Geomorfologia Estrutural - C-Vist

CAPÍTULO IV.
Geomorfologia Estrutural Macroformas da
Paisagem (Geomorfologia Tectônica – Formas
Estruturais).
1. Breve Histórico.
2. Geomorfologia Estrutural: Macroformas da
Paisagem.
3. Rochas e Macroformas da Paisagem.
4. Estruturas Geológicas e Tipos de paisagens
5. Rochas, Estruturas, Macroformas da Paisagem e
Redes de Drenagem.
6. Morfotectônica e Morfoestrutura
4. 1. Breve Histórico
O tronco de onde nasceu a Geomorfologia se relaciona em primeiro
lugar, com o ramo da Geografia Física e também com observações de
grandes viajantes que descreveram vários setores da superfície da Terra.
A geomorfologia, como ciência explicativa, tem suas raízes na
Geologia.
Abraham Gotlob Werner (1749 – 1817) foi o primeiro geólogo que
relacionou a influência do tipo de rochas e estruturas na formação das
paisagens de uma localidade da superfície da Terra.
Em 1795, James Hutton escreveu: “As montanhas se formaram pela
abertura dos vales, e os vales foram abertos pelo atrito de materiais duros,
vindos das montanhas.”
John Wessel Powell, em suas explorações do Rio Colorado em 1875, e
Groove Karl Gilbert que estudou a geologia das Montanhas Henry em
1877 estabeleceram as relações genéticas entre as rochas e estruturas com
as paisagens resultantes. Foram os fundadores da Geomorfologia
Estrutural.
John Wesley Powell se notabilizou pelo conceito de nível de base de
erosão e pela curva genérica de gaduação, dos rios onde já está implícita a
noção de ciclo de erosão, figura 4. 1.
Fig.4. 1 – Ilustração ideal de nível de base de erosão e rio graduado.
Nas cabeceiras a drenagem está em plena fase de erosão, na parte média
predominam processos de transporte, na foz, próximo do nível de base,
predominam processos de deposição e formação de deltas. Modificado de
Cotton (1968). À direita, John Wesley Powell, um dos fundadores da
Geomorfologia Estrutural
Willian Morris Davis, no início do século dezenove, estabeleceu a
noção de Ciclo de Erosão, substituiu o método descritivo, com base na
observação direta, pelo método explicativo, procurando estabelecer o
significado genético das paisagens. A figura 4. 1 mostra as três fases de um
ciclo ideal de erosão.
Von Engeln em 1948 assinalou a importância da geomorfologia para o
geólogo: “Se o princípio do atualismo diz que os processos que atuam hoje
são aproximadamente os mesmos que atuaram no passado, a competência
em interpretação geomorfológica é fundamental para a formação do
geólogo.
A Geomorfologia Estrutural – Relação das rochas e estruturas com a
paisagem - Fatualmente tem forte apelo pelos geólogos que trabalham em
mapeamento geológico, os quais, usam os conceitos da Aerogeologia ,
através do Sensoriamento Remoto Orbital Sub orbital aplicado à geologia.
Associando a Geomorfologia Estrutural, Aerogeologia e Mapeamento de
Campo, produzem mapas geológicos, essenciais para as pesquisas
acadêmicas, bem como para os diversos ramos da geologia aplicada.
Atualmente a Geomorfologia Estrutural clássica cujo paradigma é a
noção de Ciclo de Erosão, no sentido de Davis, está embutida na
Geomorfologia Tectônica de Burbanck e Anderson (2001), referida por
estes como Formas Estruturais.
A Geomorfologia Tectônica tem como tema chave a competição entre
os processos tectônicos que constroem o relevo e os processos de
superfície cuja tendência principal é destruir o relevo.
As Formas Estruturais são aquelas em que, em sua aparência,
refletem e se ajustam à estrutura geológica de sub superfície. As formas
estruturais controlam o curso e a intensidade dos processos de superfície
que modelam a paisagem, a partir das rochas e suas estruturas. O termo
Estrutura é entendido no senso largo, abrange feições tais como
diferenciações de fácies, contrastes litológicos, padrões de fraturas, falhas,,
dobras, disposição estrutural de pacotes de rocha, geometria de corpos
intrusivos e extrusivos, Goudie (2006)
Como este assunto se apresenta bastante diluído nos textos modernos
de Geomorfologia Tectônica, optou-se por manter o formato clássico da
Geomorfologia Estrutural desenvolvida dentro do paradigma Davisiano de
Ciclo de Erosão, mais adequada e minuciosa para aplicação em
mapeamentos geomorfológicos e geológicos.
4. 2. Geomorfologia Estrutural –
Um dos fundadores da geomorfologia americana William Morris
Davis, no fim do século XIX, atribuiu o aspecto presente das paisagens
principalmente à influência de três fatores: Estrutura, processo e estágio.
O termo geral estrutura refere-se à influência das propriedades dos
minerais e das próprias rochas nas formas das paisagens. Este é o campo da Geomorfologia
Estrutural que, na escala geomorfológica (quadro I, capítulo I), estuda as Macroformas da
paisagem.
Pelo tipo de minerais que formam as rochas, estas podem ser mais ou menos resistentes ao
intemperismo e à erosão. Em determinados setores da superfície da terra a paisagem pode ser
esculpida em rochas maciças, em rochas dispostas em camadas horizontais, camadas inclinadas ou
podem estar fraturadas. Estes fatores estruturais, mais ou menos independentes dos minerais
formadores das rochas, também podem influir no aspecto da paisagem.
Na maioria dos casos, ocorre combinação dos fatores mineralógicos, petrográficos e estruturais, na
maneira de como as paisagens são esculpidas pelos processos geológicos de origem externa.
Um fato estrutural geral importante é que quebras de relevo indicam mudança do substrato
geológico, mais duro, mais resistente, forma ressalto topográfico, mais mole, friável menos
resistente, causa rebaixamento topográfico, ( Equilíbrio Dinâmico, capítulo I), figura 4.2.
As quebras de relevo são o principal guia em que se baseiam os geólogos e geomorfólogos para
mapear rochas e estruturas. Para isto, junto com o trabalho de campo, usam imagens aéreas sub
orbitais e orbitais para traçar os contatos entre litologias diferentes, onde as quebras de relevo são
realçadas em imagens estereoscópicas com exagero vertical, no estereomodelo.
Fig. 4.2 – Relações simples de rochas e estruturas com a paisagem.
Modificado de Cotton (1968). As quebras de relevo são realçadas em
imagens estereoscópicas.
4. 3. Rochas e macroformas da paisagem.
A Crosta terrestre é composta por rochas.
Alguns corpos de rocha apresentam grande extensão, outros são
pequenos. A natureza das rochas, seu arranjo relativo, suas texturas e
estruturas menores afetam a ação dos agentes geomorfológicos de
origem externa (água líquida, ar, gelo em movimento) que modelam a
superfície da Terra. As formas da paisagem , erosivas residuais ou
deposicionais dependem, em grande parte, da natureza do substrato
rochoso.
Três grupos de rochas compõem a crosta terrestre: ígneas,
sedimentares e metamórficas. Geralmente as rochas sedimentares e
metamórficas se originam da destruição ou modificação de rochas ígneas
primitivas.
Rochas ígneas
As rochas ígneas se originam a partir do resfriamento de uma massa
fundida de alta temperatura, o magma. Se o resfriamento do magma ocorre
em superfície formam-se as rochas extrusivas ou vulcânicas. As
macroformas da paisagem associadas a rochas vulcânicas, são cones
chaminés (necks),caldeiras, planícies e planaltos vulcânicos, diques e
sils ou soleiras, figura 4.3. A rocha vulcânica mais comum é o basalto.
Fig. 4.3 – Principais formas estruturais associadas com vulcanismo. Modificado de
Raisz (1956).
De maior importância para a geomorfologia do Rio Grande do Sul são os planaltos
vulcânicos. Metade da paisagem do Estado consiste da parte sul do imenso Planalto
Vulcânico da Bacia do Paraná, figura 4.4.
Fig. 4.4 – Borda Sul do Planalto Vulcânico da Bacia do Paraná. As cornijas denotam
afloramentos de rocha mais resistentes ao intemperismo. Vista de sudeste para noroeste,
Igrejinha, Rio Grande do Sul.
Quando o resfriamento se dá no interior da crosta formam-se rochas intrusivas ou
plutônicas. A rocha ígnea plutônica mais comum é o granito. As rochas ígneas
plutônicas ocorrem em amplas áreas sob a forma de grandes corpos, com mais de
100km2 de área, chamados batólitos. Desenvolvem macroformas da paisagem maciças
ou cupuliformes. Éstas cúpulas podem ter o seu topo aplainado, e formam então
verdadeiros planaltos erosivos. Associado a este relevo ocorrem microformas do tipo
campos de matacões e inselbergues cujo modo de formação é mostrado
esquematicamente na figura 4.5.
Fig.4. 5 – Acima esboço ilustrativo de paisagens associadas a rochas ígneas plutônicas.
Abaixo, modo de formação de campos de matacões.
Os matacões são as exposições de rochas mais comuns em corpos ígneos plutônicos.
Em geral correspondem a porções de rochas mais resistentes ao intemperismo, sobrantes
após a remoção do regolito por processos de denudação. Quando ocorrem em encostas,
podem estar relativamente deslocados da sua posição original, movimentados pela ação
da gravidade, das partes altas para as baixas.
Os tamanhos e formas dos matacões são principalmente controlados pelo espaçamento e
densidade de fraturas de diversos tipos. Outro fator controlador é a textura da rocha.
Matacões , em geral, maiores nas litologias com textura grossa. Existe também relação
com o posicionamento do corpo ígneo, os pós cinemáticos, em geral, apresentam
matacões maiores, sim cinemáticos menores.
Em seu início, os matacões formam-se em sub superfície por processos seletivos de
intemperismo. Com a remoção posterior do regolito, por processos de denudação,
afloram com aspecto encastelado e com o tempo esparramam-se na superfície.
Outra microforma, esta menos comum é o Inselbergue ~ Bornharth ~Domo. Os termos
são semelhantes mas não sinônimos. São relevos de rochas aflorantes, proeminentes, em
forma de domo, com vertentes abruptas em contato com terras baixas, figura 4.6.
Fig. 4.6 - Inselbergue e modelo esquemático de formação.
O relevo tipo inselbergue pode ocorrer em outros tipos de rochas, embora sejam mais
comuns nas rochas ígneas plutônicas, principalmente granito.
No Rio Grande do Sul os inselbergues ocorrem disseminados no Escudo onde afloram
granitos sim e post cinemáticos, figura 4. 7.
Fig. 4.7 – Inselbergue modelado em granito, no Escudo, Bloco Pelotas, Cerro do Sandi,
Piratini, RS. Philipp et al. (2006).
Rochas sedimentares
As rochas sedimentares geralmente ocorrem em camadas. As rochas
detríticas se originam de depósitos cujo meio de transporte são a água
líquida, o gelo e o ar. Elas são formadas por partículas de minerais
individuais ou de rochas: blocos, cascalho, seixos, areia, silte e argila.
Carregados pelos rios, ventos, geleiras estas partículas são depositadas em
determinados sítios e originam sedimentos. Após processos de
compactação e cimentação, denominados no conjunto diagênese , os
sedimentos transformam-se em rochas sedimentares detríticas,
conglomerados, arenitos, siltitos, argilitos estas duas últimas litologias
são denominadas genericamente pelitos e as duas primeiras ruditos . As
macroformas da paisagem associadas a arenitos e conglomerados
consistem em feições tabulares mais ou menos salientes de acordo com o
grau de cimentação da rocha, mesas e planaltos, planícies aluviais,
coluviais, lagunares e costeiras. Os pelitos (siltitos e argilitos) sustentam
macroformas maciças de textura fina, figura 4. 8.
As rochas sedimentares de origem química estão fora do escopo desta
abordagem.
Fig. 4.8. – Formas estruturais em sedimentos e rochas sedimentares horizontais.
Modificado de Raisz (1956).
As rochas pelíticas e arenitos friáveis costumam aflorar como microformas do tipo
ravina ~ “ gully ~”, bossoroca (rasgo em tupi – guarani), figura 4. 9.
Fig. 4.9 –Bossoroca escavada em rochas pelíticas da bacia do Paraná, Cacequi, RS.
Foto Maciel
Estes termos denominam sulco recente no terreno em rochas friáveis cavado por águas
correntes efêmeras, principalmente em épocas de grandes chuvas.
As camadas sedimentares resistentes condicionam o relevo em bacias sedimentares.
Rochas duras, arenitos cimentados e conglomerados em posição horizontal a sub
horizontal afloram nas cornijas de relevos de mesas e cuestas. Rochas duras cimentadas,
arenitos e conglomerados fortemente mergulhantes afloram em “hogbacks”, e, quando
verticais sustentam cristas isoclinais, figura 4.10. As relações horizontal (mesa) e sub
horizontal (cuesta), são válidas também para fluxos e soleiras vulcânicas.
As relações com forte inclinação (hogback e crista isoclinal) são válidas para pacotes
metamórficos de quartzito, cristas de falha e diques.
Fig.4. 10 – Afloramentos de camadas e formas do relevo.
As feições geomorfológicas acima ocorrem principalmente na Depressão Periférica, e
em alguns setores do Escudo, figura 4. 11.
Fig.4.11 - Rochas sedimentares resistentes, arenitos e conglomerados aparecem nas
cornijas sustentando relevos em mesa, A arenitos fortemente cimentados da Bacia do
Paraná, São Francisco de Assis RS. B conglomerados fortemente cimentados da Bacia
do Camaquã, Caçapava, RS.
Rochas Metamórficas
As rochas metamórficas são construídas a partir da transformação de
rochas ígneas e sedimentares pré existentes por ação principalmente da
pressão orientada e da temperatura, quando da formação das cadeias de
montanhas (Andes, Himalaias, etc). Apresentam textura cristalina com os
minerais orientados e estirados em resposta a pressões orientadas que
ocorrem no interior da crosta, nos sítios de formação dos cinturões
montanhosos, nas margens ativas das placas. As rochas metamórficas mais
comuns são os xistos, ardósias filitos gnaisses, migmatitos e mármores.
Uma das características das formas das paisagens modeladas em rochas
metamórficas é a orientação das formas especialmente evidentes nos
quartzitos, figura 4.12.
Fig. 4.12 – Esboço de formas da paisagem desenvolvidas em rochas
metamórficas. Modificado de (Raiz 1956).
.
Nos gnaisses é esculpido relevo maciço de textura média, semelhante
aos modelados em granitos, porém mais suave e orientado. O relevo
característico de quartzitos é o de cristas isoclinais e na sequência
metamórfica é o mais saliente. Nas ardósias se desenvolve relevo maciço
suave, semelhante ao desenvolvido em pelitos, porém com maior
amplitude. Nos filitos e chistos o relevo é maciço de textura fina, figura
4.13. Em mármores calcíticos se desenvolve relevo Cárstico, em climas
úmidos. Em climas áridos as formas são semelhantes às desenvolvidas nos
arenitos.
Fig. 4. 13 – Acima, em primeiro plano hogback modelado em
quartzito, alçado em relação a relevo maciço modelado em xistos e filitos.
No centro, intercalação de quartzitos e xistos. Foto (CPRM 2005), Minas
Gerais. Abaixo, cristas isoclinais modeladas em quartzitos, no flanco de
Antiforme, Santana da Boa Vista, RS. Foto do Autor
4.4. Estruturas geológicas e tipos de paisagens.
As macroformas do relevo, além de dependerem do tipo de rocha em
que são modeladas, são também controladas pela geometria dos corpos
rochosos e pelas estruturas das rochas. A influência das estruturas
rochosas varia desde grandes feições que imprimem a sua influência na
forma do relevo por inteiro, até pequenas descontinuidades que constituem
zonas preferenciais para a ação dos processos de intemperismo e erosão.
Por exemplo, a estrutura predominantemente horizontal dos derrames
Vulcânicos que ocorrem na Bacia do Paraná determinam a forma de
paisagem Planalto, figura 4. 4, para a metade norte do território do Rio
Grande do Sul.
Principalmente as formas que são afetadas por processos erosivos, em
vez de deposicionais demonstram a grande influência das estruturas das
rochas.
A influência das estruturas do substrato rochoso nas formas do relevo
principalmente erosivas, deve-se ao intemperismo e erosão diferenciais,
condicionados pelas diferentes geometrias e estruturas dos corpos de
rocha.
Rochas que apresentam estrutura predominantemente horizontal,
formam paisagens com superfície horizontal plana, delimitada por
escarpas. Estas formas são denominadas planaltos e mesas, . Rochas que
apresentam estruturas levemente inclinadas, formam paisagens com
superfície levemente inclinada no sentido do mergulho dos pacotes
delimitada por uma escarpa na outra vertente. Esta forma do relevo é
denominada “ Cuesta”.
Rochas que apresentam estruturas muito inclinadas formam relevos com
superfície fortemente inclinada no sentido do mergulho do pacote e uma
escarpa na outra vertente, denominados “hogbacks” Rochas que
apresentam estruturas verticais formam relevos apresentando duas
vertentes com fortes e iguais inclinações, são denominados cristas
isoclinais, figura 4.14
Fig. 4.14 - Relação de atitude de pacotes (sedimentares, vulcânicos e
metamórficos) com formas estruturais da paisagem. Modificado de Davis
(1898).
Superfícies erosivas de aplainamento podem introduzir modificações
nestas paisagens estruturais,as quais são cortadas por estas, figura 4.15.
Fig. 4.15 – Efeito de superfícies de erosão nas formas da paisagem
associadas a pacotes de rocha.
Rochas em estruturas dobradas (anticlinais, sinclinais, domos e
bacias) são compostas por uma combinação das formas acima descritas.
Pode-se identificar, pela paisagem associada a dobras, os flancos da
dobra (hogbacks, cuestas), o núcleo (mesas) e a charneira da dobra e seu
mergulho pela disposição das escarpas em arco, figura 4.16.
Fig. 4. 16 – Acima esboço ideal de paisagem com relevo dobrado,
abaixo bloco diagrama e imagem aérea (anaglifo) de estrutura dobrada.
Obs. O anaglifo observado com oculares com filtros vermelho e verde
produzem estereomodelo.
Principalmente em rochas metamórficas dobradas ocorrem
redobramentos e deslocamentos por falhas produzindo paisagem mais
irregular do que o exemplo acima, figura 4.17.
Fig. 4.17 – Relevo dobrado em rochas metamórficas. Antiforme mergulhante para SW.
Cristas e hogbacks de quartzito com tom branco delimitam a dobra. Linhas tracejadas
com flechas são falhas, em R ocorrem redobramentos. Imagem aérea, anaglifo,
Antiforme Capané RS.
Nas rochas onde predominam falhas e fraturas, estas estruturas
influem nos processos de intemperismo e erosão diferencial. Quando a
falha coloca em contato rochas de durezas diferentes, na rocha dura formase uma escarpa dita de linha de falha, pois os desnivelamentos associadas à
falha são erosivos não indicadores de movimentos de blocos. No bloco
topograficamente rebaixado forma-se um vale, dito vale de linha de falha.
Quando as falhas cortam uma litologia e o preenchimento da falha é mais
resistente do que a rocha, formam-se cristas isoclinais de falha, figura 4.18.
Fig. 4.18 – A, esboço de escarpa de linha de falha e vale de linha de falha,
B, escarpa de linha de falha na Depressão Periférica, arenitos silicificados,
Morungava RS, anaglifo, C cristas de falha no Escudo Encruzilhada do
Sul, D escarpa de linha de falha e vale de linha de falha no Escudo Santana
da boa Vista RS.
Escarpa de falha expressa o rejeito da falha. Escarpa de linha de falha é
uma escarpa causada por erosão diferencial de rochas de composição
diferente de cada lado da falha. A grande maioria de escarpas associadas à
falhas são escarpas de linha de falha.
Cristas isoclinais de falha são comuns em uma litologia, quando o material
na zona de falha é mais resistente do que a rocha.
Além de escarpas vales de linha de falha e cristas de linha de falha há
outras feições geomorfológicas associadas à falhas, figura 4.19.
Fig. 4.19 – Algumas feições geomorfológicas mais comuns associadas à
falhas. Modificado de Miller (1961).
As diaclases, quando em grande quantidade determinam uma forma de
relevo característica, de grande potencial paisagístico e turístico, o relevo
ruiniforme, figura 4.20.
Fig. 4.20 - O anaglifo, vista aérea, Caçapava do Sul RS mostra padrão de
diaclases ortogonais bidirecionais realçadas por vegetação natural alinhada
(flechas), ao lado esboço de relevo ruiniforme, à direita foto de campo.
Grande densidade de diaclases distensivas favorece intemperismo e erosão
diferencial ao longo das fraturas e resulta relevo ruiniforme assinalado por
morros testemunhos, agulhas, pontões e outras formas de detalhe.
Discordâncias
As discordâncias também podem ser consideradas feições estruturais.
Uma discordância é uma superfície de erosão ou não deposição que separa
rochas de idades muito diferentes. Rochas de origens diferentes podem
participar de discordâncias, tanto ígneas como sedimentares ou
metamórficas, figura 4.21. Os esboços A, B, C são discordâncias paralelas,
os exemplos D, E ilustram não conformidades
Fig. 4.21 – Rochas e discordâncias: Superfícies de discordância (a ~ b). A,
discordância entre rochas sedimentares, B, discordância entre rocha
vulcânica e sedimentar, C discordância entre duas rochas vulcânicas, D,
discordância entre rocha sedimentar e plutônica, (ígnea ou metamórfica), E
discordância entre rocha vulcânica e plutônica.
As formas da paisagem associadas à discordâncias são muito variáveis. A
amplitude relativa do relevo também é variável, desde áreas planas,
levemente onduladas, até altas cadeias de montanhas. Uma discordância
angular separa camadas ou pacotes de rocha com diferentes atitudes, figura
4.22. As discordâncias angulares são as mais impressivas nas paisagens.
Fig. 4.22 – Em A esboço de discordância angular, em B imagem aérea
anaglifo, ilustra discordância paralela e angular, Lavras do Sul RS. Em C
discordância angular, “Siccar Point”, afloramento chave da Teoria da Terra
de James Hutton, o fundador da geologia moderna.
Este tipo de discordância, no “Siccar point” Escócia, foi a chave da Teoria
da Terra elaborada por James Hutton, ponto de partida para o
desenvolvimento da geologia moderna.
5. Rochas, Estruturas, Macroformas da Paisagem e Redes de
Drenagem.
Texturas dos sistemas de drenagem
As rochas e estruturas influem na disposição das redes de
drenagem, no que se refere à textura e ao padrão de drenagem.
A textura da drenagem é a quantidade de canais por unidade de
área. Indica a permeabilidade da rocha do substrato. Permeabilidade é a
capacidade do material de dar livre circulação à água que penetra no
substrato, formando águas subterrâneas. Os arenitos são rochas permeáveis
pois a água circula entre os grãos, os argilitos são rochas impermeáveis
pois as suas partículas finas retém a água.
Do ponto de vista da textura, a drenagem costuma ser classificada
em grossa, rochas permeáveis, média rochas medianamente permeáveis e
fina rochas impermeáveis.
Os arenitos apresentam textura grossa, caracterizam-se por poucos
ramos de drenagem bastante espaçados, figura 4.23.
Fig. 4.23 – Esboço de textura grossa da drenagem e forma do relevo
associada.
Os argilitos apresentam textura de drenagem fina, pois são
impermeáveis, retém a água em superfície através de múltiplos canais com
pouco espaçamento entre si, figura 4. 24.
Fig. 4.24 – Esboço de textura fina da drenagem e forma do relevo associado.
Os granitos apresentam textura de drenagem média, retém
discretamente a água, pois parte se infiltra através das fraturas que
compartimentam o maciço rochoso, figura 4.25.
Fig. 4.25 – Esboço de textura média da drenagem e forma do relevo associada.
Padrões dos sistemas de drenagem
O padrão de drenagem refere-se ao desenho ou disposição espacial geral dos canais. Os
padrões, além de se associarem à composição da rocha, são controlados pelas estruturas
destas.Os principais padrões de drenagem são: dendritico, , paralelo, treliça,
retangular,angular, pinado radial, anelar, lagunado e cárstico.
O padrão dendritico ou arborescente ocorre em materiais
homogêneos os quais não apresentam estruturas de rocha controladoras da
drenagem. Este padrão é comum em argilitos e siltitos em posição
horizontal. Predominam canais sinuosos, multidirecionais e junções com
ângulos variados. Pode ocorrer também em rochas ígneas plutônicas
homogêneas com poucas fraturas, figura 4.26.
Quando a rede de drenagem demonstra leve direção preferencial
em pacote sub horizontal a drenagem é dita sub dendrítica.
Fig. 4.26 – Esboço de padrão dendritico e formas do relevo associados.
O padrão paralelo ocorre em pacotes de rocha com leve
basculamento, de arenitos, conglomerados, rochas vulcânicas. Os canais
são paralelos, podem ser retos ou sinuosos, os ângulos de junção são
agudos e apontam para o sentido do mergulho dos pacotes, figura 4.27.
Associa-se a relevo em Cuesta,. Quando os pacotes são sub horizontais, os
canais tornam-se muito sinuosos, o padrão é dito sub paralelo.
Fig. 4.27 – Esboço de padrão paralelo e forma do relevo associada
O padrão de drenagem treliça ocorre em flancos de dobras associado a hogbacks .Os
canais maiores adaptam-se à direção dos pacotes e os menores entram nestes com
junções de 900, fluem segundo o mergulho dos pacotes ou contra o mergulho destes. Os
canais são retos e bidirecionais, figura 4.28.
Fig. 4.28. – Esboço de padrão treliça e forma do relevo associadas
O padrão de drenagem retangular aparece em rochas fraturadas principalmente em duas
direções. Os canais são retos, bidirecionais, com junções em ângulos de 900. É comum a
sua associação com relevo ruiniforme, relevo residual muito erodido, onde a erosão é
favorecida pelas fraturas, figura 4.29.
Fig. 4.29 – Esboço de padrão retamgular e forma do relevo associada.
O padrão de drenagem angular ocorre em rochas fraturadas e falhadas em múltiplas
direções, principalmente do embasamento cristalino pré Cambriano. Predominam canais
retos multidirecionais, formando ângulos de junção variados. Associa-se a relevos
maciços de textura média a grossa, figura 4. 30.
Fig. 4.30 – Esboço de padrão angular e forma do relevo associada
O padrão de drenagem pinado se adapta á folheação ou acamadamento de rochas
fortemente mergulhantes. É um padrão multidirecional , canais predominantemente
retilíneos, os menores entram nos maiores em ângulos agudos. É comum em rochas
metamórficas, xistos e filitos, figura 4.31. O relevo é maciço medianamente ondulado.
Fig. 4.31 – Esboço de padrão pinado e forma do relevo associada.
O padrão de drenagem radial centrífugo é multidirecional, os canais podem ser sinuosos
ou retilíneos, divergem de um centro comum. Esta associado a cúpulas que podem ser
intrusões,estruturas vulcânicas, estruturas dômicas, etc., figura 4.32.
Fig. 4.32 – Esboço de padrão radial e forma do relevo associada.
O padrão anelar ocorre em estruturas circulares, domos, bacias, caldeiras, astroblemas
(estruturas de impacto de meteoritos). Os canais maiores assumem geometria em anel e
os menores entram em ângulos de 900 à semelhança do padrão em treliça, figura 4.33.
Fig. 4.33 – Esboço de padrão anelar e forma do relevo associada.
O padrão de drenagem lagunado indica exudações do lençol freático. Ocorre em relevos
mais ou menos planos, planaltos, mesas, planícies fluvial, lagunar e marinha. Com
abundância de chuva, ao longo dos canais e mesmo fora destes, formam-se lagunas,
banhados, conhecidos como olhos d’água. Assemelha-se à drenagem Cárstica, difere
desta por apresentar abundante drenagem superficial, figura 4.34.
Fig. 4.34 - Esboço de drenagem lagunada e forma do relevo associada.
A drenagem Cárstica é característica de áreas onde ocorrem calcários e mármores
calcíticos em clima úmido. É uma drenagem interna, principalmente subterrânea. No
sub solo, por dissolução da rocha calcária, formam-se cavernas, cujo teto pode abater-se
em superfície, formando depressões chamadas dolinas, poljes, uvalas Nos espaços de
dissolução acumula-se água subterrânea figura 4.35.
Fig. 4.35 – Esboço de drenagem interna carstica, A estágio inicial, B estágio adiantado.
Classificação genética dos sistemas de drenagem
John W. Powell em 1875, nas suas explorações do Rio Colorado estabeleceu, pela
primeira vez, a classificação genética dos sistemas de drenagem, onde relaciona os
canais com as estruturas geológicas. Esta relação é importante na interpretação
geológica e geomorfogenética de setores da superfície da Terra.
Em um plano geral distinguiu rios adaptados às estruturas geológicas (conseqüentes,
subseqüentes e obsequentes) e não adaptados (superimpostos e antescedentes).
O rio conseqüente (geralmente um canal mestre) adapta-se à declividade primária da
superfície, geralmente determinada pelo sentido do mergulho dos pacotes de rocha.
O rio subseqüente, geralmente tributários maiores, (vem depois) adapta-se à direção dos
pacotes de rochas.
Os canais obsequentes se opõem á direção do mergulho dos pacotes de rochas,
geralmente canais menores de outra bacia hidrográfica, associados a pendentes fortes,
opostas ao sentido do mergulho dos pacotes, figura 4.36.
Fig. 4.36 – O rio mestre é consequente, os tributários maiores são subsequentes e os
menores são obsequentes. Também é esboçado o relevo em Cuesta e a captura de um
canal consequente por um subsequente. À esquerda vista aérea, anaglifo, com drenagem
adaptada à estrutura, São Sepé RS.
A drenagem não adaptada às estruturas das rochas aflorantes pode ser antecedente ou
superimposta.
A drenagem antecedente ocorre quando velhas superfícies de erosão em rochas do
embasamento cristalino, levemente basculadas no sentido do nível de base, são
soerguidas. A drenagem segue direcionada para o nível de base cortando as estruturas
antigas. A drenagem antecedente também é chamada de transversa, figura 4.37.
Fig.4.37 – Em A, esboço de estágios de antecedência da drenagem, em B vista aérea,
anaglifo o rio Camaquã corta crista isoclinal de falha (Ant), Encruzilhada do Sul RS.
Em C esboço e estágios de superimposição da drenagem, em D vista aérea, anaglifo, o
arroio Tupaberá corta cristas de quartzito em estrutura dobrada (Sup), Santana da Boa
Vista, RS.
A drenagem superimposta tem como condição inicial ideal escoar em disposição
consequente sobre sobre uma sequência de cobertura levemente basculada em direção
ao nível de base. A posterior remoção desta cobertura por erosão, exuma rochas de
diferentes durezas com forte mergulho. O direcinamento da drenagem continua para o
nível de base, independente da disposição espacial dos pacotes sotopostos. Esta
drenagem também é denominada genericamente como transversa.
Capturas nos sistemas de drenagem.
O processo de captura de um sistema de drenagem por outro faz parte do
desenvolvimento dos sistemas de drenagem.
Seja pela aparente dificuldade do reconhecimento do processo, seja pela tendência do
desenvolvimento da geomorfologia no estudo de processos atuais, a identificação de
áreas de captura de drenagem desapareceu dos livros texto de geomorfologia e geologia
física modernos. Aparece esporadicamente em artigos e pesquisas identificadas através
do sensoriamento remoto orbital e aéreo.
A posição de um divisor de águas permanece constante apenas na condição ideal em
que as taxas de erosão são iguais dos dois lados do divisor. Quando as duas encostas do
divisor apresentam declividades desiguais, a erosão é mais ativa no sistema de
drenagem de maior inclinação, que tem nível de base de erosão mais baixo. Nesta
condição, o divisor de águas retrocede gradualmente, consumindo a bacia hidrográfica
do sistema de drenagem com menor pendente, figura 4. 38.
Na área capturada, onde as duas drenagens interferem, forma-se padrão de drenagem
característico denominado “barbed” aqui traduzido por arame farpado. Outra feição
característica é o cotovelo de captura, setor em que o canal capturado apresenta brusca
mudança de direção.
Fig. 4.38 - Em A vista aérea anaglifo mosaico ilustra a captura das cabeceiras da bacia
do rio Camaquã pelas cabeceiras da bacia do rio Jacuí, Lavras do Sul RS. Em B esboço
ilustra estágios do processo de captura.
4.6 - Conceitos chave relacionados à Geomorfologia Estrutural
É frequente o uso de alguns conceitos chave relacionados com a
Geomorfologia Estrutural, apresentados no quadro 4.1, os quais
aparecem em artigos científicos e mesmo em livros, sem que os
mesmos tenham sido convenientemente relacionados com o
desenvolvimento histórico dos termos e com seu significado atual.
Quadro 4. 1.
A figura 4.39 ilustra os conceitos acima definidos. Em A mapa mundi do relevo da
Terra, salientando –se em marrom escuro as grandes cadeias de montanhas atuais
relacionadas às margens ativas das placas, em marrom claro os planaltos no interior das
placas, em verde as planícies e terras baixas, em azul os oceanos, em vermelho os
limites divergentes de placas, em branco calotas glaciais, grandes feições das paisagens
relacionadas à Geomorfologia Global.
Em B figura original de Kober (1928) que introduziu o conceito de morfotectônica
relacionado às grande unidades fisiográficas da Terra, conceito anterior à teoria da
Tectônica de Placas.
Em C morfoestrutura anelar do Cerro do Jarau, paisagem produzida pela interação dos
processos de denudação com a cicatriz do impacto (astroblema), Cerro do Jarau, Quaraí,
RS.
Em D morfoestruturas lineares, lineamentos que cortam o Escudo sul – rio-grandense
em várias direções, imagem aérea anaglifo.
Fig. 4.39 – Ilustra quatro conceitos chave, A Geomorfologia Global, B Morfotectônica,
C Morfoestrutura, vista aérea, D Lineamento, vista aérea (anaglifo).