascalhos. As águas
deslocam os sedimentos mais finos, formando colunas que ficam protegidas pelos detritos maiores. Essas
colunas chamam-se de chaminés-de-fadas (Figura 9.6).
Figura 9.5: Diagrama de Hjulstrom.
Figura 9.6 :Chaminés-de-fadas.
As principais formas de erosão pluvial são:
a)
Erosão laminar (Figura 9.7 e 9.8): quando a água corre uniformemente pela superfície como um
todo, transportando as partículas sem formar canais definidos. Apesar de ser uma forma mais amena de
erosão, é responsável por grande prejuízo às terras agrícolas e por fornecer grande quantidade de
sedimento que vai assorear rios, lagos e represas. Em dias de chuva as enxurradas tornam-se barrentas. Os
solos, por sua ação, tomam coloração mais clara, e a produtividade vai diminuindo progressivamente. A
erosão laminar arrasta primeiro as partículas mais leves do solo, e considerando que a parte mais ativa do
solo de maior valor, é a integrada pelas menores partículas, pode-se julgar os seus efeitos sobre a
fertilidade do solo. A erosão laminar pode originar sulcos (Figura 9.9).
Figura 9.7: Erosão Laminar [4].
Figura 9.8: Lavoura de mamoeiro apresentando erosão laminar severa [5].
Figura 9.9: Erosão por escoamento laminar e por escoamento concentrado, formando sulcos na superfície do terreno. [6]
b) Erosão em sulcos ou ravinas (Figura 9.10 e 9.11): quando a água se concentra em filetes, atingindo
maior volume de fluxo e que podem transportar maior quantidade de partículas formando sulcos e
ravinas na superfície. Estas ravinas podem chegar rapidamente a alguns metros de profundidade. É a
forma extremamente perniciosa de erosão e tem que ser combatida rapidamente para evitar a total
destruição de grandes superfícies de terras agrícolas. Também é responsável pelo rápido assoreamento
das terras de várzea, dos leitos fluviais, lagos e represas, facilitando o transbordamento das águas de
seus cursos e provocando inundações.
c) Erosão em voçoroca (Figura 9.12): é a forma mais avançada da erosão, ocasionada por grandes
concentrações de enxurrada que passam, ano após ano, no mesmo sulco, que se vai ampliando, pelo
deslocamento de grandes massas de solo, e formando grandes cavidades em extensão e em profundidade.
A voçoroca é a visão impressionante do efeito da enxurrada descontrolada sobre a terra. Aliado a isto
temos a ação da erosão interna "piping" que provoca às vezes a ruptura das paredes das voçorocas.
Figura 9.10: Severa erosão pluvial em ravina, num campo de
aveia dos Estados Unidos [7].
Figura 9.11: Ravina visitada em saída de campo de Geologia,
2007.
Figura 9.12: Voçoroca na Praia Mole – Saída de Campo Geologia 2007.
No local visitado na figura 8.12 vemos a formação de uma grande voçoroca, que nada mais é do
que um estado avançado de erosão, o qual é quase extremamente difícil de recuperar. Na voçoroca
podemos ver os ―pipings‖, que são os caminhos preferenciais da água, causando erosão interna do solo.
São formados ―tubos‖ vazios que provocam colapsos e escorregamentos.
9.1.2.2 EROSÃO FLUVIAL
Causada pelas águas de rio ou de riacho. Quando as águas de
chuva se acumulam formando torrentes, a erosão deixa de ser pluvial e
passa a ter a mesma dinâmica da erosão fluvial, mesmo que estas
torrentes não estejam presentes durante todo o ano, como é o caso dos
cursos d'água intermitentes das regiões áridas e semi-áridas.
Figura 9.13: Rio Olo, em Portugal, com
grandes blocos rochosos arredondados devido
à erosão fluvial.
9.1.2.3 EROSÃO MARINHA
Erosão provocada pela ação do mar, através das correntes marinhas (Figura 9.14), ação das ondas
e marés. O efeito erosivo das ondas é devido à própria água e pelas partículas de areia e silte que são
mantidas em suspensão pela água em movimento. Quando as ondas atingem a base de uma falésia o
efeito erosivo provoca o solapamento de sua base e a conseqüente queda da parte superior, que também
acaba sendo erodida.
A erosão provocada pelas correntes marinhas são mais espetaculares, pois conseguem carregar
grandes cargas de sedimento de uma área para outra. Em algumas áreas, como na Praia de
Ipanema/Arpoador, no Rio de Janeiro (Figura 9.15), em algumas estações ocorre erosão e em outras
ocorre a sedimentação, voltando a praia à sua situação anterior.
Em algumas regiões litorâneas brasileiras vem ocorrendo uma acelerada erosão por correntes
marinhas, tais como em Atalaia no Sergipe, Atafona em São João da Barra (RJ) e em algumas áreas do
Nordeste.
Outro tipo de erosão marinha se dá pelas correntes de turbidez, que agem na região compreendida
entre a plataforma continental e o talude continental.
9.2
Figura 9.14: Notar o pequeno pedaço da rodovia
Figura 9.15: Notar a estrutura do gnaisse realçada
asfaltada que sobrou nesta costa sujeita a severa
pelo desgaste promovido pelas ondas. Ponta do
erosão marinha. Suffolk, Inglaterra.
Arpoador, Rio de Janeiro.
VENTO
Os ventos são causados por massas de ar que se movimentam por causa das diferenças de
temperatura na superfície terrestre. Numa região de alta insolação, o ar tende a se expandir, fica mais leve
e sove devido à alta temperatura. Deslocamentos laterais de massas de ar mais frias tendem a anular a
diferença de pressão causada, e assim os ventos sopram de pontos de pressão mais alta para lugares de
pressão mais baixa. A velocidade e a força do vento são proporcionais à distância e à diferença de pressão
entre dois pontos.
Pressão elevada  Pressão baixa
Causa Principal: diferentes graus de aquecimento solar em regiões.
O vento ocorre em todos os climas, porém com intensidades diferentes. A atividade geológica do
vento é preponderante, particularmente em regiões áridas como os desertos, onde a evaporação é superior
às precipitações ou onde a vegetação não se dá por qualquer outro motivo. Os grandes desertos
extremamente áridos encontram-se sobretudo na zona subtropical de altas pressões, ou seja, superiores a
1,019 milibars, caracterizam-se por temperaturas de grande variação diária, com picos elevados.
A atividade geológica do vento depende sobretudo da intensidade, influindo também outros
fatores metereológicos tais como a direção e a constância dessa direção. A velocidade diminui mais ou
menos intensamente com o atrito na superfície da Terra e aumenta com altura (até 500 m) e depois
diminuiu gradativamente (entre 500 e 10000m). A velocidade do vento na superfície é máxima quando
ela é plana e lisa, como no ar, no mar e nas planícies escavadas.
Na meteorologia, é dito que, em termos de velocidade média diária do vento, a conversão de altura
é feita como: U2/ U1 = (z2/ z1)1/7 , onde U2 e U1 são velocidades do vento nas alturas de medição z1 e z2
respectivamente.
Existem vários tipos de ventos classificados pelos cientistas, e também foram desenvolvidas
escalas com a de Beaufort (Figura 9.16) para defini-los segundo sua intensidade, começando pela brisa e
terminando em tempestades-furacão com efeitos devastadores.
A velocidade do vento é medida com aparelhos chamados anemômetros. Esses aparelhos,
normalmente possuem três ou mais pás girando ao redor de um pólo vertical. Quanto mais rápido for esse
giro, maior é a velocidade do deslocamento do ar. A quantificação desses dados é feita através da Escala
de Beaufort, que possibilita realizar uma estimativa da velocidade através da observação visual, sem
necessariamente fazer uso de aparelhos.
Figura 9.16: Escala de Beaufort
9.2.1 PRINCIPAIS VENTOS
Jet Stream ou Corrente do Jato: O Jet stream ou corrente do jato é uma corrente de ar muito
veloz que ocorre na estratosfera ou na alta troposfera. Os Jet Streams ocorrem em torno da Terra
envolvendo-a e seguindo um curso ondulante.Ocorrendo nos níveis superiores da atmosfera, essa corrente
é de grande importância à aviação, podendo ser aproveitada para proporcionar economia de combustível
nas aeronaves que as penetram aproveitando o impulso proporcionado por seus intensos ventos.
Alíseos: Os Ventos Alísios são ventos que ocorrem durante todo o ano nas regiões tropicais, sendo
muito comuns na América Central. São o resultado da ascensão de massas de ar que convergem de zonas
de alta pressão (anticiclônicas), nos trópicos, para zonas de baixa pressão (ciclônicas) no Equador,
formando um ciclo. São ventos úmidos, provocando chuvas nos locais onde convergem. Por essa razão, a
zona equatorial é a região das calmarias equatoriais chuvosas.
Brisa: Chama-se brisa um vento próximo da superfície do mar. As altitudes baixas (até uns 100
metros de altitude) e os ventos locais são extremamente influenciados pela superfície, sendo defletidos
por obstáculos e zonas mais rugosas, e a sua direção resulta da soma dos efeitos globais e locais. No
começo do dia, o aquecimento do sol faz com que o ar estagnado no fundo, mais denso e pesado, comece
a fluir ao longo das encostas sob a forma de ventos de vales. Quando os ventos globais são fracos, os
ventos locais podem dominar. É o caso das brisas marítimas (Figura 9.17).
Figura 9.17: Brisa Marítima.
Monção: é a designação dada aos ventos sazonais, em geral associados à alternância entre a
estação das chuvas e a estação seca, que ocorrem em grandes áreas das regiões costeiras tropicais e
subtropicais. A palavra tem a sua origem na monção do Oceano Índico e sudeste da Ásia, onde o
fenômeno é particularmente intenso. A palavra também é usada como nome da estação climática na qual
os ventos sopram de sudoeste na Índia e países próximos e que é caracterizada por chuva intensa. Embora
também existam monções em regiões subtropicais, por extensão, a designação de climas de monção (tipo
Am na classificação climática de Köppen-Geiger), é utilizada para designar o clima das regiões tropicais
onde o regime de pluviosidade, e a conseqüente alternância entre estações seca e chuvosa, é governado
pela monção.
Ciclones e Anti- ciclones (Figura 9.18): Um ciclone (ou
depressão ou centro de baixas pressões) é uma região em que o ar
relativamente quente se eleva e favorece a formação de nuvens e
precipitação. Por isso, tempo nublado, chuva e vento forte estão
normalmente associados a centros de baixas pressões. A
instabilidade do ar produz um grande desenvolvimento vertical de
nuvens cumuliformes associadas a cargas de água. Um anticiclone
(ou
centro de altas pressões) é uma região em que o ar se
Figura 9.18: Ciclones e Anti-ciclones
afunda vindo de cima (e aquece e fica muito estável) e suprime os
(Hemisfério Norte).
movimentos ascendentes necessários à formação de nuvens e
precipitação.
Por isso: bom tempo (seco e sem nuvens) está normalmente associado aos anticiclones: quente e
seco no verão e frio com céu limpo no inverno. Num anticiclone o movimento do ar é descendente, em
espiral, expandindo-se à superfície, enquanto numa depressão o movimento é ascendente, em espiral,
concentrando-se à superfície. Durante o inverno, o ar descendente de um anticiclone pode criar uma
inversão térmica, retendo a névoa durante dias.
Como exemplo de ciclones podemos citar os sistemas frontais, os tornados e os furacões. Como,
na Índia e na Austrália, os furacões são chamados ciclones (e, na Ásia, tufões), a mídia confunde
constantemente o termo ciclone com furacão. A meteorologia diferencia o ciclone extratropical do
furacão. Um furacão tem núcleo quente e se forma sobre águas quentes, em geral acima de 26 graus
Celsius.
Um ciclone extratropical em geral é um fenômeno de latitudes médias e altas que se propaga até
latitudes tropicais, associado comumente a frentes frias e ondas baroclínicas em altos níveis da troposfera.
Os ciclones são fáceis de reconhecer num mapa de observações à superfície pelos ventos que tendem a
fluir para ele com uma rotação em espiral e nas imagens de satélite pela configuração em forma de
vírgula de bandas de nuvens.
Em 27 e 28 de março de 2004 a população do sul do Estado de Santa Catarina e a população do
nordeste do Estado do Rio Grande do Sul, ambos no Brasil, foram alertadas para o fato de que se
aproximava um ciclone. O que ninguém imaginava é que este seria o primeiro furacão historicamente
registrado no Atlântico Sul. Em virtude de seu caráter inédito e da complexidade na sua formação, houve
muita polêmica quanto à classificação. Posteriormente, durante o Workshop
sobre
o
Fenômeno
Catarina realizado nos dias 28 e 29 de junho de 2005 no Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais
(INPE), os cientistas chegaram a um consenso, classificando o Catarina como um furacão na sua fase
final, com rajadas de ventos de até 180 km/h. Pesquisadores do Grupo de Estudo de Desastres Naturais
(GEDN) da UFSC que realizaram observações "in loco" em Balneário Arroio do Silva (SC) durante a
passagem do furacão, também verificaram que as características do Catarina eram típicas de um furacão.
Por exemplo, a temperatura no "olho" era bem mais elevada do que nas bordas (parede de nuvens) e a
pressão em seu núcleo era extremamente baixa. Além disso, os pesquisadores também estimaram os
ventos mais fortes (rajadas) em torno de 180 km/h. Com base na avaliação dos danos foi possível
estabelecer de forma mais precisa a intensidade do Catarina, que segundo a escala Saffir-Simpson,
corresponde a um furacão de categoria 2, com ventos sustenidos de 154 a 177 km/h.O furacão causou
danos de R$ 250 milhões e fatalizou 3-10 pessoas de forma direta (Figura 9.19 e 9.20).
Figura 9.19: Ex. dos danos causados pelo Furacão
Figura 9.20: Ex. dos danos causados pelo Catarina em
Catarina sobre as edificações e suas respectivas classes
diferentes tipos de edificações: (a) e (b) casas de
de intensidade: (a) Muito Alta; (b) Alta; (c) Média; e (d)
madeira; (c) casa de tijolo; e (d) casa de alvenaria [9].
Baixa [8].
9.2.2 TRANSPORTE EÓLICO
Os ventos exercem o mesmo tipo de forças nas partículas em terra que os rios exercem nos seus
leitos. A turbulência e o movimento unidirecional combinam-se para erguer as partículas no vento e
transportá-las no seu seio, pelo menos, temporariamente. O vento pode carregar partículas de poeira até
quilômetros de altitude; mas apenas ventos mais fortes podem transportar partículas mais grosseiras como
grãos de areia. As brisas moderadas podem provocar o rolamento e o deslizamento destes grãos ao longo
de uma camada arenosa, mas é necessário um vento fresco para levantar os mesmos.
A quantidade de material soprado que o vento pode transportar depende do tamanho das
partículas, da força do vento e do material superficial da área sobre a qual o vento sopra. O vento pode
transportar material apenas se houver areia e silte disponíveis nos materiais superficiais, tais como solos,
sedimentos ou substrato rochoso.
A areia é transportada pelo vento por deslizamento e rolamento ao longo da superfície e por
saltação, o movimento por saltos que suspende temporariamente os grãos numa corrente de ar (Figura
9.21). As partículas mais finas podem ser transportadas por suspensão. Na saltação os grãos de areia
suspensos numa corrente de ar sobem freqüentemente até aos 50 cm de altitude sobre um leito de areia e
até 2 m sobre uma superfície pedregosa, muito mais do que os grãos do mesmo tamanho conseguem em
água. Um grão de areia, ao atingir a superfície a alta velocidade, pode movimentar outro grão com até seis
vezes o seu diâmetro.
Figura 9.21: Tipos de transporte eólico.
A areia transportada pelo vento consiste em quase todos os tipos de minerais produzidos por
intemperismo, mas os grãos de quartzo são, de longe, os mais comuns; uma vez que o quartzo é um
mineral muito abundante, nomeadamente nos arenitos. Em alguns locais, os grãos de feldspato são
abundantes nas areias eólicas. Muito menos comuns são os fragmentos rochosos de xistos de grão fino ou
de rochas metamórficas e ígneas afaníticas, que se fragmentam finamente sob os impactos dos grãos
saltatórios.
Durante o transporte, os materiais sólidos experimentam sucessivas alterações. De entre as
modificações experimentadas pelos detritos durante o transporte, destacam-se o arredondamento (Figura
9.22) e a granoseleção (Figura 9.23).
Arredondamento - os detritos, devido ao choque entre eles, vão perdendo as arestas e vértices,
ficando a superfície progressivamente lisa e curva. Pelo grau de arredondamento, pode analisar-se a
duração do transporte.
Granoseleção - as partículas são selecionadas e separadas conforme o seu tamanho, forma e
densidade. Um sedimento considera-se bem calibrado quando os detritos têm, aproximadamente, o
mesmo tamanho.
Figura 9.22: Arredondamento dos grãos.
Figura 9.23: Granoseleção dos sedimentos.
Pelo grau de arredondamento pode-se efetuar observações sobre a duração do transporte (Figura
9.24).
Figura 9.24: Distância do Transporte.
Os grãos de carbonato de cálcio soprados pelo vento acumulam-se onde quer que existam
fragmentos de conchas ou de corais, tal como acontece nas Bermudas e em muitos recifes de coral no
Pacífico. O White Sands National Monument, no Novo México, constitui um bom exemplo de dunas
constituídas por grãos de areia gipsífera, soprados de um substrato rochoso evaporítico.
9.2.2.1 DEPOSIÇÃO EÓLICA
a) Dunas: Quando o vento abranda e não consegue mais transportar a areia, a silte e a poeira que até
então transportava, deposita o material mais grosseiro sob a forma de dunas (Figura 9.25), que assumem
diversas formas e tamanhos. A face do maior ângulo denomina-se sotavento e a face mais suave,
barlavento, correspondente ao lado de onde vem o vento. Os materiais mais finos, como a silte e a poeira
depositam-se sob a forma de um lençol mais ou menos uniforme. Os geólogos observaram os processos
deposicionais atuais e relacionaram-nos com as características dos sedimentos, principalmente, a sua
textura e a sua estratificação, de forma a inferir os climas e padrões de ventos passados a partir de arenitos
e de quedas de poeiras antigas.
O vento não consegue incorporar no seu seio materiais úmidos com facilidade, por isso que a
maioria das dunas é encontrada em climas secos.
Os geólogos reconhecem e concordam que as formas e arranjos gerais das dunas de areia dependem da
quantidade de areia existente e da duração, direção e força do vento dominante. Não podemos, no entanto,
ainda prever a forma específica que uma duna irá tomar ou afirmar com certeza os mecanismos que levam
um certo regime eólico a formar um tipo ou outro de duna. Dentre os sete tipos de dunas os dois
principais são:
Barcana: Possui a forma de lua crescente, com duas pontas voltadas a favor da direção do vento.
Seif: Forma-se onde há pouco suprimento de areia. É alongada paralela à direção do vento.
Figura 9.25: Dunas da Joaquina- Florianópolis/SC
b) Löess: À medida que a velocidade do vento diminui ainda mais, as poeiras depositam-se formando o
loess, um lençol de sedimentos compostos inteiramente por partículas finas. Em depósitos compactos
com mais de um metro de espessura, o loess tende a abrir fraturas verticais (Figura 9.26) e a quebrar-se
segundo planos de cisalhamento durante a erosão. O fraturamento vertical pode ser causado por uma ação
combinada da penetração das raízes das plantas com a percolação vertical uniforme da água subterrânea;
mas os mecanismos exatos são, ainda, desconhecidos.
O loess cobre uma grande parte da superfície emersa da Terra, talvez tanto como 10% dela.
Destes, mais de um milhão de quilômetros quadrados situam-se na China. Os grandes depósitos chineses
de loess espalham-se por vastas áreas do noroeste deste país. A maioria dos depósitos tem entre 30 e 100
metros de espessura, embora alguns possam exceder os 300 metros (Figura 9.27). Os solos que se
formaram a partir do loess são férteis e altamente produtivos. Porém, também apresentam problemas
ambientais, uma vez que são facilmente erodidos por pequenos cursos de água, formando
abarrancamentos, para além de sofrerem facilmente deflação eólica quando não estão devidamente
cultivados.
Figura 9.26 - Loess do Pleistocénico no Colorado
Figura 9.27: Nas grandes espessuras de loess da
apresentando fraturamento- Adaptado de Press, F.
China central podem ser construídas confortáveis
& Siever, R. (1997).
casas trogloditas.-Adaptado de Press, F. & Siever,
R. (1997).
c) Lagos desérticos (“playa lalce”): Lagos, em geral, temporários; que ocorrem freqüentemente nas
depressões internas das bacias desérticas, onde o nível de base da erosão eólica alcança o nível da água
subterrânea. Acumulam o excesso temporário da água, acolhem sedimentos das correntes formadas pelas
raras e concentradas chuvas e estão sujeito à intensa evaporação. Podem apresentar depósitos semelhantes
aos varvitos, bem como, quando da evaporação das águas, marcarem presença os evaporitos.
d) Estratificação cruzada: Arranjo de camadas
depositadas em um ou mais ângulos em relação ao
mergulho original da formação. A deposição dá-se em
regra, segundo camadas sobrepostas, horizontais e
paralelas (Figura 9.28 e 9.32).
As areias eólicas possuem alta porosidade e
permeabilidade, conferindo à rocha importância como
Figura 9.28: Estratificação cruzada em quartzito-Itabirito,MG. [10]
reservatório de água subterrânea e também de
petróleo. Tem-se como exemplo de reservatório de água o arenito de Formação Botucatu, capaz de
produzir mais de 400 mil litros de água por hora.
9.2.3 EROSÃO EÓLICA
À medida que as partículas de poeira, silte e areia se tornam soltas e secam, os ventos podem
erguê-las e transportá-las para longe, baixando gradualmente a superfície do solo num processo
denominado por deflação (Figura 9.29). A deflação, que pode escavar depressões e aberturas pouco
profundas, ocorre nas planícies secas dos desertos, nas planícies de inundação temporariamente secas de
rios e nos leitos dos lagos. Uma vegetação firmemente estabelecida, mesmo a esparsa vegetação
característica das regiões áridas e semi-áridas, pode, no entanto, retardá-la. Em tais locais, a deflação
ocorre lentamente, uma vez que as raízes compactam o solo e os caules e folhas espalham o vento e
abrigam a superfície do solo. No entanto, a deflação trabalha depressa onde quer que o coberto vegetal
seja quebrado, seja por processos naturais, como secas, ou artificiais, como o cultivo, a construção ou as
marcas de veículos a motor.
Figura 9.29: - Bacia de deflação pouco profunda. Adaptado de Press, F. & Siever, R. (1997)
Um vento que contenha areia no seu seio é um meio natural de corrosão eficaz, pois o impacto de
partículas a alta velocidade desgasta as superfícies das rochas, polindo-as. A corrosão natural atua
principalmente junto ao chão, onde a maior parte dos grãos de areia é transportada. A corrosão arredonda
e erode os afloramentos rochosos, os blocos e os calhaus e torna o vidro de uma garrafa fosco. Muitas
vezes encontramos rochas com uma base fina, mais ou menos com a forma de um cogumelo. Estas rochas
são chamadas de blocos pedunculados (Figuras 9.30).
Figura 9.30: a) Bloco pedunculado.
b) Parque Estadual de Vila Velha, PR- Brasil.
O DESERTO MESOZÓICO DO SUL DO BRASIL
O deserto mesozóico constituiu um dos mais vastos depósitos de areia do mundo, cobrindo uma
área de 1.300.000 km². Nessa área, que se estende atualmente desde o sul de Goiás até o Rio Grande do
Sul, faz hoje o arenito Botucatu (Figura 9.31), constituindo por vezes enormes dunas com estratificação
cruzada de grande porte (Figura 9.32).
São arenitos amarelados bem selecionados de grãos arredondados e foscos com espessuras
máximas de 100 m.
Alta porosidade  alto armazenamento de água
Figura 9.31: Arenito Botucatu
Figura 9.32: Arenitos eólicos, com estratificação cruzada acanalada de grande porte, em paredão de cerca de 40 m de altura.
Local: Santo Antônio da Patrulha, RS [11].
9.3
GELO
O gelo é resultado da acumulação da neve, por isso ambos são equivalentes química e
mineralogicamente, porém as ações meteorológica e geológica resultam em diferentes características.
Geleiras são grandes massas de gelo. Podem ser dos tipos:
a) Geleira do tipo alpino: São acumulações de gelos em vales entre cadeias de montanhas.
b) Geleira Continental: é uma massa de gelo que cobre grande área de um continente. Como
estão em altas latitudes (próximas a um pólo), não é necessária grande altitude para sua formação.
9.3.1
AÇÃO EROSIVA DAS GELEIRAS
a) Circos Glaciais (Figura 9.33): nas porções mais altas dos vales
glaciais, a ação do gelo desenvolve depressões semelhantes a anfiteatros.
De início, as paredes são produzidas pelo gelo que adere à rocha,
principalmente nas juntas e fraturas. Durante o verão, quando o gelo
desce, formam-se fendas vazias entre o gelo e a parede do circo, as quais
são preenchidas com neve no inverno seguinte.
Figura 9.33: Laguna de La Caldera- Portugal.
b)
Vales em forma de U (Figura 9.34): os vales ocupados pelo gelo vão adquirindo um fundo por
erosão, passando da forma primitiva em V para a forma em U.
c) Rochas moutonnée (Figura 9.35) a ação da geleira sobre a superfície das rochas, principalmente as
rochas mais duras, deixa-as lisas e por vezes estriadas, isso devido aos seixos contidos no gelo.
Figura 9.34: Vale com perfil em forma de ―U‖, anteriormente ocupado por geleira. Montanhas Rochosas, Canadá. [12]
Figura 9.35: Rocha moutonnée, Montanhas Rochosas, Canadá. [13]
9.3.1.1 DEPÓSITOS GLACIAIS
Sedimento cujas partículas variam desde o tamanho das argilas até o de matacões. Não possui
estratificação e é típico de depósitos de morenas¹ glaciais.
Till (não consolidado) (Figura 9.36)
Tilito (consolidado)
Figura 8.36: Clastos do till podem ter facetas e estrias. Alasca, EUA. [14]
Características dos Sedimentos Glaciais:
- Grande número de classes texturais, portanto mal classificados.
- Grãos pouco arredondados, geralmente angulosos.
- Ausência de estratificação
9.3.2 GLACIAÇÕES
A época e o fenômeno em que o meio ambiente relativamente se esfria. Como o próprio nome
sugere, são períodos de frio intenso, dentro de uma era do gelo, quando a temperatura média da Terra
baixa, provocando o aumento das geleiras (ou glaciares) nos polos e em zonas montanhosas, próximas às
regiões de neve perpétua (que nunca derrete). Diversas teorias procuram explicar este fenômeno:
diminuições periódicas na intensidade do calor do Sol, poeiras vulcânicas que impedem a passagem dos
raios solares, um decréscimo do conteúdo de dióxido de carbono na atmosfera – o que acelera a perda de
calor para o espaço exterior – e oscilações dos parâmetros orbitais da Terra, nomeadamente, a sua
excentricidade, a sua inclinação e a sua precessão.
¹: Crista linear de detritos glaciais que acompanha lateralmente a geleira, ou arqueada, junto à margem frontal da geleira, acumulada durante o movimento
desta.
Atualmente as geleiras ocupam 10% da área total do planeta e a maioria está localizada nas
regiões polares como a Antártica e a Gronelândia, mas nem sempre foi assim. Nos períodos glaciais o
gelo cobria cerca de 32% da terra e 30% dos oceanos.
As glaciações provocaram grandes mudanças no relevo continental e no nível do mar. Quando a
temperatura global diminuiu, ocorreu, como conseqüência, o aumento das geleiras, ou seja, as baixas
temperaturas provocaram o congelamento da água nos pólos aumentando a quantidade de gelo nas calotas
polares.
Outra conseqüência deste processo foi que a formação das geleiras não ficou mais restrita às
regiões polares. A neve e o gelo foram se acumulando nas zonas montanhosas próximas aos picos, ano
após ano, até que seu próprio peso fez com que se deslocassem lentamente, provocando grandes
alterações de relevo no caminho por onde passam — formando profundos vales em forma de U,
chamados fiordes, e as moreias e, em zonas mais quentes, quando foram se derretendo e formando a
cabeceira de um rio ou dando origem aos lagos glaciais.
Outra conseqüência foi o rebaixamento eustático do nível dos mares devido à retenção de água
nos pólos. O mar se afastou da linha da costa, das praias, por exemplo, expondo grandes extensões de
terra e ligando ilhas e continentes entre si, formando as chamadas pontes terrestres.
Entre os períodos glaciais há os períodos interglaciais em que a temperatura da Terra se eleva. O
período em que vivemos nada mais é do que um interglacial.
Ultimamente, o homem, com a emissão de gases de efeito estufa (GEE) tem acelerado do ritmo da
interglaciação, com isso provocando o derretimento de gigantescos icebergs, elevando o nível do mar e
ampliando a escala de catástrofes naturais.
9.3.3 EROSÃO GLACIAL
Efeito do gelo – crioclastia: A água penetra nos interstícios da rocha, podendo congelar,
aumentando assim o seu volume. Exerce, conseqüentemente, uma pressão que provoca o alargamento das
fissuras e posterior desagregação da rocha (Figura 9.37).
Figura 9.37: Efeito do gelo nas rochas.
A Erosão Glacial é realizada através da neve (que é água também, mas em outro estado) ou gelo.
A erosão forma fiordes, enquanto a acumulação desta forma as morainas.
9.4
GRAVIDADE
Um movimento de massa é uma forma de transporte gravitacional de massas de solo, rochas,
lama ou de outros materiais soltos ou não consolidados. As massas não são empurradas, primariamente,
para baixo por intermédio de um agente erosivo, tal como a água corrente, o vento ou o gelo dos
glaciares. Em vez disso, os movimentos de massa ocorrem quando a força da gravidade vence a
resistência à deformação dos materiais do declive. Tais movimentos podem ser ocasionados por sismos,
inundações ou por outros eventos geológicos. Os materiais movem-se, então, declive abaixo, quer a uma
velocidade baixa ou súbita e, na maior parte das vezes, catastroficamente. Podendo cair, deslizar ou fluir,
os movimentos de massa podem deslocar pequenas, quase imperceptíveis, quantidades de solo ao longo
de um declive fraco ou podem constituir enormes desprendimentos de terra que despejam toneladas de
solo e rocha nos vales adjacentes às vertentes montanhosas abruptas.
O desgaste de massa inclui, portanto, todos os processos pelos quais massas de rochas e de solo
se movimentam vertente abaixo sob a influência da gravidade, sendo, eventualmente, transportado para
outro local por agentes de transporte. O desgaste em massa é uma das conseqüências da intemperismo e
fragmentação das rochas. Constitui uma parte importante da erosão geral da paisagem, especialmente em
regiões enrugadas ou montanhosas.
Os materiais resultantes dos movimentos de massa encontrados nos taludes das vertentes são
facilmente erodidos de um modo extensivo, uma vez que as rochas já foram fragmentadas a partículas
granulares, aumentando, assim, a área superficial exposta, o que os torna mais facilmente
intemperizáveis. Quando estes materiais alterados chegam ao sopé das vertentes ou a zonas de menor
declive são transportados para pequenos rios. Como resultado, poucos movimentos de massa se
encontram preservados no registro geológico, apesar de muitos geólogos terem presenciado a evidência
de movimentos de massa pré-históricos dos últimos milhares de anos.
Os movimentos de massa modificam a paisagem deixando cicatrizes nas vertentes montanhosas
quando grandes massas de material caem ou deslizam das vertentes. O material que se movimenta acaba
em línguas ou cunhas de detritos nos vales. As cicatrizes e os depósitos de detritos constituem pistas de
movimentos de massa passados. Através da leitura dessas pistas, os geólogos são capazes de prever e
enviar avisos s acerca de novos movimentos que possam ocorrer no futuro.
Em cada ano, os movimentos de massa recolhem a sua fatia de vidas e de propriedades em todo o
Mundo. Uma vez que os movimentos de massa causam tanta destruição, os geólogos querem ser capazes
de prevê-los para prevenir a população. Não podemos prevenir a maioria dos movimentos de massa
naturais mas podemos controlar a construção e o desenvolvimento urbano de forma a minimizar as
perdas.Nos movimentos de massa, tal como em muitos outros processos geológicos, a interferência
humana pode ter efeitos profundos. Apesar dos trabalhos de engenharia humana parecerem pequenos
quando comparados com o mundo natural, eles são, contudo, significativos.
9.4.1
CAUSAS DO MOVIMENTO DE MASSA
As observações de campo levaram os geólogos a identificarem três fatores primários que
influenciam os movimentos de massa:
A
natureza dos materiais de vertente – estes podem ser constituídos por massas sólidas de
substrato rochoso, rególito ou sedimento. Estes materiais de vertente podem ser não consolidados ou
consolidados;
A
quantidade de água existente nos materiais – esta depende da porosidade dos materiais e da
quantidade de chuva ou de outra água a que os materiais estiveram sujeitos;
A
inclinação e instabilidade das vertentes – estas contribuem para a tendência dos materiais a
cair, deslizar ou fluir sob várias condições.
Todos os três fatores operam na Natureza, mas a estabilidade da vertente e o teor em água são
muito fortemente influenciados pela atividade humana, tal como a escavação para a construção de
edifícios e de vias de comunicação. Todos os três fatores produzem o mesmo resultado: decrescem a
resistência ao movimento, fazendo com que a força da gravidade provoque a queda, deslizamento ou
fluxo dos materiais de vertente.
9.4.2 CLASSIFICAÇÃO DOS MOVIMENTOS DE MASSA
Os movimentos de massa são classificados quanto à cinemática do movimento (velocidade e
direção), o tipo de material (solo, rocha, detritos, etc.), a geometria (tamanho e forma das massas) e o
conteúdo de água (Figura 9.38).
Figura 9.38– Classificação de movimentos de massa. FONTE: adaptada de Carson e Kirkby (1975).
Devido à complexidade dos critérios de análise, surgiram diversas classificações com respeito aos
movimentos de massas. Basicamente, conforme classificação proposta por Augusto Filho (1994),
destacam-se quatro tipos de movimentos: os rastejos, os escorregamentos, os fluxos e as quedas de
blocos.
a) Rastejos (CREEP): O rastejo (Figura 9.39) é o mais lento movimento de massa de materiais não
consolidados. Consiste no movimento, encosta abaixo, de solo e de outros detritos à velocidade de cerca
de 1–10 mm por ano, dependendo do tipo de solo, do clima, do declive da vertente e da densidade do
coberto vegetal. A acumulação de detritos derivados do rastejo ao longo de declives suaves é tão lenta
que a velocidade de movimento do solo é difícil de medir para intervalos de tempo pequenos. O
movimento consiste numa deformação muito lenta do rególito, onde as camadas superiores do mesmo se
movem vertente abaixo mais rapidamente do que as camadas inferiores. Estes movimentos lentos podem
inclinar árvores, postes, cercas e edifícios que, aparentemente, estavam bem fixos ao solo. O grande peso
das massas de solo rastejante no sentido da vertente podem fragmentar muros mal assentes e fender as
paredes e as fundações dos edifícios. As causas do rastejamento não são ainda suficientemente conhecidas
mas sabe-se que alguns fatores contribuem para o rastejo do rególito, dentre os quais se contam
levantamento pelo gelo, umidificação e secagem, aquecimento e arrefecimento (sem chegar a ao ponto de
congelamento), crescimento e morte de plantas, atividade de animais, dissolução, atividade da neve, etc.
Figura 9.39: Rastejo
b) Escorregamentos (SLIDES): são movimentos rápidos (m/h a m/s), de curta duração, com plano de
ruptura bem definido, permitindo a distinção entre o material transportado e o não-transportado. O
processo dá-se em função de uma conjuntura de fatores, elevadas declividades, altos índices de
pluviosidade, antropismo, etc., que contribuem para a desestabilização das encostas. Escorregamentos em
encostas produzem cicatrizes côncavas ao lado de partes deposicionais convexas. Em virtude da massa
transportada e da geometria do plano de ruptura, os escorregamentos classificam-se em rotacionais e
translacionais (Guidicini e Nieble,1984; Augusto Filho, 1994; Fernandes e Amaral, 1996).
Fernandes e Amaral (1996) citam que os escorregamentos rotacionais (slumps) apresentam uma
superfície de ruptura côncava, ao longo da qual ocorre um movimento rotacional do manto de alteração
(Figuras 9.40). Basicamente, estão associados a pacotes de solos espessos e homogêneos, de rochas
argilosas ou cristalinas intensamente fraturadas. A gênese dos escorregamentos rotacionais está
freqüentemente vinculada a cortes na base das vertentes, sejam artificiais (implementação de estradas) ou
naturais (erosão fluvial).
Os escorregamentos translacionais ocorrem geralmente em solo pouco desenvolvido, em
encostas com elevadas declividades, associados a períodos de pluviosidade intensa ou de longa duração
que saturam as camadas de solo, deflagrando a desagregração e o transporte do mesmo (Augusto Filho,
1994). Fernandes e Amaral (1996) citam que estes tipos de movimentos são compridos e rasos, onde o
plano de ruptura encontra-se, geralmente, em profundidades rasas que variam entre 0,5 m e 5,0 m
(Figuras 9.41 e 9.42). Além disso, conforme estes autores, as rupturas tendem a ocorrer rapidamente
devido ao aumento da poro-pressão positiva durante os eventos pluviométricos.
Figura 9.40: Escorregamento rotacional (slump).
FONTE: MEM (1997).
Figura 9.41: Escorregamento translacional (translational landslide). FONTE: MEM (1997).
Figura 9.42: Escorregamento translacional no município de Alfredo Wagner-SC (Foto: Saito, 2004).
c)
Fluxos (flows): são movimentos rápidos (m/s), nos quais os materiais se comportam como fluidos
altamentos viscosos, formados por grandes volumes de rochas, solos e detritos (Augusto Filho, 1994;
Fernandes e Amaral, 1996). As corridas estão geralmente associadas à concentração excessiva dos fluxos
de água superficiais, provenientes de precipitações anômalas, que deflagram em algum ponto da encosta
um processo de fluxo contínuo de material terroso (Fernandes e Amaral, 1996). Apesar de serem mais
raras de ocorrer, as corridas produzem estragos maiores que os escorregamentos translacionais. No
entanto, a distinção entre os dois nem sempre é fácil, pois, em alguns casos, as corridas iniciam-se sob a
forma de um escorregamento e, ao atingir um curso d‘água, o material deslocado ganha velocidade e
fluidez, passando a se comportar como uma corrida. Segundo Selby (1982), outros termos estão
associados às corridas, variando conforme a viscosidade (presença de água) e o tipo de material
mobilizado, como por exemplo, os fluxos de terra (earthflows), os fluxos de lama (mudflows- Figura
9.43) e os fluxos de detritos (debrisflows- Figura 9.44).
Figura 9.43: Corrida de lama em Ibirama-SC (Foto: Arquivo
Figura 9.44 :Vale do rio Pinheiro, no município de Jacinto Machado:
observar no primeiro plano, o vale totalmente remanejado pelo fluxo de
DEDC-SC).
Os fluxos podem
arrastar consigo blocos grandes, detritos
árvores
e, mesmo, edifícios. Quando a neve no
(debris flow). Fonte: Joel Pellerin, jan/1996
cume de um vulcão é derretida por uma erupção vulcânica se mistura com as cinzas, forma-se um fluxo
de lama a que se dá o nome de lahar. Um dos mais destrutivos ocorreu nos Andes colombianos em 1985
(Figuras 9.45), quando mais de 20 000 pessoas perderam as suas vidas.
a)
b)
Figura: 9.45: a) Catástrofes em Nevado del Ruiz em 1985. b) Sobrevivente da tragédia. [15]
d)
Quedas de blocos: As quedas (falls) são movimentos desenvolvidos em declives com ângulos
próximos a 90º, atingindo velocidades muito altas (m/s). Dá-se pelo desprendimento de blocos e/ou de
lascas de rochas caindo em queda livre, rolamento ou tombamento sob efeito da gravidade (Figura 9.46).
A ocorrência de blocos é favorecida pelas descontinuidades nas rochas (fraturas e bandamentos),
associadas à presença de agentes químicos e físicos, que favorecem o intemperismo esferoidal, isolando
as rochas e matacões na superfície das encostas (Figura 9.47).
Figura 9.46: Quedas (falls).FONTE: MEM, (1997).
Figura 9.47: Queda de bloco em Blumenau,2008.
Quadro 1: Principais Aspectos dos Movimentos de Massa (AUGUSTO FILHO,1994).
9.4.3 LEITURA COMPLEMENTAR: TIRANDO O NATURAL DO DESASTRE NATURAL
A construção de represas é um feito da engenharia. São estruturas imensas e seus reservatórios
represam enorme quantidade de água. A represa Zipingpu, por exemplo, com profundidade equivalente a
50 andares, tem capacidade para armazenar mais de um bilhão de metros cúbicos de água vindos do rio
Minjiang. O peso e as características de lubrificação daquela água podem ter desencadeado o terremoto
em 2008.
É simples se pensarmos em termos de estado natural do solo. A terra que está embaixo do rio está
acostumada a suportar certa quantidade de água. A água exerce um estresse no solo e se infiltra no solo
até uma determinada profundidade, dependendo do estado natural de um determinado corpo da água.
Quando um rio é represado, e seu volume de água é expandido e contraído com um reservatório,
suas características naturais mudam – às vezes, de maneira rápida e
drástica. Nós estamos mais familiarizados com mudanças que se
manifestam por meio de deslizamentos de terra, quando a água
desmancha o solo que suporta pedras nas montanhas, e a elevação e
a diminuição sazonais da água de reservatórios exerce pressão
variável sobre a terra. Em 1963, um dos piores deslizamentos de
terra da história ocorreu no norte da Itália e devastou uma vila
inteira com 2.500 pessoas. Isso ocorreu quando 300 milhões de
metros cúbicos de rochas caíram no reservatório Vaiont (Figura
9.48) formando uma onda que superou a represa de 261 metros e
varreu a cidade localizada rio abaixo.
Dezenas de deslizamentos de terra na China foram atribuídos
à construção da Hidrelétrica Três Gargantas (em inglês) que cruza o Figura 9.48: Vista da represa Vaiont, na
rio Yangtze. Em 2003, um mês após ser iniciado o enchimento da
Itália.
barragem, um deslizamento de terra matou 14 pessoas. Dezenas de outros acidentes aconteceram em
2006, depois que o nível de água aumentou novamente. Já em 2007, um ônibus foi engolido por um
deslizamento.
Os mecanismos em ação quando o represamento provoca deslizamentos de terra são similares ao
que causam terremotos. Mas no caso de tremores de terra, os efeitos acontecem debaixo da superfície.
9.4.4 DESLIZAMENTOS QUE MATAM: VEJA SE VOCÊ E A SUA FAMÍLIA CORREM
PERIGO [16]
A corrida imobiliária desenfreada e os novos assentamentos urbanos estão, cada vez mais,
colocando o homem e a natureza em risco.
À medida que construímos em locais de encostas íngremes, em terrenos de grande instabilidade,
nos flancos das grandes elevações, nas proximidades da planície aluvial de rios ou nas áreas de influência
de córregos e drenagens estaremos correndo o risco de perder os nossos investimentos e as nossas vidas.
Estas são áreas onde os deslizamentos de terra se sucedem ao longo dos anos. A cada ano,
invariavelmente, as notícias se repetem. Sempre nas épocas das chuvas os escorregamentos em áreas
urbanas com forte declividade são responsáveis por inúmeras tragédias como a que vimos ocorrer em
Angra dos Reis e na Ilha Grande, na virada do ano de 2009.
A grande ironia é que todos esses dramas e suas danosas conseqüências são, quase sempre,
totalmente previsíveis e, muitas vezes, evitáveis.
O nosso objetivo, neste artigo, não é discutir as soluções, 9contenções, muros de arrimo, terraços,
estudos preventivos, mapeamentos das áreas de risco, implementação de leis e soluções que
funcionem mas sim o de informar se você, a sua família ou o seu prédio estão em perigo por estarem em
uma área de risco de escorregamento.
Abaixo discutirei os principais pontos que deverão ser utilizados em uma avaliação de risco
preliminar com ênfase em desmoronamentos e deslizamentos. Saiba avaliar o perigo que você e sua
família estão correndo.
Veja, com cuidado a lista abaixo e identifique o seu nível de risco. Se ele for alto não hesite em
contactar a defesa civil e geólogos ou engenheiros especializados no assunto. Se estiver chovendo forte,
em áreas de elevado risco, o melhor a fazer é simplesmente abandonar a sua residência até que um
especialista tenha visitado a área e que um laudo sobre a segurança do imóvel tenha sido elaborado.
Esta é uma decisão difícil, mas se usada de uma forma consciente e racional deverá salvar vidas
preciosas. A sua vida vale muito: não a desperdice.
Responda as seguintes perguntas e entenda o seu risco:
1. O seu imóvel está situado em terreno de alta declividade? Este é o ponto fundamental que
deve ser avaliado. A declividade e a instabilidade potencial da encosta. Se você tiver dúvidas
quanto a este ponto procure a opinião de especialista. Se as inclinações da encosta onde você
mora forem muito acentuadas pode existir o perigo de deslizamentos. O risco aumenta a medida
que as próximas perguntas sejam verdadeiras.
2. Existe algum córrego ou, vale descendo a encosta, nas proximidades?
3. Já houve escorregamentos recentes na região, em áreas similares a sua?
4. Existem rochas roladas, matacões ou blocos que possam indicar um transporte por
gravidade? Esses blocos acumulados, geralmente sem uniformidade, no fundo das encostas,
podem estar indicando que houveram deslizamentos no passado.
5. Existe algum corte efetuado no solo que possa aumentar o ângulo natural da declividade?
Cortes verticais em solos instáveis irão aumentar, drasticamente, o risco de desmoronamentos.
6. Existem áreas com lajedos com grande declividade, sem ou com pouca cobertura de solos,
acima da sua residência ou na região? É comum em montanhas como as da região do Rio de
Janeiro, vermos lajedos nus com grande declividade. Possivelmente eles foram expostos após
grandes deslizamentos. Veja a foto do desastre da Ilha Grande onde, após o deslizamento, foi
exposto um grande lajedo. Nas partes superiores existem outros lajedos mais antigos,
parcialmente cobertos por vegetação mais recente, que mostravam claramente a periculosidade
da encosta onde ocorreu o desastre.
7. É possível notar que em certas áreas da encosta existe uma vegetação mais nova, diferente
da vegetação mais antiga circundante? Em caso de deslizamentos antigos a vegetação nova irá
demarcar, com boa precisão a área afetada.
8. Existem, nas encostas próximas a sua casa, um bom número de árvores que estejam
inclinadas em direção morro abaixo? As árvores devem estar em sua grande maioria
verticalizadas. Se uma área apresenta suas árvores com inclinação anômala isso pode significar
um deslizamento incipiente ou antigos movimentos de terra.
Pontos que podem atenuar o risco:
1. A área já foi avaliada por geólogos especializados em geo-engenharia que confirmaram a
inexistência de risco de deslizamento?
2. Existe um estudo de risco da sua área feito pela Prefeitura ou órgão competente demonstrando o
baixo risco de desmoronamentos e deslizamentos?
3. Existem obras de contenção específicas acima e abaixo de seu imóvel?
4. Existem obras para evitar a infiltração da água nos solos acima e abaixo de seu imóvel?
5. Existem sistemas de controle de águas superficiais?
6. Existem árvores com raízes profundas nas proximidades que possam dar maior estabilidade ao
solo?
Se as suas respostas indicarem que a área onde mora é de alto risco fale com um especialista
imediatamente. Se as chuvas estiverem intensas evite permanecer no local enquanto a área não for
liberada por especialistas.
Observe com atenção, informe as autoridades e salve vidas:
Nas próximas fotos iremos mostrar que é possível identificar com bastante precisão o risco de
deslizamentos de uma dada região.
Vista do deslizamento da Ilha Grande onde existia a Pousada Sankay, mostrando a formação do lajedo exposto pelo
deslizamento. A área era de alto risco por estar situada em encosta muito íngreme onde vários deslizamentos já haviam
ocorrido no passado. Na parte superior da foto é possível ver os lajedos expostos antigos, cobertos por vegetação rasteira,
mais recente que mostram claramente a existência de antigos deslizamentos. A área era, visivelmente perigosa. TRabalhos de
contenção deveriam ter sido feitos para evitar a tragédia que acabou ocorrendo. Na foto é possível ver onde irão ocorrer os
próximos deslizamentos que, poderão ocorrer em muito breve, já que uma boa parte do solo que sustentava a encosta não
mais existe.
Veja os blocos rolados que despencaram com o deslizamento de Sankay. Essa mesma situação é visível em muitas encostas
onde houveram antigos deslizamentos e deve servir como um sinal evidente de que a área é insegura.
Na foto da Pousada Sankay em Angra, antes do desastre, é possível ver grande quantidade de blocos rolados que
possivelmente foram deslocados e transportados em deslizamentos antigos. Muitos desses deslizamentos antigos podem ter
ocorrido a décadas ou mesmo a centenas de anos. Estes blocos atestam que a região é propícia a ter deslizamentos e, como tal,
deveriam haver trabalhos de contenção de encostas que poderiam, se existissem, ter evitado esta perda de vidas e de
patrimônio.
Vista de satélite (Google Earth) da Ilha Grande na região da Pousada Sankay onde ocorreu o desastre . São claros os
lajedos expostos após antigos deslizamentos. Na encosta acima da Pousada Sankay é visível um bom número de antigos
deslizamentos que estavam confirmando o alto risco de acidentes em toda a encosta imediatamente abaixo. Todas estas
encostas de alta declividade, abaixo desses lajedos, são de altíssimo risco de deslizamentos de terra e devem ser estudadas por
especialistas imediatamente. Não há como evitar: trabalhos de contenção de encostas deverão ser feitos ou mais vidas irão se
perder nas próximas chuvas.
Foto de satélite da comunidade do Abrão na Ilha Grande mostrando o perigo potencial de deslizamentos em áreas urbanas.
Na foto são visíveis os antigos deslizamentos. Trata-se de uma bomba-relógio que poderá explodir a qualquer momento. É
preciso que as autoridades iniciem estudos rápidos e eficientes para evitar mais acidentes.
O fato é que os sinais de perigo são bastante aparentes e, a maioria das pessoas, pode identificá-los
se observarem, com cuidado, a região onde moram.
Use os pontos listados acima e avalie o seu risco. Os deslizamentos em encostas íngremes sempre
existirão. Não há como evitar. O que podemos evitar é a morte de mais pessoas.
Fonte:
[1]:
Igor Shiklomanov, ―World Fresh Water Resources‖ em Peter H. Gleick, ed., Water in Crisis: A Guide
to the Word´s Fresh Water Resources, 1993.
[2]:
http://gentesemsaude.blogspot.com/2008/03/22-de-maro-dia-mundial-da-gua-o-que-voc.html
[3]:
DAEE/IPT,. Controle de Erosão: Bases conceituais e Técnicas...,2 ed., São Paulo, 1990
[4], [5], [7]:
http://www.todafruta.com.br/todafruta/mostra_conteudo.asp?conteudo=13156
[6]:
http://www.cprm.gov.br/coluna/gpsaobento2.html
[8]:
Fonte: (a) Domicio Somariva Filho, 2004; (b), (c) e (d) GEDN, 2004.
[9]:
Fonte: (a), (b) e (d) GEDN, 2004; (c) Domicio Somariva Filho, 2004.
[10]:
http://www.cprm.gov.br/estrada_real/12.html
WWW.igc.usp.br
[14], [15]:
http://w3.ualg.pt/~jdias/GEOLAMB/GAn_Casos/NevadodelRuiz/NRuiz_3.html
[16]
:
Texto
integralmente
retirado
de
http://www.geologo.com.br/MAINLINK.ASP?VAIPARA=Deslizamentos%20que%20matam
[11], [12], [13]:
:
Referências Bibliográficas:
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geomorphology: historical and regional geomorphology 1890–1950. Londres: Taylor & Francis, 2003.
521p.
BRANCO, P. M.; GIL, C. A. MAPA GEMOLÓGICO DO ESTADO DE SANTA CATARINA.
Brasília. Ministério de Minas e Energia,200. 38p.
BRIDGE, L.; DEMICCO, R. Earth Surface Processes, Landforms and Sediment Deposits. New York:
Cambridge University Press, 2008. 835p.
GROSHONG, R. H. 3-D Structural Geology- A Practical Guide to Quantitative Surface and
Subsurface Map Interpretation. Ed. Springer, 2006. 410p.
IBGE. Manual Técnico de Geologia. Rio de Janeiro,1998. 302p.
IBGE. Manual Técnico de Geomorfologia. Rio de Janeiro, 1995. 111p.
LEVY, M. Rock and Minerals. Chicago: Britannica Illustrated Science Library, 2008. 56p.
POTTER, R. O. Levantamento de reconhecimento dos solos do estado de Santa Catarina. Boletim de
Pesquisa N° 6, 1998. 735p.
SELLEY,R. Encyclopedia of Geology. Londres: Elsevier Academic Press, 2005.3345p.
THOMPSON, G. R.; TURK, J.; TURK, J. Introduction to Physical Geology. Fort Worth : Saunders
College Pub, 1998. 432p.
Sugestão de leitura:
Ver animação em: http://www.popa.com.br/video/default/catarina5.wmv
http://ambiente.hsw.uol.com.br/deslizamento-de-terra.htm
deslizamentos).
(animação
de
como
funcionam
os
10 GEOLOGIA DO BRASIL
"A natureza não faz milagres; faz revelações."
(Carlos Drummond de Andrade)
Chapada Diamantina
O Brasil está totalmente contido na Plataforma Sul-Americana, cujo embasamento de evolução
geológica é muito complexo, remontando à era Arqueano. Teve a sua consolidação completada entre o
período Proterozóico Superior e o início do período Paleozóico, com o encerramento no ciclo Brasiliano.
O Brasil possui terrenos geológicos muito antigos e bastante diversificados, dada sua extensa área
territorial. Não existem, entretanto, cadeias orogênicas modernas, datadas do Mesozóico, como os Andes,
os Alpes e o Himalaia. Eis a razão pela qual a modéstia de altitudes é uma das características principais
da geomorfologia brasileira. Raros são os pontos em que o relevo ultrapassa dois mil metros de altitude,
sendo que as maiores altitudes isoladas encontram-se na fronteira norte do país, enquanto as maiores
médias regionais estão na Região Sudeste, notadamente nas fronteiras de Minas Gerais e Rio de Janeiro.
As rochas mais antigas integram áreas de escudo cristalino, representadas pelos crátons (Porção da
litosfera continental estável, praticamente sem tectônica, por mais de 200 milhões de anos): Amazônico,
Guianas, São Francisco, Luís Alves/Rio de La Plata, acompanhado por extensas faixas móveis
proterozóicas. Da existência destes crátons advém outra característica geológica muito importante do
território: sua estabilidade geológica.
O embasamento da Plataforma Sul-Americana acha-se essencialmente estruturado sobre rochas
metamórficas de anfibolitos a granulitos e granitóides de idade arqueana, associado às unidades
proterozóicas que são representadas por faixas de dobramentos normalmente de xisto-verde e coberturas
sedimentares e vulcânicas, pouco ou nada metamorfizadas e diversos granitóides.
Esse embasamento acha-se extensamente exposto em grandes escudos, separados entre si por
coberturas fanerozóicas, cujos limites se estendem aos países vizinhos. Destacam-se os escudos das
Guianas, Brasil Central e Atlântico.
O escudo das Guianas compreende o norte da bacia do Amazonas. O escudo do Brasil-Central, ou
Guaporé, estende-se pelo interior do Brasil e sul dessa bacia, enquanto o escudo Atlântico expõe-se na
porção oriental atingindo a borda atlântica. Esses escudos estão expostos em mais de 50% da área do
Brasil.
Sobre essa plataforma desenvolveram-se no Brasil, em condições estáveis de ortoplataforma, a
partir do Ordoviciano-Siluriano, as coberturas sedimentares e vulcânicas que preencheram espacialmente
três extensas bacias com caráter de sinéclise: Amazonas, Paraíba e Paraná. Além dessas bacias, diversas
outras bacias menores, inclusive bacias costeiras e outras áreas de sedimentação ocorrem expostas sobre a
plataforma.
GEOMORFOLOGIA
O relevo do Brasil (Figura 10), de acordo com a classificação de Aziz Ab'Saber, é dividido em
duas grandes áreas de planalto e três de planície, a saber:
Planalto das Guianas, abrangendo a região serrana e o Planalto Norte Amazônico. Localizado no
extremo norte do país, é parte integrante do escudo das Guianas, apresentando rochas cristalinas do
período Pré-Cambriano. É nessa área que se situa o pico culminante do Brasil - Pico da Neblina, com
altitude de 3.014 m.
Planalto Brasileiro, subdividido em Central, Maranhão-Piauí, Nordestino, serras e planalto do
Leste e Sudeste, Meridional e Uruguaio-Riograndense, é formado por terrenos cristalinos bastante
desgastados e por bolsões sedimentares. Localiza-se na parte central do país, estendendo-se por grandes
áreas do território nacional.
Planícies e terras baixas amazônicas. Localizadas na Região Norte do país, logo abaixo do
Planalto das Guianas, apresenta três níveis altimétricos distintos - várzeas, constituídas por terrenos de
formação recente situadas próximo às margens dos rios; teços ou terraços fluviais, com altitudes máximas
de 30 m e periodicamente inundados; e baixos-planaltos ou platôs, formados por terrenos de Terciário.
Planície do Pantanal, localizada na porção oeste do estado do Mato Grosso do Sul e sudoeste de
Mato Grosso, é formada por terrenos do Quartenário.
Planícies e terras baixas costeiras, acompanhando a costa brasileira do Maranhão ao sul do país,
é formada por terrenos do Terciário e por terrenos atuais do Quartenário.
São incomuns no Brasil os grandes abalos sísmicos ou terremotos. Também não existe atividade
vulcânica expressiva. As partes mais acidentadas do relevo são resultantes de dobramentos ou
arqueamentos antigos da crosta, datados do proterozóico (faixas móveis). As áreas de coberturas
sedimentares estão representadas por três grandes bacias sedimentares: Bacia Amazônica, Bacia do
Paraná e Bacia do Parnaíba, todas apresentando rochas de idade paleozóica.
Mais de 60% do território brasileiro é constituído pelas bacias sedimentares. Ele possui também
mais de 36% de escudos cristalinos. A maior parte das estruturas é bem antiga, elas são da Era Paleozóica
e Mesozóica.
Figura 10: Relevo brasileiro.
[1]
Todas as bacias sedimentares são formadas através da aglomeração de alguns sedimentos nas
depressões. Essas bacias são ricas em combustíveis fósseis, como por exemplo, o carvão, o petróleo e o
gás natural.
Existem, também, os escudos, porém são os mais antigos. Podemos encontrar nos escudos, as
rochas cristalinas, como por exemplo, o granito.
Já os dobramentos modernos dão origem a algumas cordilheiras, como a do Himalaia e dos
Andes, que são territórios antigos que não sofrem com os vulcões e com os terremotos.
10.1 GEOLOGIA DE SANTA CATARINA
―De leste para oeste, afloram hoje no território catarinense os sedimentos recentes do litoral, uma
faixa de rochas magmáticas e metamórficas mais antigas, a sucessão das rochas sedimentares
gondwânicas e os derrames de lavas básicas, intermediárias e ácidas da Formação Serra Geral‖ (Scheibe,
1986).
Em virtude do grande número de unidades litoestratigráficas, especialmente na porção leste do
estado, e da falta de uniformidade de nomenclatura para os diferentes grupos, subgrupos e formações,
torna-se difícil o estabelecimento de uma coluna litoestratigráfica. Por esse motivo, será tomada como
referência a que consta no mapa geológico do Estado de Santa Catarina (1:500.000) elaborado pelo 11o
Distrito do Departamento Nacional de Produção Mineral (DNPM, 1986).
Resumidamente, pode-se registrar as seguintes unidades litoestratigráficas:
· Complexo Granulítico de Santa Catarina
· Complexo Tabuleiro
· Complexo Metamórfico Brusque
· Grupo Itajaí
· Suítes Intrusivas Graníticas
· Supergrupo Tubarão
· Grupo Passa Dois
· Grupo São Bento
· Sedimentos Cenozóicos
10.1.1 COMPLEXO GRANULÍTICO DE SANTA CATARINA
Referida ao Arqueano e constituindo o embasamento mais antigo do Complexo Brasileiro, esta
unidade encontra-se bem definida, tanto em termos de limites e origem quanto em relação ao seu
posicionamento cronoestratigráfico. Localiza-se na parte centro-norte do Escudo Catarinense,
estendendo-se até a divisa com o Estado do Paraná. A litologia é integrada predominantemente por
gnaisses hiperestênicos quartzofeldspáticos, com sua coloração cinza-esverdeada característica. A
unidade inclui ainda uma série de variedades petrográficas, entre as quais ultramafitos, gnaisses
calcissilicáticos, anortositos, quartzitos e formações ferríferas (Hartmann et al. 1979). Nos terrenos
dominados pelos gnaisses hiperestênicos do Complexo Granulítico, os solos são em geral pouco
profundos ou profundos, argilosos, com baixo gradiente textural e de cor entre o vermelho e o amarelo.
10.1.2 COMPLEXO TABULEIRO
Caracteriza-se esta unidade pela grande complexidade petrográfica e estrutural, sendo constituída
por complexos gnáissico-graníticos e migmatíticos. É de idade Pré-Cambriana (Arqueano/Proterozóico
Inferior) e acha-se distribuído por algumas regiões da porção meridional do Escudo Catarinense, bem
como na parte setentrional deste, entre Garuva e a Ilha de São Francisco do Sul. Os solos mais
comumente relacionados a este tipo de terreno são o Podzólico Vermelho-Amarelo, o Podzólico
Vermelho-Amarelo latossólico e o Cambissolo - todos argilosos e com horizonte A moderado.
10.1.3 COMPLEXO METAMÓRFICO BRUSQUE
A principal ocorrência deste complexo se dá entre Itajaí e Vidal Ramos, segundo um cinturão
alongado com cerca de 75km de extensão. É constituído por seqüência vulcano-sedimentar integrada
principalmente por micaxistos, tendo como litotipos secundários metarenitos, quartzitos, metacalcários
dolomíticos e formações ferríferas.
10.1.4 GRUPO ITAJAÍ
Este grupo é composto pela Formação Gaspar, caracterizada por uma sedimentação clástica
continental grosseira (arenitos, conglomerados) de coloração bordô característica e pela Formação Campo
Alegre. Esta é formada por uma seqüência vulcânica inferior constituída por rochas efusivas (basalto,
andesito, dacito, riodacito); por uma seqüência sedimentar intermediária, que inclui siltitos, tufos, arenitos
e folhelhos; por uma seqüência vulcânica superior, tendo principalmente riolitos e traquitos; e, por fim,
por uma seqüência sedimentar superior, com arenitos e siltitos, com intercalações de tufos na base. Os
solos nesses terrenos variam muito em função da natureza do material aflorante, embora, de uma maneira
geral, predominem as modalidades argilosas, porquanto as de textura média ou arenosa estão mais ou
menos restritas às áreas da Formação Gaspar.
10.1.5 SUÍTES INTRUSIVAS GRANÍTICAS
Referida ao Proterozóico Médio-Superior/Eo-Paleozóico, esta unidade inclui rochas graníticas
que, embora apresentando variação de granulação, textura e cor, são homogêneas como um todo no que
diz respeito à composição. Ocorrem tanto sob a forma de pequenas ―bossas‖ ou de pequenos ―strockes‖,
quanto sob a forma de imensos batólitos, com até 150km de extensão, como o que se estende de Biguaçu
até as proximidades de Criciúma. Algumas dessas rochas exibem textura megaporfirítica com
megacristais de dimensões centimétricas, como as que compõem a Suíte Intrusiva Valsungana; outras são
de granulação fina a média, como ocorre com as da Suíte Guabiruba ou com as que constituem as fácies
Rio Chicão e Imaruí. Umas são de coloração cinza (fácies Palmeira do Meio), enquanto outras são róseas
(fáceis Imaruí). Os granitos de granulação mais grosseira, como os da Suíte Valsungana e os das
proximidades do Morro da Fumaça, são responsáveis pela formação de solos das classes Podzólico
Vermelho-Amarelo, Podzólico Vermelho-Escuro, Cambissolo e Solos Litólicos - todos eles cascalhentos.
Esses mesmos solos, sem ou com apenas pequena concentração de cascalhos, ocorrem nos terrenos onde
dominam os granitos de granulação mais fina.
10.1.6 SUPERGRUPO TUBARÃO
Muhlmann et al. (1974), citados por Bortoluzzi et al. (1987),após detalhada revisão estratigráfica,
promoveram o Grupo Tubarão à categoria de supergrupo e os subgrupos Itararé e Guatá à categoria de
grupo. Ao mesmo tempo, propuseram a subdivisão do Grupo Itararé em quatro formações: Campo do
Tenente, Mafra, Rio do Sul e Aquidauana (esta última ausente em Santa Catarina), e a divisão do Grupo
Guatá nas formações Rio Bonito e Palermo.
10.1.6.1 GRUPO ITARARÉ
Compreende, na bacia do Paraná, todo o pacote de sedimentos de origem glacial e periglacial
relacionado ao Carbonífero Superior e Permiano Inferior, a saber:
· Formação Campo do Tenente - representa a seqüência glacial e flúvio-glacial constituída
predominantemente de argilitos castanhoavermelhados, ritmitos e diamictitos com matriz arenosa e
arenitos finos e médios. A área aflorante é extremamente reduzida em Santa Catarina, restringindo-se a
uma pequena faixa nas proximidades de São Bento do Sul;
· Formação Mafra - é constituída por seqüência flúvio-marinha com predomínio de arenitos
esbranquiçados, amarelados e avermelhados, finos a grosseiros. Ocorrem também diamictitos, ritmitos,
conglomerados, argilitos e argilitos várvicos. A área aflorante é expressiva, especialmente na divisa com
o Paraná;
· Formação Rio do Sul - em Santa Catarina, a porção inferior desta formação é constituída de
folhelhos e argilitos cinza-escuros. Sobre estes aparecem diamictitos acinzentados, com matriz arenosa,
intercalados com arenitos muito finos. Estes, por sua vez, estão recobertos por folhelhos, normalmente
várvicos, argilitos, ritmitos e siltitos.
10.1.6.2 GRUPO GUATÁ
Engloba os sedimentos não-glaciais e camadas de carvão. É constituído por duas formações, sendo
a inferior (Rio Bonito) de origem fluvial, lacustre e palustre, constando de uma seção basal arenosa, de
uma intermediária argilosa e de uma superior areno-argilosa contendo camadas de carvão. Sobre esta
formação, sem que haja um limite nítido, ocorre a Formação Palermo, formada por siltitos arenosos,
siltitos e folhelhos sílticos.
10.1.7 GRUPO PASSA DOIS
É composto pelas seguintes formações:
· Formação Irati - consiste numa seqüência de siltitos e folhelhos escuros com horizontes
pirobetuminosos, além de ―chert‖ e camadas ou lentes de calcário, por vezes dolomítico;
· Formação Serra Alta - é composta por depósitos marinhos representados por argilitos, folhelhos
e siltitos com lentes e concreções calcíferas;
· Formação Terezina - tal como a anterior, é constituída por depósitos marinhos referidos ao
Permiano Superior. Consta de uma alternância de argilitos e folhelhos com siltitos e arenitos finos, sendo
comum a ocorrência de calcários, algumas vezes oolíticos;
· Formação Rio do Rastro - também do Permiano Superior, esta unidade apresenta na sua porção
inferior siltitos cinza-esverdeados entremeados por finas camadas de calcário e ―chert‖. Já na porção
superior ocorre uma alternância de leitos de arenitos, siltitos e folhelhos avermelhados e arroxeados. Este
grupo é de ocorrência expressiva no estado, especialmente no trecho compreendido entre Canoinhas e
Irineópolis, junto à divisa com o Paraná, até a altura de Bom Retiro, continuando daí para o sul, até as
proximidades de Meleiro, numa faixa mais estreita. Devido à complexidade litológica verificada na área
sedimentar ocupada pelo Supergrupo Tubarão e pelo Grupo Passa Dois, os solos aí encontrados variam
muito de um local para outro, mesmo em pequenas distâncias. Apesar disso, pode-se estabelecer alguma
relação entre determinadas características dos solos e a natureza do material que os originaram. Assim,
solos argilosos relacionam-se, principalmente, com os argilitos e folhelhos síltico-argilosos; os de textura
média estão relacionados com siltitos, folhelhos síltico-arenosos e arenitos muito finos; e os de textura
arenosa relacionam-se com arenitos mais grosseiros. Por outro lado, solos rasos ou pouco profundos
normalmente estão relacionados com rochas bem estratificadas, como é o caso dos xistos e dos folhelhos
várvicos.
10.1.8 GRUPO SÃO BENTO
No Estado de Santa Catarina este grupo é representado pelas intrusões de diabásio e pelas
seguintes formações:
· Formação Botucatu - de idade Juro-Cretácea, esta unidade é constituída por arenitos eólicos,
finos a médios, avermelhados, com estratificação cruzada. Estas rochas assentam discordantemente sobre
as da Formação Rio do Rastro, e são recobertas, também discordantemente, pelas lavas da Formação
Serra Geral;
· Formação Serra Geral - pouco mais de 50% da área do território catarinense acha-se recoberta
por rochas desta unidade, constituída por uma seqüência vulcânica, compreendendo desde rochas de
composição básica até rochas com elevado teor de sílica e baixos teores de ferro e magnésio. A seqüência
básica ocupa a maior parte do planalto catarinense, sendo constituída predominantemente por basaltos e
andesitos. Rochas vulcânicas intermediárias e de caráter ácido são de ocorrência secundária. As de caráter
intermediário ocorrem predominantemente nas proximidades de Chapecó e Irani, enquanto as de natureza
ácida estão na região sudeste do planalto, sendo de coloração cinza, de textura afanítica e granulação fina.
Entre estas estão os riolitos, riodacito-felsíticos e dacitos. Em praticamente todo o estado, recortando as
rochas mais antigas, ocorrem diques e ―sills‖ de diabásio, alguns deles com área superior a 100km2, como
é o caso do ―sill‖ do Montanhão,entre Siderópolis e Urussanga.
Os solos derivados do arenito Botucatu ocorrem segundo uma estreita faixa contornando a escarpa
da Serra Geral. Os mais comuns são o Podzólico Vermelho-Amarelo e o Cambissolo, ambos de textura
média. As rochas efusivas básicas são responsáveis pela formação de extensas áreas de solos argilosos,
arroxeados, avermelhados ou brunados, com altos teores de Fe203. Entre estes predominam o Latossolo
Roxo, a Terra Roxa Estruturada e o Latossolo Bruno/Roxo. Já as rochas efusivas intermediárias e ácidas
deram origem a solos argilosos ou de textura média, alguns com gradiente textural bem acentuado, com
teores variáveis de Fe203, em geral inferior a 18%.
10.1.9 SEDIMENTOS CENOZÓICOS
Compreendem tanto os sedimentos litorâneos como os de origem continental. Entre os primeiros
destacam-se os depósitos praiais, de natureza quartzosa, com sua morfologia típica de feixes de restinga.
As dunas móveis ficam na própria praia, e se caracterizam pela falta de forma definida devido aos ventos
e pela não-evidenciação de qualquer indício de formação de um horizonte pedogenético. Quanto às dunas
mais antigas, estas ocupam uma faixa de uns 3 a 4km ao longo da costa atlântica e ao longo de algumas
lagoas. Estão mais ou menos consolidadas pela vegetação e, ao contrário das primeiras, já apresentam um
horizonte superficial mais ou menos escurecido e, por vezes, um horizonte Bh ou Bs em início de
formação. Nessas áreas predominam os solos Areia Quartzosa Marinha e Podzol. A faixa de terreno
arenoso, no entanto, não se restringe à área ocupada pelas dunas. Ela estende-se,em determinados trechos,
por cerca de 10km da orla marítima. Aqui o terreno é de topografia quase plana ou suave ondulado, e os
solos são profundos, extremamente arenosos, de coloração bruna ou bruna-avermelhada, pertencentes à
classe Areia Quartzosa Vermelho-Amarela. Na região litorânea deve-se destacar ainda a ocorrência de
depósitos de mangue e de sambaquis, estes formando verdadeiras pilhas de conchas, além de extensas
áreas de entulhos de mineração de carvão.
Os sedimentos continentais consistem principalmente em depósitos aluvionares atuais e subatuais.
Putzer (1956) refere-se à presença, na folha Tubarão, de amplas planícies dos rios, formando terraços bem
desenvolvidos e constituídos por cascalhos e seixos cobertos por matriz de natureza barrenta e de cor
marrom. Muitos dos seixos são de diabásio amigdalóide, o que confirma sua procedência da Serra Geral.
Estes depósitos estão relacionados com as seguintes unidades de solos: Cambissolo textura argilosa,
Cambissolo gleico textura argilosa e Podzólico Vermelho-Amarelo textura média/argilosa. Muitos dos
depósitos aluvionares são constituídos por cascalheiros e areias em mistura com material síltico-argiloso.
Correspondem à cobertura das imensas planícies e vales, e estão relacionados com os solos Glei Pouco
Húmico, Glei Húmico, Solos Aluviais e Cambissolo gleico - todos eutróficos ou distróficos, argila de
atividade alta ou baixa.
Referências Bibliográficas
BRANCO, P. M.; GIL, C. A. MAPA GEMOLÓGICO DO ESTADO DE SANTA CATARINA.
Brasília. Ministério de Minas e Energia,200. 38p.
POTTER, R. O. Levantamento de reconhecimento dos solos do estado de Santa Catarina. Boletim de
Pesquisa N° 6, 1998. 735p.
Fontes das Figuras:
1
: Brasil Geologia. Disponível em: < http://www.portalbrasil.net/brasil_geologia.htm>. Acesso em:
02.Fev.2010.