5. Geomorfologia Climática - Processos Geomorfológicos de Origem

5. Geomorfologia Climática - Processos Geomorfológicos de
Origem Externa – Mesoformas e Microformas da Paisagem
Introdução
Breve Histórico
No começo do século XX (1900), surgiu a classificação dos climas da
Terra, elaborada por Wladmir Koppen. Ao mesmo tempo Vasilu
Dodokuchayev esboçou a primeira classificação genética dos solos da
Rússia, evidenciando a importância do fator climático na individualização
dos tipos de solos do país.
Em 1913 o geógrafo Emanuel de Martonne publicou “Le climat,
facteur du relief” com a descrição detalhada do relevo em determinadas
zonas climáticas.
Em 1950 surgem Das System der klimatischen Morphologie de Julius
Budel e a classificação das nove regiões morfogenéticas (glacial,
periglacial, boreal, maritima, selva, moderado, savana, semi árido e árido)
desenvolvida por Peltier.
Em 1955 e 1960 apareceram « Introduction á la Géomorphologie
Climatique » de André Cayleux e Jean Tricart e « Le cycle d’ Érosion
sous les Différents Climats, de P. Birot.
Ambos trabalhos criticam o conceito de Ciclo normal de erosão
introduzido por William Morris Davis no início do século XX.
A partir da década de 40 do século XX, o geólogo da África do Sul,
Lester C. King desenvolveu uma série de artigos que culminaram , em
1960, pela publicação do seu livro Morphology of the Earth, que pode ser
considerado o primeiro ensaio da moderna Geomorfologia Global, onde o
clima é analisado de forma geral e histórica, dentro da perspectiva de
evolução do Continente Gondwana.
Seguindo uma iluminada sugestão do geólogo americano Allan Wood
(1942), King propõe a disseminação de Pediplanos pelo recuo paralelo de
encostas, sob a ação de processos sub úmidos que, pelos registros
geológicos, predominavam nos climas do Cretáceo Superior, Terciário
Inferior Médio.
King incorporou no seu modelo de desenvolvimento das paisagens o
conceito de ciclo de erosão, a partir do recuo paralelo de escarpas, com a
formação de pedimentos que, por coalescência originam pediplanos.
Um novo soerguimento causa escarpas erosivas que recuam de novo
paralelamente, formam novo pediplano que corresponde a novo ciclo de
erosão.
Deste modo, as paisagens podem ser concebidas como uma série de
níveis erosivos antigos, separados por escarpas submetidas à rápida erosão.
A partir da década de 70, a geomorfologia climática derivou para a
geomorfologia quantitativa que atualmente estuda detalhadamente os
processos atuais de elaboração do relevo.
O que é a geomorfologia climática.
Dentre os três fatores gerais de elaboração do relevo concebidos por
Davis, estrutura processo, história, a Geomorfologia Climática
aprofunda-se na linha dos processos naturais de atuação externa que
modelam as paisagens.
A geomorfologia climática estuda principalmente a influência dos
climas do presente e do passado no modelado das paisagens.
Os processos climáticos são responsáveis pela escultura da paisagem
em mesoformas e microformas, a partir das mega formas , que foram
individualizadas pela atuação da Tectônica de Placas nos diversos ciclos
desta, bem como pela modelagem das macroformas, analisadas na
Geomorfologia Estrutural, figura 5. 1.
Fig. 5.1 – O ciclo hidrológico superficial e o ciclo das rochas ilustra as
relações da Geomorfologia Climática com a Geomorfologia Estrutural e
Geomorfologia Global. Altamente esquemático, modificado de (Huggett
2006).
Os diversos aspectos da geomorfolgia climática foram desenvolvidos
principalmente por geomorfólogos alemães e franceses.
A fonte fundamental de energia para os movimentos da matéria na
superfície terrestre é o Sol, principalmente sob a forma térmica. A força da
gravidade inerente à Terra, junto com a atração exercida pela Lua e em
menor proporção pelo sol, também contribuem para os movimentos dos
agentes naturais gravidade > (ar, água, gelo e vida).
No meio concreto natural, os processos geomorfológicos de origem
externa estão interligados, não só entre si, mas também com os processos
geológicos de origem interna, comandados pela energia gerada no interior
da Terra. Formam uma gigantesca e complicada rede de eventos em
sistema aberto.
O entendimento parcial destes processos naturais é obtido a partir da
abordagem sistemática e sistêmica de circulações específicas de matéria
na parte superior da crosta, hidrosfera e atmosfera.
Para ilustrar este tipo de abordagem, um exemplo didático é o da
circulação geral da água na Natureza, atualmente a maior responsável pela
escultura das paisagens, figura 5. 2.
Fig. 5.2 – Sistema de circulação geral da água na natureza,
esquemático. Os dois reservatórios que fornecem a umidade para os
processos exógenos de elaboração do relevo são os oceanos e a atmosfera
que é abastecida principalmente pela evaporação da água deste.
Modificado de (Holmes 1970)
O calor solar evapora a água dos oceanos, lagos, rios, transferindo- a
para a atmosfera. Formam-se nuvens e após, precipitação de chuva ou
neve, as quais se movimentam na superfície do solo. Ocorre infiltração
em direção aos aqüíferos subterrâneos, escoamento nos rios e acumulação
nos glaciais. Finalmente parte desta água retorna ao Oceano.
Esta circulação, brevemente descrita é responsável por um importante
grupo de processos geomorfológicos, que envolvem agentes como o vento
que movimenta o vapor d’ água na atmosfera, chuva e rios, que
representam a água em movimento, glaciais, onde ocorrem movimentos
lentos do gelo, vento que move partículas finas em zonas desérticas e
litorais onde ocorre areia e água subterrânea parcialmente estagnada nas
rochas e regolitos, esta colaborando com os processos de intemperismo
químico. Tais agentes são as “ferramentas” responsáveis pela escultura das
paisagens naturais, tendo como matéria prima bruta as rochas da Crosta
Terrestre.
Nesta linha sistemática e sistêmica, serão abordados aspectos gerais do
clima, os processos geomorfológicos de intemperismo, a formação do
regolito e do solo, os movimentos de massa e os seus depósitos, a ação das
águas subterrâneas, a ação das águas superficiais (rios, lagos, lagoas) e a
ação dos processos costeiros, incluindo o vento na formação de ondas e
dunas. A ação dos glaciais não será abordada, posto que, a sua faixa
latitudinal climática e de altitude está fora das condições do Brasil em
geral e do Rio Grande do Sul em particular, este principal foco da
abordagem.
Clima – Intemperismo - Regolito
Clima
O clima tem grande influência nas características que adquirem as
paisagens em geral, bem como o regolito, o solo, a vegetação, os
movimentos de massa, a distribuição das águas superficiais e subterrâneas.
Clima é o conjunto de fenômenos que caracterizam o estado médio da
atmosfera em um determinado lugar.
Os parâmetros fundamentais do clima são a temperatura do ar da
água, do solo e suas variações, as diferenças de pressão do ar e os ventos,
a umidade do ar e as precipitações atmosféricas, figura 5.3.
Fig.5. 3 – Precipitações e temperaturas médias anuais na Terra. No Rio
Grande do Sul, a chuva média anual fica entre 1000 e 2000mm e a
temperatura média anual é em torno de 200C. Estes dois parâmetros gerais
determinam o clima atual do Estado do Rio Grande do Sul, como
mesotermal úmido, segundo a classificação de Koepen. Modificado de
Azevedo 1956.
As variações de temperatura, pressão e umidade estão associadas a
fatores geográficos tais como latitude, altitude, continentalidade,
vegetação, correntes marítmas, etc, fatores estes que também devem ser
levados em conta na análise e classificação dos climas da Terra.
Uma das classificações climáticas gerais mais adotadas é a de Wladmir
Koppen.
Nesta, cinco são os grandes tipos climáticos do Planeta: A – Clima
Tropical Chuvoso, B- Clima Seco, C- Clima Mesotermal Úmido, D –
Clima Microtermal Úmido, E – Clima Glacial. Tipos secundários e
variedades destes fundamentais são designados por outras letras,
maiúsculas ou minúsculas. Uma terceira letra minúscula poderá ser
acrescentada aos símbolos climáticos, designando modalidades térmicas ou
pluviométricas, tais como a presença de nevoeiros, etc. Portanto, nesta
sistemática, os grandes grupos climáticos podem ser fragmentados em sub
grupos localizados., figura 5. 4.
Fig. 5.4 - Climas das Américas segundo Vladmir Koppen. No Rio
Grande do Sul predomina clima mesotérmico (C), sem estação seca, úmido
(f), com verões quentes (a). Cfa. ( Modificado de Azevedo 1956).
Clima do Rio Grande do Sul
No Rio Grande do Sul predomina o clima tipo, Mesotermal Umido ou
Temperado Quente, de acordo com a classificação de Koppen.
Segundo esta classificação, a letra C indica a qualidade mesotermal e a
letra f significa úmido. Este por sua vez pode ser dividido nos seguintes
grupos:
Sub – Tropical – Com verões quentes – (Cfa)
(Cfak) – Com invernos frios
(Cfah) – Com invernos moderados
Sub – Temperado com verões brandos – (Cfb)
(Cfbk) – Com invernos frios, onde:
C – Temperatura média
do mês mais frio entre 18 graus e 3 graus centígrados
f - Sem estação seca
b – Verões brandos
a – Verões quentes
h – Invernos brandos
k – Invernos frios
A figura 5.5 apresenta a distribuição geográfica dos dois principais
tipos climáticos do RS, segundo a classificação de Koeppen.
Fig. 5.5 – Os dois tipos climáticos gerais do Rio Grande do Sul, Cfa,
clima mesotermal úmido com verões quentes, sub tropical e Cfb, clima
mesotermal úmido com verões brandos, sub temperado. Modificado de
Kuinchner e Buriol 2001).
Em 1930 o meteorologista Ladislau Coussirat de Araújo subdividiu o Rio Grande do
Sul em oito regiões fisiográficas com características microclimáticas distintas, segundo
a classificação de Kopen, figura 5.6. Alto vale do Uruguai, Serra do Nordeste, Serra do
Sudeste, Litoral Sul cfb, sub temperado com verões brandos; Depressão Central,
Campanha, Baixo Uruguai, Litoral Norte cfah sub tropical, com verões quentes e
invernos moderados, Missões e Planalto Médio cfak com verões quentes e invernos
frios
Fig. 5.6 – As oito regiões fisiográfico – climaticas do Rio Grande do Sul e suas
variedades microclimáticas. Modificado de Araújo (1930).
Os fatores que controlam a distribuição destes grupos no Estado são
pricipalmente a altitude e secundariamente a latitude e continentalidade.
Na maior parte do território gaúcho predomina o clima mesotermal
úmido sub – tropical,(Cfa) cuja característica principal é a ocorrência de
verões quentes, associados a baixas altitudes. Este tipo climático
subdivide-se em dois grupos (Cfah), com invernos moderados e (Cfak)
com invernos frios associado às maiores altitudes. O clima mesotermal
úmido sub tropical com invernos moderados ocorre principalmente na
Depressão Periférica, no Planalto de Uruguaiana e na Planície Costeira
Norte até Rio Grande, nas áreas de mais baixa altitude. O clima
mesotermal úmido subtropical com invernos frios ocorre principalmente
no Planalto de Santo Ângelo e no Planalto Rebaixado Marginal Cangussú
– Caçapava em maiores altitudes.
O clima mesotermal úmido sub temperado com verões brandos e
invernos frios (Cfb) está associado a relevos elevados ou superfícies de
cimeira. Ocorre principalmente no Planalto dos Campos Gerais, no
Planalto Residual Canguçu – Caçapava e na Planície Costeira em Santa
Vitória do Palmar onde ali o fator determinante do tipo climático é a
latitude e não a altitude, Esta região se diferencia climaticamente dos
Planaltos de superfícies cimeira, pelas suas taxas anuais de precipitação
muito mais baixas.
Em termos de zoneamento de processos morfoclimáticos atuais no Rio
Grande do Sul, os fatores mais importantes do Clima são a distribuição das
precipitações, das temperaturas e da insolação, figura 5.7 .
Fig. 5.7 – Distribuição das temperaturas precipitação e insolação
médias no Rio Grande do Sul, modificado de (Kuinchner e Buriel 2006).
A evapotranspiração é um parâmetro importante do clima, controlada a
grosso modo pela temperatura e precipitações. Se relaciona com a altitude,
de modo geral, é inversamente proporcional a esta, figura 5.8.
Fig. 5.8 - Relação da altitude com a evaporação - transpiração média anual no Rio
Grande do Sul. Modificado de Kuinchner e Buriol 2006).
Há relação direta entre unidades climáticas e unidades morfoestruturais
do relevo do Rio Grande do Sul
A relação da variação climática com as unidades morfoestruturais do
Rio Grande do Sul pode ser demonstrada com a comparação da figura 5.4
com a figura 2.14 (introdução), figura 5. 9.
Fig. 5.9 – Comparação entre as regiões fisiográficas (microclimas) com as unidades
morfoestruturais do Rio Grande do Sul.
Na Unidade Morfotectônica Planalto, Unidades Morfoestruturais
Planalto Pouco Dissecado em Riolito conhecido fisiograficamente como
Planalto dos Campos Gerais, Planalto Ondulado em Basalto, conhecido
como Planalto Médio, Planalto Ondulado Dissecado em Basalto conhecido
como Alto Uruguai e Planalto Dissecado em Riolito e Basalto, conhecido
como Planalto de Soledade, a pluviosidade é alta, entre 1700 mm e
2010mm ano em média e a temperatura média anual é relativamente baixa
, entre 140 C e 160 C A insolação média anual está entre 2300 e 2500 horas.
Estas condições conferem a este setor do estado clima mesotermal úmido
sub temperado com verões brandos e invernos frios e chuvosos (Cfb) . São
as áreas de menor défcit hídrico do Estado.
Na Depressão Periférica e Planalto Pouco Dissecado em Basalto,
conhecido fisiograficamente como Planalto de Uruguaiana,
as
0
0
temperaturas médias anuais são relativamente altas, entre 19 C e 20 C
anuais, as precipitações médias anuais relativamente baixas, entre 1100 e
1400 mm anuais e insolação alta entre 2600 e 2400 horas . Estas condições
conferem a estes setores do Estado clima mesotermal úmido com verões
quentes. São as áreas de maior défcit hídrico do Estado, (Cfah).
Nas unidades Planície Costeira e Escudo, temperaturas médias anuais
entre 160 C e 180 C, precipitações em torno de 1200 e 1500 mm e
insolação de 2400 e 2500 horas determinam clima mesotermal úmido com
verões brandos (Cfb).
No Rio Grande do Sul pela sua localização latitudinal,, ao contrário
das áreas inter tropicais do Brasil, os mais baixos índices de precipitação
coincidem com as maiores taxas de evaporação – transpiração, as quais
ocorrem no verão. Este fato é responsável por estiagens cíclicas que trazem
sérios prejuízos à agro pecuária e ao abastecimento público de diversos
municípios. Este fenômeno se agrava, principalmente na fronteira Oeste e
no Alto Vale do Uruguai, onde a temperatura média do mês mais quente
(janeiro) está entre 24o e 26o . Os municípios situados nesta faixa sofrem
situações de escassez de água em determinados verões, mas não
comparáveis ao que ocorre ao semi árido nordestino onde a seca é uma
situação comum.
Esta situação de escassez de água é incomum no restante do território
brasileiro.
Intemperismo e feições associadas - Regolito
As rochas quando expostas, em contato com o ar, com a água
superficial - subterrânea e com a vida, na sua maioria, formaram-se no
interior da Crosta Terrestre em condições de temperatura e pressão bem
maiores do que as que ocorrem nas condições normais da superfície da
Terra. Os minerais das rochas geradas em profundidade são produto de
reações endotérmicas, onde ocorre absorção de calor e desenvolvem-se
estruturas cristalinas densas e compactas. Nas condições de superfície estes
minerais tornam-se instáveis, reagem com o meio, através de reações
químicas exotérmicas , com desprendimento de calor. A conseqüência é a
produção de novos minerais com estrutura cristalina menos densa e
compacta. Este fenômeno é acelerado pela desintegração física da rocha
em fragmentos menores, condição esta que aumenta a superfície de ataque.
O conjunto destes processos, acrescidos da ação de processos biológicos é
denominado Intemperismo, figura 5. 10.
Fig. 5. 10 - O sistema geomorfológico abrange os sistemas de
intemperismo geoquímico e parte do sistema de intemperismo bioquímico,
este englobado pelo sistema biótico. O sistema geomorfológico resulta da
interação da Litosfera com a Hidrosfera e Atmosfera.
O intemperismo pode ser de dois tipos: Geoquímico ou Inorgânico,
em que os processos de vida não participam e tem como produto final o
Regolito (antigo). Bioquímico ou Pedogenético, que tem como substrato
fundamental o regolito, onde atuam processos biológicos , em íntima
colaboração com a circulação da água , ar levando à formação do Solo
(moderno).
Para efeito explicativo os processos de intemperismo geoquímico ou
inorgânico podem ser classificados em físicos e químicos.
Intemperismo físico
Vários fatores naturais contribuem para a fragmentação mecânica das
rochas, contudo o efeito mais geral é causado por mudanças de
temperatura que afetam os minerais e as rochas. Estas variações podem
ocorrer no ar, na água ou diretamente pela ação dos raios solares. Os
minerais e as rochas se expandem quando são aquecidos e contraem-se
quando resfriados. Isoladamente estas expansões e contrações são
negligenciáveis, mas quando são constantemente repetidas, em centenas e
até milhares de anos, o seu efeito pode ser grande. Sob a influência destas
expansões e contrações, a adesão entre os grãos minerais é paulatinamente
enfraquecida. Quanto maiores são os tamanhos dos grãos dos minerais das
rochas, maior é o efeito destas variações de temperatura na sua
desagregação. A cor da rocha também é importante. Rochas e minerais
escuros se aquecem rapidamente e mais do que rochas e minerais claros,
logo se dilatam e contraem mais, desagregando-se eficientemente. Rochas
com cores entremeadas como os granitos, formados por minerais pretos,
brancos e avermelhados, se desagregam mais rapidamente que rochas com
coloração uniforme. Isto se deve ao fato que grãos de diferentes cores e
composições têm coeficientes de dilatação e contração diferentes, gerandose esforços suplementares que facilitam a desagregação da rocha.
A água ao passar do estado líquido para o sólido aumenta de volume.
Na forma líquida preenche fraturas na rocha. Quando a temperatura baixa
até ao ponto de congelamento, a formação expansiva do gelo gera altas
pressões que fragmentam a rocha que contém água em seus espaços
vazios.
As rochas ígneas, às vezes, ocorrem sob espessas coberturas de rochas
sedimentares. Á medida que esta cobertura é erodida, há alívio de peso
sobre o maciço ígneo enterrado que causa expansão da parte superior do
corpo, e oportuniza a formação de amplas fraturas paralelas à superfície
topográfica. Estas linhas de fraqueza são condutos preferenciais para a
circulação da água que se infiltra e propicia o intemperismo químico da
parte superior do maciço, através de camadas paralelas à superfície do
terreno, originando formas do relevo denominadas domos de esfoliação,
figura 5.11.
Fig. 5.11 – Domo de esfoliação em granito, fraturas em “casca de
cebola”, produzidas por alivio de pressão por remoção das rochas de
cobertura. Terezópolis, R.J.
Intemperismo Químico – A água é o principal agente de
intemperismo químico. A chuva, em contato com o ar e o solo dissolve
oxigênio ,gás carbônico e ácidos húmicos e além disto, a própria água
tem naturalmente caráter levemente ácido. A solução aquosa, movendo-se
lentamente na grande superfície de rocha previamente desintegrada, é
capaz de produzir um imenso trabalho de transformação química. A água é
o solvente e dissolvente universal.
Intemperismo esferoidal Uma forma quase universal de intemperismo
químico ocorre em rochas ígneas plutônicas, vulcânicas, gnaisses e,
mesmo em rochas sedimentares, o qual resulta na produção de matacões
de diversos tamanhos e seixos arredondados de rochas não intemperisadas,
ao longo dos quais se desenvolvem camadas ou lâminas de material
desintegrado. Não deve ser confundido com os domos de esfoliação que se
ligam mais ao intemperismo físico. O intemperismo esferoidal associa-se
principalmente a processos de intemperismo químico, característico da
parte saprolítica do regolito
As rochas associadas devem estar fragmentadas por diaclases.
Largamente espaçadas, produzem grandes matacões, pouco espaçadas
produzem pequenos matacões e “seixos”. O conjunto esparramado na
superfície forma campos de matacões de diversas formas e tamanhos
O processo e a forma em camadas concêntricas é atribuído à hidratação
e oxidação de minerais primários, seguida de expansão, pois o material
alterado é rico em minerais secundários de baixa densidade e grande
volume, tais como caulinita, sericita, serpentina, montmorilonita e clorita,
figura 5. 12.
Fig. 5.12 – Acima regolito com intensa decomposição esferoidal
(esquemático). No meio, granito com núcleos de intemperismo esferoidal e
matacões de granito residuais. Abaixo, comparação do processo de
intemperismo esferoidal em basalto, Planalto Médio à esquerda e granito
Bloco Pelotas, à direita. Fotos do Autor.
A esfera é a forma geométrica com menor quantidade de área
superficial, relativa ao seu volume. A tendência de o intemperismo
esferoidal produzir formas que se aproximam da esfera deve-se a que o
intemperismo ataca os blocos fraturados de rochas, de todos os lados,
sendo a decomposição mais rápida nos cantos ou vértices, onde a energia
química é aplicada com maior intensidade relativa (3), (2) nas arestas e (1)
nas faces.
A velocidade do intemperismo esferoidal é acelerada pelo tamanho dos
blocos, maior nos blocos menores, menor nos maiores, figura 5. 13
Fig. 5. 13 – Aumento da intensidade do intemperismo com a menor dimensão dos
blocos (acima). Abaixo, maior ataque nos cantos dos blocos. Quando o bloco atinge a
forma aproximadamente esférica o processo é de diminuição de volume, até o consumo
total do bloco por intemperismo, o que nem sempre acontece.
As rochas ígneas, formadas em altas condições de pressão e
temperatura, são as mais sensíveis ao intemperismo químico. Serão usadas
para ilustrar alguns aspectos dos processos que ocorrem e os produtos
resultantes.
Os principais minerais constituintes das rochas ígneas são o Quartzo,
os Feldspatos, e os Silicatos Ferromagnesianos ( Micas, Anfibóleos,
Piroxênios e Olivina), (ver quadro II).
O quartzo é mineral muito resistente, óxido de silício, composto por
silício e oxigênio (Si, O), onde os átomos estão forte e compactamente
ligados, figura 5.14.
Fig. 5.14 – Regolito resultante da alteração de granito. No detalhe
observar grãos de quartzo que permanecem como resistatos no material
alterado à base de minerais argilosos e óxidos de ferro. Massas de óxido de
ferro e argilas englobam a parte menos intemperizada. Viamão, RS, foto
do autor.
Este mineral resiste muito bem aos processos químicos e mecânicos de
intemperismo. Entretanto, o quartzo é lentamente dissolvido em condições
de clima tropical. Devido à sua alta resistência, enquanto que os outros
minerais das rochas ígneas são destruídos, os grãos de quartzo, em sua
maioria, permanecem intactos. São transportados, depositados e formam
diferentes depósitos de sedimentos à base de areia que após outras
transformações, já no interior da crosta terrestre, originarão as rochas
sedimentares denominadas arenitos conhecidos vulgarmente com ”pedra
grês”, muito utilizada como material de construção, figura 5. 15.
Fig. 5. 15 – Origem dos arenitos: Grãos de quartzo resistatos
provenientes do intemperismo, transportados e depositados no tamanho
areia, arenitos cimentados por processos de diagênese.
Os minerais mais abundantes das rochas ígneas são os feldspatos,
silicatos aluminosos, cálcicos e elementos do grupo dos metais alcalinos,
sódio e potássio (Si, O, Al, Ca, Na, K). As suas estruturas cristalinas são
menos compactas e resistentes do que a do quartzo. Os processos de
intemperismo químico (solução, hidrólise, hidratação e carbonatação),
destroem completamente a estrutura cristalina dos feldspatos. Neste
processo o cálcio, sódio e potássio são extraídos do retículo cristalino e o
silício, alumínio, oxigênio reagem com a hidroxila da água (OH). Formam
agregados coloidais que cristalizam sob a forma de uma nova estrutura
mineral, os filossilicatos, um grupo de minerais de argila, em que a mais
comum a Caolinita, figura 5. 16, bem como, é o principal material
original de formação de rochas argilosas, os argilitos.
Fig. 5. 16 – Parte de perfil em regolito desenvolvido em granito. Os nódulos brancos
indicam a transformação dos feldspatos em caolinita. Em alguns pontos percebe-se a
forma original do cristal de feldspato. No canto inferior esquerdo da foto, matacão
granítico resistente aos processos de intemperismo. Viamão RS. Foto do Autor.
Os processos de intemperismo, físico e químico, são fundamentais na
formação do regolito, também conhecido como manto de alteração
As argilas são minerais altamente estáveis nas condições de pressão e
temperatura que ocorrem na superfície dos continentes. A erosão,
transporte e deposição destes minerais argilosos , criados pelos processos
intemperismo das rochas ígneas, se depositam nas bacias sedimentares,
formam sedimentos argilosos, que após outras transformações na crosta
terrestre, originam as rochas sedimentares, denominadas argilitos, figura
5. 17.
Fig. 5. 17 – Argilito em que o material de origem são principalmente
feldspatos alterados a minerais argilosos que, posteriormente, sofrem
processos de compactação. Os minerais origem densos foram totalmente
transformados em minerais de alteração menos densos.
Os silicatos ferromagnesianos, micas, anfibólios, piroxênios, olivina
compostos por (Si, O, Al, Ca, Mg, Fe), são geralmente ainda menos
resistentes ao intemperismo químico do que os feldspatos, igualmente são
convertidos em argilas.Além disso, a abundante quantidade de ferro
contido nestes minerais, pode ser fortemente oxidado e hidratado formando
óxidos de ferro, hematita, limonita e outros que conferem as cores
vermelhas e amareladas aos regolitos, tão características dos produtos de
intemperismo das rochas ígneas.
Os principais minerais formadores das rochas ígneas podem ser
organizados na seguinte ordem decrescente de resistência, aos processos
de imtemperismo químico (série de Goldisch):
quartzo> muscovita> feldspato potássico> biotita> feldspato sódico>
anfibóleos, >piroxênios> felspato cálcico> olivina.
Regolito: Regolitos no Rio Grande do Sul
O regolito é o material resultante da ação dos processos de
intemperismo inorgânico, químico e físico, sobre as rochas da Crosta
Terrestre. O termo abrange todos os materiais inconsolidados, residuais,
transportados e depositados que jazem sobre o substrato rochoso. Crostas
duras como lateritas e silcretes são classificadas como regolito. A parte
do regolito que ainda preserva resíduos da textura e estrutura da rocha de
origem é denominado saprólito, figura 5. 18.
Fig. 5. 18– Regolito desenvolvido em granito. Em primeiro plano
matacões residuais envoltos no saprólito, indicando proximidade do
contato com a superfície basal de intemperismo. Granito Viamão, Viamão
RS. Foto do Autor
O estudo do regolito é importante, principalmente em países de
características tropicais, como o Brasil que apresenta muitas de suas
paisagens esculpidas em rochas com espessas coberturas de mantos de
alteração.
O regolito assume importância econômica por ser portador de recursos
minerais, entre outros, bauxita, caolim, ouro e águas subterrâneas. Por
outro lado, é o principal substrato a partir do qual se estabelece a
pedogênese ou formação do solo, o qual, junto com a água, é o bem
fundamental para o desenvolvimento da vida no planeta. A maioria dos
fósseis continentais dos períodos Terciário e Quaternário são localizados
no regolito. Finalmente, muitas obras de engenharia, cidades, túneis,
pontes, estradas, barragens, são parcialmente implantadas no regolito,
material suscetível a se deslocar através dos movimentos de massa que
podem bloquear estradas, destruir casas, veículos e ceifar muitas vidas
humanas.
Assim como se distinguem diversos horizontes em um perfil de solo, o
regolito se diferencia em determinadas zonas de intemperismo. O contato
entre a rocha sã e o saprólito, parte inferior do regolito geralmente é
irregular e denomina-se frente de intemperismo ou superfície basal de
intemperismo . A zona do saprólito, além de demonstrar a textura
original da rocha, com blocos desta preservados, apresenta veios que
cortam o saprólito em suas posições originais, indicando material “in
situ” . No topo do regolito ocorre lixiviação de material por circulação de
águas vadosas de infiltração. Nesta zona desaparecem indícios da textura
da rocha, os veios que a cortam perdem a sua unidade, fragmentam-se e
deslocam-se. Podem ocorrer ainda nesta zona, blocos de rocha
arredondados dispersos. Este setor do perfil do regolito é denominado
zona móvel, figura 5. 19.
Fig. 5. 19 – Perfil ideal de intemperismo.Demonstra a zonação do
Regolito. Modificado de (Ollier & Pain 1995)
Águas subterrâneas e regolito
A água é um fator de primeira ordem na formação do regolito. Em seus
movimentos no regolito pode ser reativa ou solvente, na qual as
reações químicas ocorrem, e a água funciona como agente de
transporte para os produtos de intemperismo bem como é controladora
das condições de oxidação e redução.
A água pode ser subterrânea ou superficial, pode permanecer em
contato com a rocha durante anos e a que se situa na base das águas
subterrâneas pode permanecer estagnada durante centenas ou milhares
de anos, figura 5. 20.
Fig. 5. 20 – Zonas e camadas da água subterrânea. Os processos de
intemperismo são diferentes em cada zona e do mesmo modo, o
aspecto do regolito. Modificado de (Ollier & Pain 1995)
Zonas e camadas da água subterrânea, figura 5.20.
Zona superior ou de aeração
1. Camada de umidade do solo – A chuva que atinge o solo pode
evaporar-se, escoar ou infiltrar. A camada de umidade do solo é um
grande retentor de água e uma barreira para a recarga do lençol
freático.
2. Camada intermediária – Zona de movimento para baixo da água,
mas ocasionalmente, ela seca. A lixiviação é realçada e o
intemperismo químico é intenso. A secagem leva à precipitação de
óxidos de ferro. Ali o regolito apresenta cores em ladrilho,
mosqueadas e bandadas.
3. A franja capilar – Em rochas muito porosas e permeáveis a forma
do nível freático é tabular. Onde os poros são pequenos e a rocha é
impermeável ocorre considerável movimento para cima pela tensão
capilar e o limite entre a zona saturada e não saturada é difuso
4. A camada de flutuação – Dependendo do local e do clima sazonal
na zona de flutuação há alternância de condições secas oxidantes e
úmidas redutoras, por isto esta zona se apresenta frequentemente
mosqueada ou bandada.
Zona de saturação – Nesta zona atuam bactérias anaeróbicas.
5. Camada de descarga – Na parte superior da zona de saturação, a
água subterrânea move-se em direção a sítios de descarga. O
movimento é lento, sendo maior próximo à superfície freática e
menor em profundidade. O fluxo transporta íons em solução
liberados pelos processos de intemperismo. Estas soluções aquosas
realçam processos de intemperismo no caminho de sua imigração.
As reações químicas são lentas.
6. Camada estagnada – A água é praticamente imóvel e armazenada
em compartimentos irregulares junto à superfície basal de
intemperismo. O teor de sais, em geral, é grande. Os processos de
intemperismo são lentos na camada estagnada e os produtos não
são levados adiante, como na camada de descarga. O processo de
intemperismo dominante é a hidrólise que atua lentamente, os íons
são removidos por difusão iônica, através da camada estagnada.
Esta difusão é rápida, se comparada com a lentidão dos processos
de intemperismo nesta camada, o processo envolve a duração de
milhões de anos. É difícil pensar em outro mecanismo que não seja
a difusão iônica durante longos períodos para formar bolsões
profundos de saprólito envolvido por barreiras impermeáveis..
A base da água subterrânea – É o nível determinado pela
impenetrabilidade da água subterrânea. ´Em geral, é uma superfície
irregular quando a água penetra por fraturas profundas ou outras linhas
de fraqueza enquanto que o resto da rocha permanece seca. O contato
entre a rocha saturada e seca é abrupto. A base da água subterrânea
corresponde à superfície basal de intemperismo ou “front” de
intemperismo. Em qualquer lugar que a água penetre em uma fenda de
rocha, o processo de hidrólise é possível. Em rochas impermeáveis
fraturadas, o contato entre a rocha seca e a parte fraturada é difuso e
irregular. Em rochas porosas e permeáveis, este contato é nítido e regular
(plano). Este limite é uma baliza do nível freático que é plano e regular
em rochas porosas e permeáveis e irregular e difuso em rochas
impereáveis fraturadas, figura 5. 21.
Fig. 5. 21 – Relações do front de intemperismo com a base da água subterrânea em
rochas impermeáveis fraturadas. Modificado de ( Ollier & Pain 1995)
A figura 5.22 mostra a extrema irregularidade da superfície basal de intemperismo em
rochas riodacíticas do Planalto dos Campos Gerais, RS
Fig. 5.22 – Superfície basal de intemperismo em manto de alteração de
riodacitos. Foto do autor.
Climas e Regolito
O clima é o fator mais importante no desenvolvimento de padrões de intemperismo. Ele
determina o tipo e a taxa de intemperismo, bem como as características do regolito e das
superfícies de rochas intemperisadas.
O intemperismo químico intenso ocorre em regiões quentes e úmidas, onde se
desenvolvem regolitos espessos. O intemperismo químico é mínimo em regiões polares
e desérticas onde a espessura do regolito não é significativa.
Os principais fatores do clima são a temperatura, as precipitações (umidade) e as
variações sazonais destas.
A temperatura influi tanto no intemperismo físico como químico. No primeiro, as
variações de temperatura nas regiões sub polares causam ciclos de congelamento e
descongelamento da água, onde a expansão do gelo forma cunhas que fragmentam as
rochas. No segundo, o aumento da temperatura aumenta as taxas das reações químicas e
da atividade biológica. Um aumento de 100C dobra as taxas de reações química.
As taxas de precipitação influem na eficiência das reações químicas (hidrólise,
oxidação, carbonatação) pois estas só ocorrem com a presença de água. Álém da
quantidade de água, as características do regolito dependem da intensidade das chuvas,
bem como das taxas de evaporação – transpiração.
Outro fator relacionado à água é a sua acidez. Por exemplo, o ferro é 10 000 vezes mais
solúvel em PH ácido do que em alcalino.
A vegetação é importante. As áreas florestadas produzem ácidos orgânicos que
aumentam a eficiência do intemperismo químico. Estima-se que sua eficiência é oito
vezes maior do que nas regiões não florestadas.
De modo geral, as taxas de intemperismo dependem, a) do clima, b) da susceptibilidade
dos minerais ao intemperismo e c) do grau de exposição dos materiais aos agentes de
intemperismo.
A figura 5. 23 relaciona as latitudes climáticas com os tipos gerais de clima, vegetação,
e estruturas dos minerais correspondentes a cada zona do regolito.
Fig. 5. 23– A figura altamente generalizada, além de mostrar as relações clima,
vegetação com a espessura do regolito, apresenta a variação composicional e estrutura
dos minerais deste nos diferentes climas. No polar e desértico, os minerais de alteração
são praticamente inexistentes, ocorre sobre a rocha piso apenas o horizonte saprolítico.
No clima microtérmico, o regolito, de baixo para cima compõe-se de saprólito, zona da
montmorilonita e hidromicas e discreta zona da caolinita. No clima mesotérmico, o
perfil do regolito é, de baixo para cima, horizonte saprolítico, espessa zona da
montmorilonita, zona da caolinita discreta e sinais de ocres – carapaças duras. No clima
tropical todos os horizontes muito espessos, de baixo para cima: saprólito, zona da
montmorilonita, zona da caolinita, ocres e carapaças. Modificado de ( Strakov 1965)
Nas latitudes em torno de 900C predomina clima polar, com baixas temperatura,
evaporação, precipitação e vegetação escassa (Tundra). O intemperismo químico é
incipiente, predomina intemperismo físico que desenvolve regolito pouco espesso.
Nas latitudes altas a médias predomina clima microtérmico, com moderadas
temperatura, precipitação, evaporação e vegetação discreta (Taiga). Equilibram-se
intemperismo físico – químico e a espessura do regolito é moderada.
Nas regiões de clima desértico a evaporação média é alta, a temperatura é média, as
precipitações são muito baixas a vegetação é escassa ou inexistente (Estepes).
Predomina o intemperismo físico sobre o químico, o regolito é incipiente
Nas latitudes sub tropicais o clima é mesotérmico (temperado a sub tropical), com
moderadamente altas temperatura, precipitação e evaporação transpiração. Predomina
vegetação de campo limpo com mata galeria (Savana). O intemperismo químico
predomina discretamente sobre o intemperismo físico e a espessura do regolito é
mediana.
Nas latitudes francamente tropicais e equatorial, predomina clima tropical, com altas
taxas médias de temperatura, precipitação, evaporação – transpiração, vegetação
abundante (Floresta Tropical). Predomina francamente o intemperismo químico sobre o
físico e o regolito desenvolve grande espessura
6. Regolito e bens minerais
Depósitos de placer
Os processos de intemperismo e erosão destroem os depósitos minerais primários que
são separados em duas partes: os resistatos que permanecem e os hidrolisatos que são
dissolvidos e transportados em solução pelos rios. A parte que permanece forma os
depósitos minerais de placer, aluviais, eluviais, eólicos, praiais e glaciais.Estes
depósitos são formados por minerais pesados difíceis de serem dissolvidos, ouro,
platina, cassiterita, wolframita, magnetita, ilmenita e minerais não metálicos, diamante
granada, berilo, zircão, terras raras. Nos placers, em relação aos minérios fonte ocorre
enriquecimento mecânico e químico. Figura 5. 24.
Fig. 5. 24 - Esquemas de depósitos de placer , residual, taluvial, coluvial e aluvial
(terraço, planície de inundação e canal). Modificado de (Smirnov 1976)
Placers laterais ou de praia





Ocorrem em faixas estreitas ao longo da linha de praia.
Os minerais pesados mais comuns são rutilo, ilmenita, e zircão. O teor de
minerais pesados é bem maior do que nos placers aluviais.
Podem estender por dezenas a centenas de km, com espessuras máximas de 1m.
A secção transversal é lenticular com adelgaçamento para o continente e oceano.
Associam-se a placers de duna, figuras 5. 25 .
Fig. 5.25 – Depósitos minerais no litoral e faixa marítima brasileira. Destaque para a
Jazida de placer de praia do Bojuru, RS. Modificado de Martins (2009).
No Brasil ocorrem inúmeros depósitos de placer que vêm sendo estudados e explorados
desde as entradas e bandeiras. Na figura 5. 26, pesquisa de minerais pesados com ênfase
para diamante no vale do rio Jequitinhonha, litoral e plataforma continental da Bahia.
Fig. 5. 26 – Distribuição dos teores de granada em % de concentrados de minerais
pesados nas bacias dos rios Jequitinhonha , Pardo, e Plataforma Continental associada,
Bahia. Modificado de Lima (2011). A granada é mineral satélite da ocorrência de placer
diamantífero.
. Depósitos residuais
Em climas tropicais, sobre várias rochas, em velhas superfícies de erosão, concentramse minérios residuais que resistiram aos processos de intemperismo e erosão sob a
forma de crostas lateríticas (concentração de ferro) bauxíticas (concentração de
alumínio) e garnieriticas serpentiníticas (concentrações de cromo e níquel), figura 5.
27.
Fig.5. 27 - Cortes esquemáticos de jazidas minerais de intemperismo areolar, linear
em fraturas e contato geológico.. Modificado de (Smirnov 1976).
No Brasil, as grandes concentrações de Al, Ni e Mn estão associadas a depósitos
minerais de intemperismo areolar e linear, figura 5. 28.
Fig.5. 28 – Crosta laterítica cortando estrutura dômica produzida por intrusão cretácea
em rochas pré cambrianas, Chapadão do Ferro, MG. Ao lado, corte esquemático,
concentração de níquel no perfil de intemperismo. Abaixo, à esquerda jazida de níquel
da Vendinha, à direita, jazida de manganês Pedra Preta, Goiás, ambas posicionadas em
superfícies de erosão cimeira. Modificado de Braun (1970).
Regolitos no Rio Grande do Sul
No Rio Grande do Sul ocorrem basicamente três variedades de regolitos residuais
assinalados no mapa e perfil com as siglas (I, II, III) e três transportados assinalados
indiscriminadamente com a letra (T), (transportados), figura 5.29, mapa e perfil.
Dos três tipos residuais, o tipo I, Regolito Lateritico se apresenta concentrado na
unidade morfoestrutural Planalto Médio, os outros dois, Regolito Argilitico tipo II e
Regolito Saprolítico -Litólico, tipo III. Ocorrem espalhados em todas as outras
unidades morfoestruturais, excluídas as planícies costeira, fluvial e algumas de suas
encostas, onde ocorrem os regolitos transportados.
Os regolitos transportados (T) são principalmente de três tipos: Dunas nas planícies
marinha e lagunar, Terraços nas planícies fluviais e Tálus – Colúvio em algumas das
encostas destas planícies.
Fig 5. 29 – Classificação e distribuição dos regolitos no Rio Grande do Sul. Acima, à
esquerda localização areal aproximada dos tipos de regolito, I, II e III são regolitos
residuais, T indica as áreas de ocorrência dos regolitos transportados. À direita,
localização nas unidades morfoestruturais. No centro, perfil generalizado do regolito, e
situação ideal das tipologias no perfil. Abaixo, relações dos perfis de regolito com as
superfícies de erosão e deposição do Rio Grande do Sul. Baseado em (UFRGS –
EMATER 2005), (CPRM 2006), (Ab Saber 1969)
Regolito Laterítico (I) – Característico da unidade morfoestrutural Planalto Médio, é o
regolito mais espesso (até 40m) e com desenvolvimento mais completo do Rio Grande
do Sul. Caracteriza-se por espessa zona móvel oxidada com caolinita, ausência de
blocos e matacões residuais no seu seio, figura 5. 30.
Fig. 5.30- Regolito laterítico, caracteriza-se por espessa zona móvel da caolinita- óxidos
de ferro, Planalto Médio, RGS, rocha piso basalto.
As rochas piso (“bed rock”), a partir das quais se desenvolveu o regolito lateritico no
Rio Grande do Sul são, diversas variedades de basaltos.
Do ponto de vista da paisagem, os perfis de regolito residual lateritico se associam
principalmente a relevo planáltico ondulado com vertentes convexas. Na abordagem
geomorfogenética este relevo corresponde à Superfície Cimeira de Vacaria degradada
em cota média de 600m.
Na área de ocorrência do regolito lateritico predomina clima mesotérmico, Subtropical ,
variedades Cfak no Planalto Médio, com invernos frios e Cfah no Planalto de
Uruguaiana, com invernos moderados.
Regolito argilitico (II) - Ocorre em todas as unidades morfoestruturais, e rochas piso
do Estado, figura 5.31, excluído o Planalto Médio e as planícies fluviais e litorânea.É a
unidade regolítica com a maior distribuição no Estado, reflete a qual reflete as
condições climáticas atuais predominantes no território Rio Grandense.
Fig. 5. 31 – Regolito residual argilítico composto da zona móvel montmorilonita –
caolinita . Unidade morfoestrutural Depressão do Jacuí, limite com a unidade Bloco
Pelotas. Rocha piso, arenito. Foto do autor.
Do ponto de vista da paisagem, estes regolitos ocorrem principalmente em relevo
maciço ondulado com vertentes convexas. Na abordagem geomorfogenética
correpondem, principalmente, à superfície intermontana - interplanáltica da Campanha,
em cotas médias de 250m.
Se apresentam em todas as faixas de microclimas do Rio Grande do Sul. Sua espessura
é variável, predomina em torno de 5 a 10m.
Regolito saprolítico – litólico (III)
Ocorre em todas as unidades morfoestruturais e rochas piso, fora Planalto Médio,
Depressão Periférica , planícies Costeira e Fluvial, figura 5. 32.
Fig. 5. 32 – Regolito saprolitico - litólico, unidade morfoestrutural Planalto dos Campos
Gerais, rocha piso, riolito, fácies Caxias, Caxias do Sul. Foto do Autor.
Do ponto de vista da paisagem os regolitos saproliticos – litólicos ocorrem em áreas
planálticas fortemente erodidas , em cristas, escarpas e vales com vertentes retilíneas.
Em geral, as rochas piso, “bed rock”, muito duras, têm alta resistência geomorfológica.
Na abordagem geomorfogenética, correspondem principalmente nas superfícies cimeira
Vacaria e Caçapava em altitudes que variam entre 400 e 1300m.
A faixa de microclima correspondente a estes regolitos corresponde a clima
mesotérmico úmido com invernos frios (Cfb).
Regolito transportado(T). Ocorre principalmente nas planícies marinha, lagunar e
aluviais, sob a forma de dunas na planície marinha, terraços nas planícies aluviais e
tálus – colúvio nas encostas das planícies lagunar e fluvial, figura 5. 25.
Fig. 25 – Regolitos transportados. Acima, à esquerda, campo de dunas na Planície
Marinha. À direita leque coluvial em encosta da Planície lagunar. Abaixo terraço aluvial
em Planície Fluvial. Foto do autor e coleção Google Earth.
INTEMPERISMO BIOQUÍMICO – SOLOS DO RIO GRANDE
DO SUL
.Breve histórico da Pedologia
Os primeiros estudos sistemáticos relativos à identificação e
classificação dos solos se originam do campo da geologia, onde os solos
são designados em função da formação geológica a que se associam, por
exemplo, Solos do Arenito Botucatú, etc. O solo é ligado ao material de
origem. Os dois grandes grupos de solos são solos residuais e
transportados.
Parte do geólogo russo Dokouchaiev (1846 – 1903), a iniciativa de
classificar os solos, com orientação genético – morfológica, baseada nas
características do próprio solo, ligadas a fatores genéticos, principalmente
o clima. É o primeiro estudioso a visualizar a diferenciação dos perfis
dos solos em horizontes característicos. Em seus estudos verifica que
rochas idênticas podem originar solos diferentes, conforme a zona
climática em que elas ocorrem.
Marbut (1948), baseia-se principalmente nos estudos de Dokuchaiev,
com atenção especial aos horizontes do perfil. Cria a simbologia para os
horizontes do perfil (O, A, B, C, R) onde O é o horizonte superficial
com matéria orgânica parcialmente decomposta, A o horizonte eluvial ou
húmico lixiviado, B o horizonte iluvial de acumulação, C o saprólito ou
rocha alterada e R a rocha matriz do solo
A partir de Marbut os pedólogos americanos criam a classificação dos
solos em 7a aproximação com a colaboração de pedólogos dos quatro
cantos do Planeta. Para enquadrar o solo nesta classificação é necessária a
acumulação de grande quantidade de dados morfológicos, descritivos,
diversas análises químicas e físicas, de laboratório, além de interpretação
genética. Os grandes defeitos desta classificação, do ponto de vista prático,
são a sua excessiva complicação e a necessidade de determinadas pré
suposições.
No Brasil o precursor do estudo sistemático dos solos é o geólogo José
Setzer que em 1941, elabora a primeira classificação dos solos do Brasil.
Em 1947 cria-se a Comissão de Solos do Centro Nacional de Pesquisas
Agronômicas do Ministério da Agricultura. Esta comissão é integrada por
diversos pedólogos estrangeiros que elaboram a Classificação Pedológica
dos Solos do Brasil.
A classificação atual dos solos do Brasil é a proposta pela EMBRAPA
(1974), que leva em conta a classificação americana de solos, o mapa
mundial de solos da FAO e as condições locais e regionais de agrupamento
dos solos brasileiros.
Em 1980 pedólogos brasileiros encabeçados por pesquisadores da
Empresa Brasileira de Pesquisas Agropecuárias. EMBRAPA adaptam a
classificação americana em 7a aproximação para as condições dos
agrupamentos de solos brasileiros, baseados na 1a aproximação em que é
levado em consideração, de início, o primeiro nome do solo.
Em 2006 ocorre a última modificação desta classificação, a qual é
utilizada atualmente pelos pedólogos brasileiros.
Pedogênese
A principal atividade do intemperismo bioquímico é a pedogênese (
pedon =solo, gênese = formação) e o seu principal resultado é o solo. Os
processos de intemperismo biológico atuam fundamentalmente no regolito
e subsidiariamente na rocha.
O crescimento das raízes e caules das plantas em fraturas age
fisicamente e exerce grandes pressões nas paredes das fendas das rochas
alargando-as e expandindo-as. Vegetais de todos os tipos, incluindo fungos
e liquens agem quimicamente, uma vez que eles retiram do regolito ou da
rocha elementos químicos para a sua nutrição, liberando outros. Também,
a água interagindo com bactérias, ataca os minerais das rochas e do
regolito com muito mais vigor do que as outras águas naturais. Os
remanescentes dos vegetais mortos,são atacados por fungos e bactérias,
liberando gás carbônico, ácidos orgânicos, traços de amônia e ácido
nítrico, que passam para a água aumentando enormemente o seu poder
solvente e dissolvente. O principal produto orgânico de todas estas ações é
um complexo residual de substâncias escuras, o húmus. O húmus é o
constituinte orgânico mais importante do solo e o que o distingue do
regolito.
Animais como minhocas, cupins, roedores também são agentes de
intemperismo biológico e contribuem para a gênese dos solos. As
minhocas consomem grande quantidade de vegetais em decomposição e
seus excrementos são um importante componente do húmus.
O solo é composto pelas fases sólida, líquida e gasosa, figura 5. 33.
Fig.5.33 – As três fases em proporções ideais no solo
(ar+água+ minerais + matéria orgânica).
A fase sólida é composta de matéria mineral proveniente do
intemperismo das rochas e da decomposição dos vegetais (húmus). A fase
líquida consiste de água submetida às forças higroscópica, capilar e
gravitacional. O ar, 20 vezes mais rico em gás carbônico do que o
atmosférico ocupa os vazios sobrantes.
A água está carregada de íons dissolvidos principalmente da fase sólida
mineral
Perfil Ideal do solo
Perfil do solo é uma secção vertical deste . Uma vez exposto em corte
pode-se observar e descrever os distintos horizontes do solo, figura 5. 34.
Cada horizonte se diferencia, do ponto de vista físico e químico.
Fig.5. 34 –Perfil ideal completo de solo, destacando os horizontes
principais. As setas brancas indicam o movimento da água que transloca
matéria dos horizontes A e C para o B.
Os horizontes maiores do solo são denominados, de cima para baixo O,
A, B, C, R.
O horizonte superficial O, apresenta restos de matéria orgânica não
decomposta
O horizonte A, chamado húmico ou eluvial, geralmente é rico em
matéria orgânica decomposta, e diagnostico da fertilidade do solo.
Apresenta cor escura na parte superior e clara, pálida na inferior. Sofre
lixiviação de matéria fina, geralmente argilas e hidróxidos de ferro que são
carregados pelas águas de infiltração em direção ao horizonte B.
O horizonte B, iluvial, geralmente rico em argilas e hidróxidos de ferro
translocados do horizonte A e C. A matéria que vai do horizonte C para o
B, o faz através da água do lençól freático que sobe por capilaridade. Em
geral, apresenta cores vivas, vermelho, amarelo, marrom. É o horizonte
diagnóstico principal para a classificação do solo, seja pelo seu
desenvolvimento peculiar, seja pela sua ausência no perfil.
O horizonte C saprolítco apresenta material alterado com relíquias da
textura e estrutura da rocha piso, bem como fragmentos desta pouco
intemperisada. Pode se encontrar abaixo do nível freático
O horizonte R, rocha matriz, indica a composição química –
mineralógica do material de origem do solo, se este não é transportado.
Formação generalizada do solo, fatores de formação, perfil do solo.
Os fatores naturais de formação do solo são a rocha de origem, o
clima, o relevo, tempo de duração do seu desenvolvimento e os
organismos vivos. Atualmente a ação do homem, modifica drasticamente
as condições de fertilidade dos solos naturais.
A influência da rocha matriz é evidente nos aspectos texturais do
solo. Um arenito composto principalmente por grãos de quartzo dará
origem a solo de textura arenosa, um argilito, onde predominam minerais
de argila formará um solo com textura argilosa e assim por diante, figura 5.
35.
Fig. 5. 35 - Solo com textura arenosa, desenvolvido em área de
arenização, material de origem, arenito Botucatú. Influência da natureza
do solo pelo material de origem. Foto do autor.
A ação do clima é realçada nas regiões tropicais onde ocorrem altas
médias de temperatura e precipitação pluviométrica anuais.
Independentemente do substrato rochoso, nessas regiões desenvolve-se
principalmente um único tipo, o Latossolo, solo vermelho, marrom ou
amarelado, espesso, pobre em nutrientes, onde predominam argilas do tipo
caolinita, óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio insolúveis. Desaparece o
limite entre horizontes, figura 5. 36. É, de longe o tipo de solo mais
importante do território brasileiro.
Fig. 5. 36 – Latossolo em relevo suave ondulado, a cor avermelhada
indica riqueza de ferro no perfil, observa-se a pouca ou nenhuma
diferenciação dos horizontes, influência direta do clima na formação do
perfil. Cerrado, região Centro Oeste do Brasil, na faixa de clima tropical. Á
direita, mapa dos latossolos vermelho amarelos do Brasil. Fotos (Manual
Técnico de Pedologia IBGE 2007), figura (Ker sem data).
O relevo influi na diferenciação qualitativa dos solos originando
toposequências, mas a sua influência mais evidente é na espessura do
perfil. As regiões planas, topos de planaltos, depressões periféricas,
planícies tendem a apresentar solos espessos, bem desenvolvidos, devido a
pouca remoção por erosão e movimentos de massa. Zonas de encosta,
vertentes de vales costumam apresentar solos delgados, rasos, pois na
medida em que o solo se forma, é removido por processos erosivos e
movimentos de massa. As condições de drenagem influem não só na
espessura, mas também qualificação dos horizontes, figura 5. 37.
Fig. 5. 37 – Toposequências de solos, o mesmo material de origem (argilito) em
diferentes situações topográficas produz solos diferentes. (Modificado de Clamt et al
2008)
O tempo de formação de um solo tem boa relação com os elementos
do relevo. Solos profundos, bem desenvolvidos que ocorrem no topo dos
planaltos têm sua existência preservada por longos espaços de tempo.
Nesta situação geomorfológica ocorrem altas condições de infiltração e
drenagem. Na situação geomorfológica de baixadas, ocorrem altas
condições de infiltração e baixas de drenagem, o perfil de solos é pouco
desenvolvido. Na situação geomorfológica de encostas, as condições de
infiltração e drenagem são baixas, o perfil de solo é muito pouco
desenvolvido e novo, ou mesmo, o perfil é constantemente removido,
figura 5. 38. Não são levadas em conta situações de movimentos de massa.
Fig. 5. 38 – Em A infiltração e drenagem altas, solos velhos altamente
desenvolvidos, em B alta infiltração baixa drenagem solos medianamente
desenvolvidos, em C baixas drenagem e infiltração, solos novos muito
pouco desenvolvidos ou ausentes.
Foi comprovada a relação dos teores de argila no solo com a
antiguidade deste.
Idealmente, de modo simplificado, a formação de um solo maduro
muito desenvolvido, começa com o ataque da rocha por fungos, musgos e
líquens, auxiliados por diversos agentes geológicos de origem externa,
principalmente a água. O resultado é a formação de regolito saprolítico. As
gramíneas se fixam neste saprólito, desenvolvem os horizontes B e C,
também auxiliadas pelos agentes geológicos de origem externa. A região
de campo é tomada por árvores de grande porte (matas) com raízes
profundas que contribuem para o desenvolvimento de perfil completo de
solo, maduro e antigo, figura 5. 39.
Fig. 5. 39 – Esquema generalizado da influência do tempo no perfil de
solo. No tempo I principalmente líquens, musgos atacam a rocha sã, no
tempo II, a rocha alterada é povoada por gramíneas, formando-se litossolo
que evolui para argissolo em um tempo III. Fotos do Autor.
A contribuição mais visível da influência de um organismo vivo na
formação dos solos é a ação física de raízes e troncos de árvores que se
desenvolvem nas fendas das rocha e que, ao crescerem, exercem fortes
pressões no maciço rochoso, que causam a sua fragmentação em blocos
menores
Os organismos são os principais responsáveis pela fertilidade dos
solos, uma vez que a formação do húmus está diretamente relacionada com
a presença e atividade vital destes, os quais participam ativamente dos
ciclos do carbono e nitrogênio, principais elementos formadores dos
vegetais, e presentes no humus, figura 5. 40.
Fig. 5. 40 – Ataque de rocha por organismos, raízes, líquens e
herbáceas. Abaixo papel dos ciclos do carbono e nitrogênio na formação
do solo.
No ciclo do nitrogênio, o N atmosférico é principalmente assimilado
pelas bactérias nirtrificantes que ocorrem em nódulos nas raízes das
leguminosas. Estas fixam o nitrogênio como amônia. Os restos de
excrementos de animais e partes das plantas mortos são decompostos por
bactérias, fungos e também produzem amônia. As bactérias nitrificantes
transformam a amônia em nitratos e nitritos, assimilados pelas plantas para
o seu desenvolvimento, mas parte é consumido por bactérias
desnitrificantes que retornam nitrogênio para a atmosfera.
No ciclo do carbono, o gás carbônico da atmosfera, por fotossíntes é
assimilado pelo vegetal e em combinação com a água forma carbohidratos.
Os animais se alimentam das plantas, a sua respiração retorna gás
carbônico para a atmosfera. A respiração dos vegetais também o faz.
Os animais morrem os vegetais também e são disponibilizados para a
atividade bacteriana que libera nutrientes para as raízes das plantas e
formam humus. O humus se decompõe e libera gás carbônico para a
atmosfera.
5. Classificação Textural dos solos.
A textura dos solos é condicionada principalmente pelo material de
origem.
A primeira observação das propriedades dos solos se refere à sua
textura que é determinada pelo tamanho e arranjo das partículas minerais
e orgânicas que o formam. O primeiro nível de classificação dos solos é o
textural.
Os solos são divididos em Classes texturais de Solos As texturas dos
solos, de um modo simplificado, variam de um extremo argiloso, síltico a
arenoso,.
Os solos argilosos são mal drenados, acumulam muita água o que
dificulta o seu manejo, quando saturados. Os solos arenosos são bem
drenados e de mais fácil manejo.
A classificação textural dos solos é importante para o seu uso e
manejo, principalmente no que se refere a aspectos de drenagem. Esta
classificação refere-se ao tamanho predominante de partícula mineral que
forma o solo.
Os diâmetros das partículas fundamentais que compõem o solo são:
areia (Ar) = 1mm – 0,05mm; silte (Si) = 0,05mm – 0,002mm; argila (Ag)
= abaixo de 0,002mm.Conforme os tamanhos de grão os solos podem ser
classificados em 9 tipos básicos, figura 5. 41.
Figura 5. 41 – As nove classes fundamentais de solos, segundo a
textura.
A textura do solo é responsável pela retenção da água. Como a água se
move e é presa no solo, a quantidade de umidade que ele contém, e a
quantidade aproveitável pelas plantas depende do tamanho e distribuição
dos vazios, e da atração que as partículas sólidas exercem na água. Tanto a
matéria mineral como a orgânica atraem a água. Através do processo
denominado adesão, a água forma filmes em torno das partículas. A
atração entre moléculas de água denomina-se coesão.
De modo geral, quanto menor a partícula sólida, maior é a adesão –
coesão da água.
A saturação do solo facilita a remoção da água por gravidade, em
direção ao lençol freático.
Alguns coeficientes de adesão – coesão de tipos texturais de solo,
quadro I
Quadro I
Solo
coeficiente
de adesão
Arenoso
0,36
Areno - síltico 0,70
Siltico
1,2
Argiloso
1,4
Orgânico
1,5
A retenção de água no solo depende de sua textura. Os horizontes de
humo e turfa retém várias vezes o seu peso seco em água, o solo arenoso
10%, horizonte A, com matéria orgânica 30 a 35%. A adição de matéria
orgânica aumenta a quantidade de água avaliável para o solo
principalmente em relação aos solos com textura arenosaA composição do
ar nos vazios dos solos é diferente do ar atmosférico, quadro II.
Quadro II
Elemento
Nitrogênio
Oxigênio
Gás carbônico
Ar
Ar do Solo
78,60%
20,00
0,50
0,90
Ar atmosférico
78,03%
21,00
0,03
0,94
6. Estrutura do solo.
O quadro III resume esquematicamente as principais estruturas que
podem ocorrer nos solos.
O tamanho destas unidades estruturais é variável, para descrições de
campo, podem ser classificadas em pequena, média, grande, muito grande.
Quanto à coesão, podem ser sem agregação (areia), solo não
estruturado, com agregação e sem estrutura (argiloso maciço), com
agregação e com estrutura, agregação forte, média, fraca. Os principais
agregantes são óxidos de ferro – alumínio, argilas.
O tipo de estrutura, suas dimensões, o grau de coesão afetam a
penetração e distribuição das raízes no perfil de solo.
Solo não estruturado e muito coeso bloqueia água, óxigênio e
nutrientes necessários para o crescimento da planta.
A estrutura do solo pode determinar o tipo de cultura apropriada para
uma determinada estruturação do solo.
7. Classificação Agronômica dos solos
O elemento básico de classificação do solo é o perfil do solo, onde
devem ser observados e descritos o número e espessura dos horizontes,
cor, textura dos horizontes, composição mineralógica, quantidade de
matéria orgânica, características de drenagem, bem como outros aspectos
complementares observados.
A tendência de classificar é um instinto do ser humano. O objetivo
primeiro da classificação dos solos é o identificar e lhe dar um nome .
A 4000 anos, na China, os solos eram classificados por sua
produtividade.
O pai da classificação genética dos solos é o geólogo russo
Dokoutchaiev que em 1888 estabelece os fatores formadores dos solos
(rocha matriz, clima, geomorfologia , organismos e tempo), distingue os
horizontes dos solos, cria uma sistemática de mapeamento dos solos e
estabelece a necessidade de os solos serem estudados em laboratório.
Esclarece que o solo não é uma formação geológica, mas sim, um corpo
natural independente e deve ser considerado como um reino da natureza,
figura 5. 42.
Fig. 5. 42 - Os quatro reinos da Natureza, segundo Dokouchaiev.
Afirma que uma classificação genética dos solos sem o seu
mapeamento no campo, não faz sentido. Portanto, a classificação dos
solos existe para os solos serem mapeados.
A classificação genética é feita a partir das propriedades intríncecas de
cada perfil de solo.
Os solos, do ponto de vista agronômico, são classificados de diferentes
maneiras e praticamente cada país tem o seu próprio sistema de
classificação, é assunto para especialistas, cientistas dos solos. No Brasil, a
classificação mais adotada é a da EMBRAPA (Empresa Brasileira de
Pesquisas Agropecuárias).
O quadro III apresenta a classificação genética dos solos adaptada para
os solos do Brasil SBCS) sistema brasileiro de classificação dos solos,
publicado pela EMBRAPA, (2006).
O nível categórico de classificação é o 10, ordens de solos.
Nível categórico de um sistema de classificação de solos é um conjunto
de solos, definidos segundo atributos diagnósticos em um mesmo nível de
generalização. Para a classificação, leva-se em conta a presença ou
ausência de certos atributos, horizontes diagnósticos ou propriedades que
podem ser identificadas no campo. A diferenciação neste10 nível
categórico deve-se ao efeito particular que os processos de formação do
solo (rocha matriz, clima, geomorfologia, organismo, tempo) imprimiram
ao perfil do solo.
Quadro III
8. Descrição sucinta das ordens de solos
1. Neossolos – Neo = novo. Solos pouco evoluídos, constituídos por matéria
mineral e, ou matéria orgânica com menos de 20cm de espessura, falta o horizonte B
diagnóstico.
a.
Neossolos litólicos. O horizonte A assenta diretamente sobre a rocha matriz
ou sobre saprólito pouco desenvolvido, o contato é lítico nítido
b.
Neossolos flúvicos, sobre depósitos aluviais, (areia, cascalho).
c.
Neossolos regolíticos, Solos em contato lítico a uma profundidade maio do
que 1,5m, falta o horizonte B diagnóstico. No perfil deve haver sinais claros
da rocha matriz, com indícios de minerais primários alteráveis (+ de 4%).
d.
Neossolo quartzarênicos – Horizonte A, areia quartzífera, falta o horizonte
B diagnóstico.
2. Cambissolos – Cambi = em mudança. Solos pouco desenvolvidos com
horizonte A inscipiente. A pedogênese é pouco avançada, mas o materiad de origem
apresenta alto grau de intemperização. Presença de argila de atividade baixa. Cores
variadas.
3. Luvissolos – Luvi = iluvial, B com argila de atividade alta. Evolui por
processos de bissialitização e formação de óxidos de ferro e mobilização da argila da
parte mais superficial, com acumulação no horizonte B.
4. Argissolos – Argilla = argila, B textural bem desenvolvido, com argila de
atividade baixa, caráter alítico. Bem desenvolvida com processo de ferralitização
incompleto, presença de caulinita, óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio,
acumulaçao de argila e ferro no horizonte B.
5. Nitossolos, Nitus = nítido. Horizonte B nítido, argilas com atividade baixa,
álico. Evolução pedogenética avançada por ferralitização, hidrólise intensa,
composição caolinítica com hidróxido de alumínio entre camadas de argila. Horizonte
diagnóstico B nítico, gradiente de textura baixo, estrutura em blocos sub angulares,
angulares ou prismáticos, com expressiva cerosidade nas unidades estruturais.
6. Latossolos, Lato = material muito alterado. Horizonte B latossólico.
Evolução pedogenética muito avançada, atuação pronunciada do processo de
ferralitização – laterização, minerais primários totalmente intemperizados e mesmo os
secundários menos resistentes, concentração relativa de argilo minerais de baixa
atividade, óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio. Homogenização do perfil.
7. Plintossolos. Plinthus = Tijolo. Presença de plintita ou petroplintita.
Segregação localizada de ferro, sob a forma de cimento, pode formar concreções
ferruginosas (petroplintita). Horizonte diagnóstico sub superficial plíntico,
conccrecional ou lito plíntico.
8. Planossolos, Planus = horizonte B plano. Horizonte B abaixo de qualquer
horizonte A. Lixiviação vigorosa de argilas do horizonte A para o B. Nitida diferença
do horizonte A para o B, transição abrupta, mostra mudança textural abrupta.
Impermeável em sub superfície, que interfere na infiltração, evidência de processos
redutores pelas cores cinza e escuras.
9. Gleissolos, Glei = Hidro. Solos hidromórficos, redução dos compostos de
ferro em presença de matéria orgânica, com ou sem alternância de oxidação, por
efeitos de flutuação do nível freático, condições de inudação periódica ou permanente.
Solos de banhado.
10. Organossolos, Organo = Orgânico. Predominância de matéria orgânica no
solo (turfa). A matéria orgânica predomina sobre a matéria mineral, saturação por
água permanente ou periódica, zonas de afloramento do lençol freático, banhados.
11. Vertissolos, Verti = Vertere, inverter. Solos com horizonte vértico.
Caracteriza-se por fenômenos de expansão e contração com formação de largos
prismas de ressecamento, e presença de slikensides. Alto teor de argilas expansivas do
grupo da montmorilonita 2:1. Necessita de presença periódica de água, posteriormente
evaporada
12. Chernossolos, Cherno = Preto. Horizonte A húmíco com argilas de atividade
alta, medianamente evoluídos, sede de processos de bissialitização, reação neutra. O
horizonte diagnóstico é o A, o B pode ser textural ou modesto. Enriquecimento de
cálcio no perfil.
.
13. Spodssolo. Spodus = Cinza vegetal. Horizonte B diagnóstico, predominam
processos de podsolização, horizonte B iluvial, precipitação de compostos de
alumínio, com ou sem ferro, matéria orgânica ácida, dissolve o alumínio e ferro do
horizonte A eluvial e precipita no B iluvial. Horizonte A, álbico ou não.
A figura 5. 43 é um mapa demonstrativo da ocorrência das principais ordens de solos
do Rio Grande do Sul. Observa –se a grande distribuição em área das ordens
Latossolos, e Neossolos . Ordens de expressão mediana são Cambissolos, Argissolos,
Planossolos e Luviossolos e Chernossolos. Ocorrências modestas referem-se a
Nitossolos Vertissolos, Gleissolos e Organossolos e Plintossolos.
Fig. 5. 43- Mapa esquemático das principais ordens de solos do Rio Grande do
Sul.
Fig. 5.44 – Mapa de Solos
ASSOCIAÇÕES DE SOLOS DO RIO GRANDE DO SUL, ORDENADAS
SEGUNDO O MATERIAL DE ORIGEM E RELEVO.
I. Objetivo
Leva-se em conta a influência do tipo de rocha e relevo na formação do solo.
Situa-se as associações de solos em 16 unidades morfoestruturais ((paisagens
condicionadas por distintas associações de rochas) diferenciadas no Rio Grande do
Sul. Cada unidade morfoestrutural e suas associações relevo – rocha –solo são
descritos brevemente, no espaço de uma página, com o propósito didático de servir de
guia prático para o reconhecimento, delimitação, classificação preliminar das ordens
de solos do Rio Grande do Sul por fotointerpretação de estereomodelos no meio
digital em anaglifos georeferenciados no software Quantum Gis. O objetivo é a
produção de mapa preliminar de solos, base para futuros trabalhos detalhados de
campo e laboratório.
II. Associações de rochas, altimetria, solos e unidades morfoestruturais do Rio
grande do Sul.
A confrontação da distribuição geográfica das diferentes ordens de solos do Rio
Grande do Sul com 16 unidades morfoestruturais caracterizadas por determinadas
associações de rochas e relevos, denota a influência do material de origem e do relevo
na gênese dos perfis de solos, figura 5.45.
Fig. 5.45 – Em (I) rochas e unidades morfoestruturais do Rio Grande do Sul,, em (II) Relevo e
unidades morfoestruturais , em (III), solos e unidades morfoestruturais.
Com base nesta concepção localiza-se e descreve-se as associações de solos em cada uma das
unidades morfoestruturais, salientando a influência da rocha (material de origem) e do relevo
(catena) na formação dos solos do Estado.
III. Solos da Planície Costeira, sedimentos e rochas sedimentares friáveis.
A unidade Morfotectônica Planície Costeira ocupa área de aproximadamente 25.000 km 2, em
torno de 7% da superfície do Rio Grande do Sul, é desdobrada em duas unidades morfoestruturais:
Planície Marinha ou externa, delimitada a leste pelo Oceano Atlântico e a oeste pela margem
externa das grandes lagoas litorâneas. Planície Lagunar ou interna, delimitada a leste pelas
margens internas das grandes lagoas litorâneas e a oeste pelo Escudo e Planalto, figura 5. 46.
Predominam planícies nos terraços marinhos, lagunares , fluviais, e coxilhas esparsas de baixa
altitude que não passam de 50m, modeladas em depósitos eólicos e de leques colúvio - aluviais. O
substrato é de sedimentos principalmente de textura arenosa.
Aproximadamente no mesmo nível da planície lagunar ocorrem, terraços aluviais
principalmente nos rios maiores, baixo Uruguai, Ibicuí, Jacuí, Camaquã, com características físicas
semelhantes aos terraços lagunares e solos com a mesma vocação agrícola.
São quatro os principais tipos de solos que ocorrem na Planície Costeira, neossolos quartzoarênicos (dunas), planossolos, argissolos e chernossolos. Os planossolos são ocupados pela
orizicultura, os chernossolos para a produção de cebola. Nos argissolos ocorrem principalmente
campos naturais e cultivados com forragens consumidas para a criação de gado leiteiro.
Fig.5.46– Os três principais tipos de solos da Planície Costeira. Dominam planossolos com
ocorrências esparsas de argissolos e chernossolos, estes principalmente no extremo sul. À direita,
destaque para áreas de ocorrência de solos de várzea nas planícies o Rio Grande do Sul.
1. Solos da Planície Costeira Externa – Planície Marinha. Nesta unidade morfoestrutural
de relevo plano, com inúmeras lagoas cordiformes e sedimentos arenosos à base de quartzo,
eólicos, (dunas) ou de praia (várzeas). Nas dunas em fase de pedogênese ocorrem neossolos
quartzo arênicos , figura 5.47. Nas várzeas ocorrem planossolos, neossolos quartzo
arênicos, argissolos e chernossolos, estes no extremo sul da Planície Marinha, em Santa
Vitória do Palmar. Nos solos de várzea predomina a orizicultiura, nos solos em dunas
fixadas pela vegetação, culturas de abacaxi e cebola.
Fig. 5. 47– Neossolo quartzo arênico, duna fixada pela vegetação, em processo inicial de
pedogênese. Nas dunas ocorrem neossolos quartzo arênicos, nas inter dunas e terraços marinho –
lagunares, solos de várzea, em geral, planossolos. Imagem aérea, Google Earth. A seta preta na
imagem indica a direção do vento. Abaixo, à esquerda perfil de neossolo quartzo – arênico.
2. Solos da Planície Costeira Interna: Planície Lagunar e Leques, sedimentos, colúvios,
rochas sedimentares friáveis.
Na planície lagunar predominam sedimentos de composição variada, de leques aluviais, e
paleodunas com relevo suave – ondulado. Terraços lagunares - marinhos antigos planos, quase no
nível do mar. Excluídos os solos em leques aluviais e em depósitos eólicos, predominam solos de
várzea nos terraços lagunares. Nos leques , no limite da planície lagunar com o Escudo e nos
depósitos eólicos, paleo dunas, predomina a ordem dos argissolos. Nas várzeas
ocorre
principalmente a ordem dos planossolos, figura48, com pequenas manchas de chernossolos nos
extremos norte e sul da Planície Lagunar. Em leques coluviais, no limite da Planície Lagunar –
Fluvial com o Planalto, onde afloram basaltos, ocorrem chernossolos pedregosos.,
Fig. 48– Planossolo com cultura de milho. Observar o limite abrupto, aproximadamente plano,
entre os horizontes A e B. Na imagem Google Earth, Orizicultura. Abaixo vista de campo, no
detalhe, canal de irrigação.
Leques colúvio aluvionares, mantos de alteração de basaltos e granitos.
No limite da Planície Lagunar, por um lado, com o Escudo e, por outro, com o Planalto, ocorre
relevo linear, modelado em leques colúvio -aluviais originados respectivamente de granito e
basalto. Nos leques de material granítico, formam-se argissolos, nos de material basáltico,
chernossolos. Nos chernossolos, principalmente da encosta leste do planalto, predominam
minifúndios com intenso cultivo de hortaliças e flores ornamentais, figura 5. 49.
Fig.5. 49–
Na planta-imagem leques coluviais, chernossolos no médio vale do Rio Três Forquilhas, RS.
Imagem Google Earth. Intenso uso do solo, horticultura, fruticultura e floricultura. No perfilterreno solos em leques coluviais sobre basalto. Abaixo, localização.
3. Solos das Planícies Fluviais, sedimentos.
Nos vales dos grandes rios, Uruguai, Ibicuí, Jacuí, Camaquã e seus afluentes
maiores ocorrem terraços aluviais em altitudes inferiores a 100m, onde dominam
amplamente planossolos com textura areno – síltica geralmente bem drenados.
Relevo extremamente plano modelado principalmente em sedimentos inconsolidados a pouco
consolidados, figura 5. 50. Sua distribuição espacial é marcadamente linear, pela associação direta
com canais de drenagem.
Fig. 50– Em A terraço fluvial, formam-se principalmente planossolos aproveitados para
orizicultura. Em B, relevo levemente ondulado, modelado em rochas sedimentares silticas,
predominância de argissolos. Imagem Google Earth. Ao lado, perfil de planossolo desenvolvido
em planície aluvial.
IV. Solos da Depressão Periférica
O nome Depressão Periférica significa paisagem rebaixada, modelada em rochas
sedimentares que circundam os relevos altos do Escudo. Predominam rochas sedimentares
com médio a baixo grau de litificação, modeladas em coxilhas suaves com vertentes
convexas e altitudes entre 100 e 200m. Esta unidade morfotectônica ocupa uma superfície de
aproximadamente 16000km2 que corresponde a 6% do território gaúcho. Delimita-se a norte
e oeste com o Planalto, onde desaparece sob a sequência de rochas ígneas vulcânicas. A sul e
leste encobre as rochas ígneas plutônicas do Escudo, figura 5. 51.
Levando em conta a sua distribuição em área é a unidade que mostra maior diversidade de
solos: Argissolos, latossolos, planossolos, vertissolos, luviossolos e chernossolos. O uso dos
solos forma um mosaico de campos com criação de gado de corte e diversas culturas, fumo
arroz, soja, milho, as mais comuns.
Fig.5. 51– Ordens de solos da Depressão Periférica. No leste, Depressão do Jacuí e oeste norte, Depressão do Ibicuí predominam amplamente argissolos. A sul, Depressão do Negro,
dominam vertissolos e chernossolos.
1.
Solos na Depressão do Rio Jacuí, rochas sedimentares, siltitos, argilitos,
arenitos.
Nesta unidade morfoestrutural ocorrem rochas sedimentares da Bacia do Paraná, com
predominância de pelitos, siltitos, argilitos e arenitos subordinados. A paisagem é formada por
coxilhas com vertentes convexas, suave onduladas em baixas altitudes, não superiores a 200m As
condições de rocha e relevo favorecem amplamente a formação de argissolos com textura siltico
argilosa e baixas condições de infiltração - drenagem É comum o afloramento do lençol freático,
sob a forma de banhados, onde se desenvolvem gleissolos, figura 5.52.
Fig. 5. 52– Relevo em coxilhas suaves com vertentes convexas modeladas em siltitos e argilitos.
Desenvolvimento de argissolos, com textura síltico argilosa. Os tons escuros, como em a, indicam
afloramentos do lençol freático e formação de gleissolos. Imagem Google Earth. À direita
argissolo com B textural desenvolvido em arenito. Neste caso, as condições de infiltração –
drenagem são melhores.
2.
Solos da Depressão do Rio Ibicuí, rochas sedimentares, siltitos e argilitos
Nesta unidade morfoestrutural, figura 5. 53, ocorre relevo fraco ondulado, coxilhas com vertentes
convexas, modeladas em rochas sedimentares da Bacia do Paraná, siltitos, argilitos, em altitudes
entre 100 e 200m. Nos siltitos, desenvolvem-se perfis de argissolos com textura siltica, infiltração
e drenagem de média a baixa. Nos argilitos desenvolvem-se perfis de chernossolos, com textura
argilosa, baixa taxa de infiltração e drenagem muito pobre.
Fig. 5. 53– Relevo suave – onduado na Depressão do Rio Ibicuí, onde ocorrem principalmente
perfis de chernossolos, com taxa de infiltração muito baixa e condições pobres de drenagem. A
ausência de culturas denota a ocupação do solo principalmente para pecuária. Imagem Google
Earth. Ao lado, argilito, matriz da formação de chernossolos
3.
Solos da Depressão do Rio Negro, rochas sedimentares, siltitos, argilitos.
Nesta unidade morfoestrutural o relevo é suave ondulado, as altitudes estão entre 100 e 200m,
vertentes convexas, esculpido em rochas sedimentares, siltitos e argilitos, estes com argilas
expansivas. Nestas condições de relevo e rochas desenvolvem-se perfis de chernossolos nos
siltitos e vertissolos nos argilitos. Nestes, observa-se estruturas em prismas fendilhados e
“slikensides”. Más condições de infiltração e solos mal drenados, figura 5.54.
Fig. 5. 54 – Em A, relevo suave ondulado modelado em siltitos com perfis de chernossolos. Notar
o intenso uso dos solos. Em B, vertissolos em várzea. Imagem Google Earth. Ao lado perfil de
vertissolo, notar a estrutura prismática que adentra no horizonte B
V. Solos do Planalto.
Nesta unidade Morfotectônica, a maior do Estado com aproximadamente 230 000 km2 num total
de 65% da superfície do Rio Grande do Sul, o relevo regional em Planalto, com altitudes entre 500
e 1200m, se diferencia em seis unidades morfoestruturais com associações de solos distintas,
figura 5. 55. No Planalto dos Campos gerais onde predominam rochas vulcânicas ácidas, ocorrem
cambissolos, litossolos e latossolos, estes associados a rochas vulcânicas básicas. No Planalto de
Soledade onde predominam rochas vulcânicas ácidas e básicas, ocorrem litossolos associados aos
vulcanitos ácidos e chernossolos pedregosos às básicas. No Planalto Médio, ocorrem rochas
vulcânicas básicas com delgadas coberturas de arenito com matriz argilosa, predominam
amplamente os latossolos. No alto Uruguai, onde afloram rochas vulcânicas básicas, predominam
chernossolos pedregosos. No Médio Uruguai onde afloram rochas vulcânicas ácidas e básicas,
rocas sedimentares, arenitos - siltitos ocorre mosaico de solos das ordens dos litossolos, nitossolos,
luviossolos. No Planalto de Uruguaiana afloram rochas vulcânicas ácidas e intermediárias, arenitos
silisificados onde ocorrem amplamente neossolos litólicos pedregosos e, restrito à confluência dos
rios Uruguai e Quaraí, sobre terraços aluviais, se desnvolvem perfis de chernossolo.
Na Serra Geral ocorrem principalmente colúvios, cobertos principalmente por chernossolos
O Planalto e de longe, a área mais importante do Estado, do ponto de vista agro pecuário, O
Planalto de Uruguaiana e Médio Uruguai e seus litossolos, se destacam pela pecuária, o Planalto
Médio com seus latossolos, , através de lavouras mecanizadas, é o centro de produção de grãos
(trigo e soja), do Rio Grande do Sul. No Alto Uruguai e Planalto de Soledade e Serra Geral, em
seus chernossolos destacam-se minifúndios com policulturas. No Planalto dos Campos Gerais,
seus cambissolos são ocupados pela pecuária e fruticultura.
Fig. 5. 55 – Solos do Planalto. Os latossolos, litossolos, chernossolos e cambissolos são os mais
importantes do Planalto, em área de ocorrência.
1. Solos do Planalto dos Campos Gerais – Rochas Vulcânicas ácidas
Nesta unidade morfoestrutural, o relevo é plano – ondulado com vertentes retilíneas, baixa altitude
relativa dos talvegues dos vales altitude absoluta entre 900 – 1200m, modelado em rochas
vulcânicas ácidas, figura 5. 56. Predominam neossolos litólicos (A) e cambissolos (B). Na
imagem, os neossolos litólicos apresentam tom claro que denota alta refletividade de afloramentos
de rocha e os cambissolos tom escuro que indica perfil de solo mais espesso. Pequenas áreas com
tom escuro (c) que ocorrem na área dos cambissolos, correpondem a banhados onde aflora o nível
freático. Nestes setores de inundação temporária desenvolvem -se gleissolos e organossolos.
Ocorre infiltração ao longo das fraturas, assinaladas por trechos retos da drenagem. As condições
de drenagem são más. Nas nascentes, onde ocorre mata nativa, denotada por tom preto, podem
ocorrer chernossolos.
Fig. 5.56 – Na imagem Google Earth, em A ocorre neossolo litólico denotado pelo tom claro
indicador de muita rocha aflorante. Em B, ocorre cambissolo, tom médio, indica discretos
afloramentos de rocha. Em c, tom cinza escuro, indica exudações freáticas e solos saturados de
água, gleissolos e organossolos. Em d, nascente com mata nativa onde podem se desenvolver
perfis de chernossolo. Ao lado, corte de estrada, mostra perfil de cambissolo.
2. Solos do Planalto de Soledade – Rochas vulcânicas ácidas e básicas
Nesta unidade morfoestrutural ocorre relevo em planalto dissecado, profundidade relativa dos
talvegues dos vales, altitudes absolutas entre 600 e 500m, modelado em rochas ácidas na zona de
topo e em rochas básicas nos talvegues dos vales, figura 57 . Na zona de topo com tom cinza
médio na imagem (A) onde ocorrem rochas ácidas, predominam neossolos litólicos, na zona de
talvegues dos vales com tom cinza escuro(B), onde ocorrem basaltos, predominam chernossolos
pedregosos. É a maior área de ocorrência de chernossolos do Estado.
Fig. 57– Em A, zona de topo do Planalto de Soledade onde afloram rochas vulcânicas ácidas,
ocorrem principalmente neossolos litólicos. Em B, zona de talvegues de vales, onde afloram
rochas vulcânicas basálticas, ocorrem chernossolos pedregosos, imagem Google Earth. Ao lado
perfil de chernossolo.
Solos do Planalto Médio – rochas vulcânicas básicas, arenito com matriz argilosa
Nesta unidade morfoestrutural, o relevo é médio ondulado com vertentes convexas, profundidade
relativa dos talvegues dos vales baixa, altitudes absolutas entre 500 e 700m, esculpido em rochas
vulcânicas básicas, eventuais coberturas de arenito com matriz argilosa que não ultrapassam 20m.
Não ocorre rocha aflorante, a drenagem superficial apresenta densidade baixa a média o que
indica boas condições de infiltração e drenagem (A), domínio dos latossolos figura 5.58. Em (B),
área de ocorrência do Planalto de Soledade, relevo forte ondulado, predominam vertentes
retilíneas, densidade da drenagem média a alta, esculpido em rochas vulcânicas ácidas, capacidade
de infiltração baixa, solos mal drenados, domínio dos neossolos litólicos pedregosos e
cambissolos.
Fig.58– Em A Planalto médio, relevo médio ondulado, vertentes convexas, textura da drenagem
média, à direita perfil de latossolo vermelho, característico desta unidade morfoestrutural, uso
intenso do solo. Em B, Planalto de Soledade, imagem Google Earth.
1. Solos do Alto Uruguai – rochas vulcânicas básicas
Nesta unidade morfoestrutural ocorre relevo forte ondulado com vertentes retilíneas a
convexas, alta profundidade relativa dos talvegues dos vales, altitude absoluta entre 700
e 900m. O relevo é modelado em rochas vulcânicas básicas. Nestas condições
desenvolvem-se principalmente chernossolos pedregosos, principalmente sobre
colúvios resultantes de movimentos de massa nas encostas. Desenvolvem-se
minifúndios com policulturas, figura 5. 59 .
Fig. 5. 59 – Em A unidade morfoestrutural Alto Uruguai, relevo forte ondulado alta
declividade das encostas, desenvolvem-se policulturas em minifúndios. Em B unidade
morfoestrutural Planalto Médio. Ao lado, corte de estrada expõe colúvio, onde se
desenvolvem principalmente chernossolos.
2. Solos do Medio Uruguai – rochas vulcânicas ácidas, básicas, arenito
silicificado
Nesta unidade morfoestrutural afloram rochas vulcânicas básicas que
determinam dois tipos de modelados do relevo, A, suave ondulado com
vertentes convexas , onde ocorrem latossolos e B médio ondulado com vertentes
retilíneas onde ocorrem litossolos, figura 60. As altitudes absolutas variam de
400-200m, as profundidades relativas dos talvegues dos vales são baixas. Podese inferir, na área de ocorrência dos latossolos, uso intenso destes pela presença
de parcelas geométricas, inclusive áreas circulares que denotam a irrigação por
pivô central
Fig. 60– Em A área de latossolos com relevo suave ondulado e intenso uso do
solo. Em B litossolos, relevo médio ondulado, vertentes retilíneas, discreto uso
do solo. Ao lado, perfil de litossolo desenvolvido em rochas vulcânicas ácidas.
3. Solos do Planalto de Uruguaiana – Rochas vulcânicas ácidas,
intermediárias, arenito silisificado.
Nesta unidade morfoestrutural afloram rochas vulcânicas intermediárias a ácidas com
intercalações esparsas de arenito silicificado. Estas condições de substrato originaram
paisagem planáltica baixa, altitudes absolutas entre 100 e 300m, baixa profundidade
relativa dos talvegues dos vales com vertentes retilíneas, figura 61. Predominam
amplamente neossolos litólicos pedregosos. Em A, o pouco uso do solo denota a
presença de litossolos, em B intenso uso do solo associa-se a depósitos aluviais dos rios
Quaraí e Uruguai onde ocorrem perfis de chernossolos.
Fig. 61– Em A relevo plano, com vertentes retilíneas modelado em rochas vulcânicas
intermediárias e ácidas onde se desenvolvem perfis de neossolos litólicos em campos
limpos e pedregosos com uso do solo para pecuária. À direita, perfil característico de
neossolo litólico, no Planalto de Uruguaiana. Em B planície aluvial dos rios Uruguai e
Quarai, considerável uso agrícola do solo, onde se desenvolvem chernossolos. Imagem
Google Earth.
VI. Solos do Escudo
O Escudo limita-se e oeste com a Depressão Periférica, a leste com a Planície Costeira e
a sudoeste, adentra no Uruguai.
Esta unidade morfotectônica abrange área aproximada de 80 000 km2 que corresponde a
22% do território do Rio Grande do Sul. É a segunda unidade importante em termos de
área, menor apenas do que o Planalto, figura 5. 63.
Apresenta grande variação geomorfológica e litológica. O relevo, em geral, é forte
ondulado com vertentes retilíneas e, às vezes com escarpas. As altitudes absolutas
oscilam entre 600 e 200m. Ocorrem rochas ígneas plutônicas e vulcânicas de
composição variada, rochas metamórficas e sedimentares, estas com alto grau de
litificação. Distingue-se três unidades morfoestruturais: Bloco São Gabriel, com grande
diversidade de rochas, predominam argissolos, luviossolos e subordinado neossolos
litólicos. Bloco Santana, predominam rochas metamórficas e sedimentares com alto
grau de litificação onde se desenvolvem principalmente neossolos litólicos.
Bloco Pelotas, predominam rochas ígneas plutônicas, onde se desenvolvem luviossolos
na parte sul do Bloco, litossolos e argissolos na parte norte.
Do ponto de vista do uso do solo, no Escudo, em setores com argissolos e luviossolos,
desenvolve-se a pecuária, fruticultura, pêssego na parte sul do Bloco Pelotas, vinicultura
nos blocos São Gabriel e Santana. Nas áreas onde ocorrem litossolos, em todos os
blocos desenvolve-se o florestamento com o plantio de árvores exóticas (pinus,
eucalipto, acácia) para a exploração de madeira com diversas finalidades de uso. O
florestamento é particularmente desenvolvido no Bloco Santana.
Fig. 5. 63– Unidade morfotectônica Escudo, unidades morfoestruturais Bloco
São Gabriel, Bloco Santana, Bloco Pelotas, associações diversas de argissolos,
luviossolos e neossolos litólicos.
14. Solos do Bloco São Gabriel, rochas ígneas plutônicas ácidas e intermediárias,
rochas vulcânicas ácidas e intermediárias, rochas metamórficas e sedimentares,
estas muito litificadas.
O relevo é principalmente maciço, forte ondulado, com altitudes entre 400 e 200m,
ocorrem rochas ígneas plutônicas, principalmente granitos e granodioritos, rochas
ígneas vulcânicas ácidas, riolitos, intermediárias, andesitos, rochas metamórficas
variadas e rochas sedimentares, principalmente arenitos e conglomerados muito
litificados. Predominam luviossolos, argissolos e em áreas esparsas irregulares
neossolos litólicos.
A figura 5. 64, imagem google Earth, ilustra a delimitação de área com ocorrência de
perfis de argissolos, A relevo aplainado campos limpos com pequenas lagunas na parte
planáltica, mata parque e galeria nas encostas. Ainda na imagem, em B área com relevo
forte ondulado, tons claros espalhados aponta resposta radiométrica de muitos
afloramentos de rocha, indicadora de domínio de neossolos litólicos. Na foto ao lado,
em corte, perfil de argissolo desenvolvido em rocha ígnea plutônica com boa distinção
dos horizontes A e B.
Fig. 5. 64 - Limite entre área com argissolos (A) e área com neossolos litólicos (B), na
unidade morfoestrutural Bloco São Gabriel. Ao lado a fotografia ilustra corte em
argissolo desenvolvido em rocha ígnea plutônica.
15. Solos do Bloco Santana, rochas plutônicas metamórficas e rochas
sedimentares muito litificadas.
O relevo é tabular (mesa, cuesta) em rochas sedimentares muito litificadas e de tabular
(cristas isoclinais) a maciço em rochas metamórficas, as altitudes variam entre 400 e
200m, predominam neossolos litólicos desenvolvidos em rochas sedimentares e
metamórficas e subordinados, argissolos desenvolvidos em rochas metamórficas.
Em A área com neossolos litólicos desenvolvidos em rochas sedimentares litificadas,
relevo em mesa, em B área com neossolos litólicos e argissolos desenvolvidos em
rochas metamórficas. Em a florestamento, em b muita rocha aflorante, figura 5. 65,
imagem Google Earth. Ao lado, fotografia ilustra perfil de neossolo litólico
desenvolvido em rocha metamórfica, quartzito.
Fig. 5.65– Neossolos litólicos desenvolvidos em rochas sedimentares arenitos e
conglomerados litificados (A) , separados de neossolos litólicos e argissolos
desenvolvidos em rocha metamórfica, quartzito (B)
16. Solos do Bloco Pelotas, rochas ígneas Plutônicas.
Nesta unidade morfoestrutural, o relevo predominante é maciço forte ondulado, com
vertentes retilíneas a convexas, altitudes entre 600 e 200m, modelado principalmente
em rochas ígneas plutônicas, granitos e granodioritos.
Em A, figura 5. 66, imagem Google Earth, relevo maciço forte ondulado, mata galeria
densa, área de ocorrência de perfis de argissolos.Em B relevo maciço forte ondulado ,
mata galeria discreta, tons claros indicam a ocorrência de muita rocha aflorante, área
onde se desenvolvem perfis de neossolos litólicos. Em C relevo maciço, médio
ondulado, considerável uso agrícola do solo , área onde se desenvolvem perfis de
luviossolos. Material de origem, rochas ígneas plutônicas de composição variada. Em a,
mata galeria natural, em b, florestamento, em c, rocha aflorante.
Fig. 5. 66 – A, área de neossolos litólicos, B área de argissolos, C, área de luviossolos.
Em a mata nativa natural, b, florestamento com árvores exóticas, c rocha aflorante. Ao
lado, perfil de luviossolo.
5.6 AS ENCOSTAS, ELEMENTOS FUNDAMENTAIS DAS PAISAGENS
1. VALES E SUAS ENCOSTAS
O alargamento de um vale tal como é mostrado na figura 5. 67, depende em parte, dos
movimentos de massa sob a ação da gravidade os quais carreiam grande quantidade de
material para o leito do canal fluvial, muito mais do que o material erodido pelo próprio
rio na abertura do seu leito (1). O rio, limitado apenas pela sua erosão vertical, produz
canal com paredes verticais em forma de garganta (2). Isto só ocorre nas altas
montanhas e planaltos onde afloram rochas duras, muito resistentes ao intemperismo e à
erosão.
À medida em que o vale se alarga pelos movimentos de massa das encostas, o canal do
rio se alarga pela erosão lateral do seu fundo, que aumenta da margem convexa para a
barranca côncava (“slip of slope”), (3).
Fig. 5. 67 - Aspectos do desenvolvimento de vales e encostas, esquemas generalizados.
Modificado de (Holmes 1970.) Garrels (1951).
Deve-se considerar a grande variedade de processos envolvidos na formação de
superfícies de erosão secundárias, de modo que os esquemas da figura 1 são
generalizações da pluralidade de situações concretas.
O alargamento que acompanha a escavação do piso do vale do rio implica em recessão
das encostas (recuar para trás). Escarpas de costas marinhas, igualmente retrocedem
pela erosão marinha. O princípios envolvido em todos estes casos é essencialmente o
mesmo, ou seja, as paisagens são consumidas por suas beiradas, a partir do vale
principal, avançando até aos tributários mais miúdos. Cada área soerguida é dissecada
pedaço por pedaço, resultando paisagens em lenta mudança.
A descrição acima sugere uma sequência ordenada de formas da paisagem ao longo do
tempo, (ciclo de erosão), desde que o desenvolvimento normal não seja interrompido
por novo soerguimento ou recuo do nível do mar, fatos estes que são antes a regra do
que a exceção.
O conceito determinístico ideal de evolução da paisagem foi concebido por Willian
Davis (1899), o ciclo de erosão, figura 5. 68.
Fig.5. 68 – Estágios ideais do ciclo de erosão, juventude maturidade, velhice, e relações
com o nível de base. Modificado de (Holmes 1970)
O ciclo de erosão refere-se à sequência de estágios, que por analogia com a vida
humana foram denominados juventude, maturidade, velhice.
Davis considerou que, na medida em que os vales são alargados, as encostas destes
tendem a suavizar os seus ângulos de declividade que acompanham à sua recessão.
No estágio de juventude a superfície original do relevo predomina. No estágio de
maturidade, a superfície primitiva apresenta-se quase toda consumida. Finalmente
durante a velhice o relevo é reduzido a uma área mais ou menos plana, com alguns
morros ilha esparsos, denominada peneplano. Os processos de rebaixamento
progressivo do relevo e de suavização dos ângulos das encostas, envolvidos no ciclo de
erosão, são unidos no nome genérico peneplanação e caracterizam paisagens onde
predominam vertentes convexas, passando a côncavas no nível do peneplano.
Esta síntese do desenvolvimento das formas está longe de representar a grande
variabilidade da evolução das encostas ao longo da superfície terrestre, mas é um bom
ponto de partida para orientar o estudo concreto de paisagens em geral.
Walter Penck (1924), criticando o modelo de Davis contrapôs que a maioria dos
ângulos de encostas, não se suavizam na medida em que são consumidos e isto ocorre
quando elas atingem um ângulo que é estável para o tipo de rocha ou regolito em
processo de recessão. Como o ângulo de declividade permanece constante a recessão se
dá paralelamente ao ângulo de declividade correspondente à estabilidade natural do
material, figura 5. 69, abaixo.
Fig. 5. 69 – Modelo de desenvolvimento do relevo, acima segundo Davis (consumo
vertical com suavização dos ângulos de declive da encosta, abaixo segundo Penck
(consumo lateral sem variação do ângulo da encosta. Modificado de (Holmes 1970)
Posteriormente Lester King (1950) , precursor da Geomorfologia Global, retoma o
modelo do recuo paralelo das vertentes e aplica-o ao desenvolvimento das escarpas de
margens passivas dos continentes resultantes da fragmentação do megacontinente
Gondwana (África, Brasil, Antártida, Índia e Austrália). Estabelece a geomorfogênese
das paisagens a partir de ciclos de erosão por sucessivos recuos paralelos de escarpas,
marcados por superfícies de erosão, mais jovens junto à costa e mais antigas no interior
dos continentes.
As formas fundamentais do relevo nestas condições são o pedimento formado por vales
ao pé das escarpas e o pediplano, resultante da coalescência de muitos pedimentos.
Diversos autores usam modificações do modelo conceitual original do desenvolvimento
das encostas concebido por Penck, e posteriormente por King, seguidos de
nomenclatura explicativa dos elementos da encosta, figura 5. 70.
Fig. 5.70 – Diversas denominações dos elementos ideais de uma encosta os quais foram
propostos por Wood (1940, apud King 1950).
A nomenclatura proposta por Rhue (1960) refere-se à forma do segmento da encosta e a
de Darlympe (1968) refere-se aos processos predominantes em cada segmento.
Deste modo, na cimeira predomina infiltração de água e processos de intemperismo
químico, na ombreira processos de rastejo, na face livre queda e tombamento de
blocos de rocha, abaixo, onde ocorre tálus, transporte de material por diversos
escorregamentos e fluxos de matéria, no pé da encosta predominam processos de
rastejo em material coluvial, nos dedos transporte por água dos canais fluviais de
material aluvial.
2. ESTABILIDADE DAS ENCOSTAS
Os movimentos de massa ocorrem principalmente nas encostas, sob a ação da
gravidade. Podem causar desastres naturais pois barram rios, bloqueiam estradas,
destroem casas, veículos e são responsáveis por muitas mortes anualmente. Nos EUA
estima-se perdas anuais de 1,5 bilhões de dólares e 25 a 50 mortes por ano.
2.1 - Gravidade contra atrito
A gravidade é a força constante que tende a deslocar a matéria para baixo. A força de
gravidade se distribui em duas componentes opostas no terreno, o atrito o qual tende a
reter a matéria e o empuxe que tende a movimentá-la para baixo, figura 1. Quanto maior
for o ângulo de declividade da encosta, maior será a força de empuxe a qual tende a
deslocar a matéria, figura 5. 71.
Fig. 5. 72 – Estabilidade de encostas, relações da gravidade com o atrito em uma
encosta. Fatores que controlam o grau de estabilidade de uma encosta (tipo de material,
conteúdo de água, vegetação e eventos gatilho).
Além da declividade da encosta influi o tipo de material (tamanho e angularidade das
partículas, o conteúdo de água, a cobertura vegetal e eventos gatilho que podem
desencadear o movimento de massa.
4- Tamanho, forma das partículas e declividade das encostas.
De modo geral, quanto menores e mais arredondadas as partículas, menor é o ângulo de
repouso da sua acumulação no terreno, figura 5. 73..
,
Fig. 5. 73 – Ângulo de repouso da areia de uma duna e de depósito grosseiro em leque
aluvial.
Conteúdo de água
Os graus de umidade de materiais granulares também influem na estabilidade das
encostas. Areia úmida, na qual parte dos vazios do material estão saturados , tal
condição gera tensão superficial da água junto aos grãos que torna-os bastante coesos,
figura 5. 74.
Fig 5. 74. Influência do conteúdo de água na coesão de materiais granulares
inconsolidados.
Modificado de (Prees e Siever 1997).
Na areia seca com os vazios preenchidos por ar, o material acomoda-se de acordo com
o ângulo de repouso dos grãos o qual depende do tamanho, seleção e grau de
arredondamento destes.
Na areia saturada de água, esta exerce poro pressão sobre os grãos a qual tende a separálos, tornando-se a coesão praticamente nula.
2.3 - Influência da vegetação.
A vegetação funciona como tapete protetor das encostas, quanto mais fechada, mais
estável se torna a encosta, figura 5. 75.
Fig. 5. 75 – À esquerda escassa cobertura vegetal propicia movimentos de massa e a
ocorrência de depósitos de tálus na juzante do terreno. À direita, densa cobertura de
gramíneas e mata galeria freiam os movimentos de massa. Fotos do autor.
2.4 - Mecanismos gatilho
Os movimentos de massa são desencadeados por eventos naturais de curta duração e
forte intensidade denominados gatilhos ou desencadeadores destes. Dentre estes
destacam-se terremotos, erupções vulcânicas e chuvas intensas, como fatores naturais, e
diversas ações antrópicas como fatores humanos.
3.
CLASSIFICAÇÃO DOS MOVIMENTOS DE MASSA
Três variáveis caracterizam os movimentos de massa: (1) A natureza do movimento, (2)
a natureza do material e (3) a velocidade do movimento.
(1)
Natureza do movimento. O material pode cair, tombar, escorregar e fluir nos
diversos segmentos das encostas.
(2)
Natureza do material. Quanto à granulometria, esta pode variar de tamanho argila
a grandes blocos de rocha. Quanto à composição e estrutura do material,este pode-se
constituir de diversos tipos de regolito, rochas ígneas, sedimentares, metamórficas
todas com diversas texturas e estruturas.
(3)
Velocidades do movimento. Variam desde lento rastejo até movimentos quase
instantâneos, quedas, rolamento, tombamento, fluxos de detritos, lama, etc.
Foram elaboradas várias classificações dos movimentos de massa baseadas em 1, 2 ou 3
destes parâmetros fundamentais.
Abaixo segue quadro IV com classificação simplificada dos movimentos de massa
baseado no tipo de movimento e na qualidade do material movimentado.
Quadro IV
3.1 - Quedas
Ocorrem quando o material rompe em encostas verticais ou quase verticais e cai, rola ou
tomba nas encostas com menor declividade. O material rompido pode ser regolito,
detritos e blocos de rocha. É um movimento muito rápido, quase instantâneo. Em geral
ocorre associado a rochas duras, resistentes, figura 5. 76.
Fig. 5. 76 – Queda, rolamento e tombamento de rochas e detritos de rocha.
Condições potenciais para quedas de rocha existem quando esta é muito fraturada ou
enfraquecida ao longo do tempo por muitos fatores destacando-se os processos de
intemperismo. O solapamento das partes baixas das encostas torna as partes altas
instáveis.
3.2 - Escorregamentos
São rompimentos ao longo de uma superfície de separação em que uma parte do
material escorrega encosta abaixo.
Escorregamentos planares translacionais indicam movimentos de massa sobre uma
superfície que separa dois tipos de materiais bem diferentes tal como regolito sobre
rocha sã, figura 5. 77.
Fig. 5. 77 – Escorregamento translacional de regolito sobre rocha sã.
Estes escorregamentos ocorrem em uma gama de materiais que apresentam qualidades
favoráveis ao escorregamento, tais como acamadamento, xistosidade mergulhantes no
mesmo sentido da encosta.
Escorregamentos Rotacionais.
Tendem a ocorrer em materiais homogêneos espessos, tais como camadas de argilito,
mantos de regolito. São movimentos de massa comuns nos trópicos úmidos.
O material é deformado como uma massa acima do plano de ruptura que é curvo. O
material é rotacionado para baixo originando um corpo com planos de ruptura
mergulhantes, figura 5. 78.
Fig. 5. 78 – Elementos de escorregamento rotacional.
Os escorregamentos rotacionais ocorrem principalmente durante ou logo após chuvas
torrenciais ou pela ação erosiva dos rios em suas barrancas côncavas, formadas por
material pelítico.
3.3 - Fluxos
Nos fluxos a massa que se move é toda ela deformada internamente e se comporta como
um fluído viscoso. Os fluxos se caracterizam pelo alto teor de água e pela presença de
materiais finos na massa que se desloca. Os fluxos são característicos das zonas
tropicais montanhosas com altos índices de pluviosidade.
Fluxos de detritos consistem de movimentos de alta velocidade, de materiais de
granulometria variada, desde o tamanho argila, até grandes blocos. Os fluxos de detritos
podem assumir forma linear ou areal, figura 5. 79.
Fig. 5. 79– Fuxos de detritos de abrangência areal e linear.
Um fluxo de detritos geralmente começa como escorregamento ou queda de detritos,
nas cabeçeiras de vales de áreas montanhosas. O aumento de água transforma o
escorregamento, mais lento em fluxo de detritos de alta velocidade. Na sua trajetória, os
fluxos de detritos englobam árvores, casas, etc. Os seus depósitos terminais podem
barrar provisoriamente canais de drenagem. Quando o material transportado é fino a
denominação é fluxo de terra, lama, regolito, etc.
3.4 - Rastejo
Os rastejo é um movimento lento descendente lento e contínuo do solo em encostas com
declividade baixa a média, figura 5. 80.
Fig 5. 80 - Movimento lento e contínuo, rastejo do solo denunciado por deformação de
troncos, construções, postes, cercas, etc.
Afetam os horizontes superficiais dos solos, saprólitos e mesmo rocha alterada. Podem
causar danos em obras civis (casas, estradas, pilares de pontes, viadutos, etc.). Em
certos casos graduam para escorregamentos e servem como indicadores de encostas
instáveis.
4.
ESCOAMENTO SUPERFICIAL DE ÁGUA NAS ENCOSTAS
O escoamento superficial de água é um efetivo agente erosivo. A água se acumula e
desloca-se na superfície das encostas quando a taxa de precipitação é maior do que a
taxa de infiltração, figura 5. 81.
Fig. 5. 81 – Escoamento superficial e escoamento superficial saturado.
Acumula-se delgada camada de água na superfície que compõe o escoamento
superficial. Quando todos os espaços vazios dos solos encontram-se preenchidos por
água, esta não tem condições de se infiltrar e forma o escoamento superficial saturado
que se localiza nas partes baixas das encostas (banhados).
A erosão, ou seja, a remoção de material das encostas pela água de escoamento
superficial necessita de uma velocidade mínima que depende da espessura da lâmina d’
água.
A erosão por uma delgada lâmina de água que se desloca nas encostas é dita laminar.
Quando o fluxo é concentrado em linhas preferenciais, ocorre erosão turbulenta, por
sulcos que dá origem a ravinas. A erosão laminar é substituída pela erosão por sulcos
encosta abaixo, que podem alargar-se em ravinas e evoluir para bossorocas (rasgo na
terra, em tupi-guarani).
Um depósito de material em forma de leque pode ocorrer na parte terminal das
bossorocas, geralmente próximo a um canal de rio.
Movimentos de massa no Rio grande do Sul
Águas superficiais: Geomorfologia Fluvial
Introdução
O desenvolvimento dos rios está condicionado principalmente a um adequado
suprimento de água e à criação de uma declividade, para a água fluir sob a ação da
gravidade. As precipitações atmosféricas (chuva, neve) fornecem o suprimento de
água, para que os rios fluam permanentemente. Existe também uma ligação dos rios
com as águas subterrâneas armazenadas nas rochas e no regolito, estas também
abastecidas indiretamente pelas precipitações atmosféricas.
A formação das encostas iniciais dos grandes sistemas de drenagem atuais estão
associadas à Tectônica de Placas, capítulo 2.
A maioria dos rios drenam suas águas diretamente para os oceanos, mares, lagos,
lagunas, etc.
As características gerais do desenvolvimento do vale de um rio dependem da
declividade original que condiciona o gradiente do relevo, do clima que determina o
padrão das precipitações atmosféricas que alimentam o rio, do substrato rochoso
que o rio corta, o qual condiciona as peculiaridades da erosão processada e da sua
idade inicial.
Um rio principal com seus afluentes constitui um Sistema de Drenagem e a área
total abrangida por eles é a sua Bacia Hidrográfica, fig.5. 82.
Fig.5. 82 – Esquema de um Sistema de Drenagem - Bacia Hidrográfica e sua
divisão em sub bac
O regolito e fragmentos de rocha são levados pela ação da gravidade para o leito
dos afluentes que transporta-os para o rio principal. Mais material é posto em
movimento nos canais pela erosão dos próprios leitos. Desta maneira os vales dos rios
se alargam e se desenvolvem ao longo do tempo, figura 5. 83
Fig. 5. 83 - No baixo curso o vale apresenta estágio maduro de desenvolvimento
evidenciando grande consumo do relevo. No alto curso, os processos erosivos estão em
fase inicial. Estas condições salientam o desenvolvimento da bacia por erosão regressiva
das cabeceiras. No médio curso predomina o transporte e na foz deposição dos
sedimentos.
A carga de sedimentos adquirida pelo rio principal é transportada para fora da
bacia hidrográfica e depositada na foz deste. Depósitos aluviais são formados ao longo
dos canais, mas são temporários, registrando apenas estações de parada do material,
cujo destino final é um oceano, mar ou lago, na desembocadura do rio principal.
Os rios são responsáveis pela formação dos seus vales que se desenvolvem
geralmente em zonas de fraqueza da Crosta Terrestre, através de seu potencial de
erosão, mas principalmente pelo seu enorme poder de transporte.
O gradiente do rio corresponde à declividade do leito entre as cabeceiras e a foz,
a capacidade deste é a caga de sedimentos transportada, maior na foz do que nas
cabeceiras e a competência refere-se ao tamanho das partículas transportadas, que
são maiores nas cabeceiras e menores na foz, fig.5.84.
Fig. 5. 84 - Relações qualitativas entre Carga total, Gradiente, Volume,
Capacidade e Competência de um rio.
Características gerais do fluxo dos Rios
Em primeira instância o fluxo é regulado pela declividade do terreno. A força que
move uma partícula de água em um rio é a componente da gravidade na direção do
fluxo. Esta componente é tanto maior quanto maior é a declividade ou o gradiente do
rio.
Agindo em oposição a esta força, atua o atrito da água com as paredes laterais e o
fundo do leito do rio, fato que determina uma velocidade de fluxo maior no centro do
canal e menor nas bordas deste, bem como, menor no fundo e maior perto do topo do
canal, figura 5. 85.
Fig. 5. 85 – Distribuição das velocidades da água em um perfil transversal do
canal
Rios com grande profundidade do leito e baixa velocidade apresentam fluxo
laminar com baixa capacidade erosiva. Rios com baixa profundidade do leito e alta
velocidade desenvolvem fluxo turbulento com alta capacidade erosiva. Portanto, de
maneira geral, a energia de um rio aumenta com o aumento da sua declividade e com
o volume de água e decresce com a resistência ao atrito da água com o leito.
Considerando um mesmo volume de água, a profundidade do canal, controla a energia
e o atrito, ocorrendo o fluxo mais turbulento e erosivo na zona profunda do canal,
figura 5. 85. A velocidade do fluxo também é maior na parte côncava , e menor na
parte convexa do leito , onde tende a ocorrer deposição.
Erosão nos sistemas de drenagem
De modo geral, um sistema de drenagem apresenta três zonas, cabeceiras onde
predominam os processos erosivos, curso médio onde predomina o transporte de
material erodido e foz onde ocorre principalmente deposição, figura 5.83. Cada setor
apresenta morfologia característica.
Os processos erosivos predominantes nas cabeceiras, costumam ocorrer a partir do
regolito intemperisado, através da força hidráulica da água sobre ele. A água do canal
também atua na rocha sã, principalmente quando carregada de detritos de diversos
tamanhos (silte, areia, cascalho e blocos de rocha), que funcionam como abrasivo. É
um processo de erosão vertical do leito e denomina-se corrasão. O poder erosivo da
corrasão depende das dimensões das partículas, da velocidade da água, do tipo de
substrato rochoso do leito que é bastante variável ao longo do canal. Ocorre
principalmente nas grandes enchentes.
Apesar de predominar nas cabeceiras dos sistemas de drenagem, a erosão atua
praticamente em todos os setores, tendo por limite, o nível de base, geralmente
coincidindo com o nível do mar.
Vales dos rios
Os processos de corrasão aprofundam os vales no sentido vertical, os processos de
intemperismo e os movimentos de massa alargam o vale, resultando vales em forma
de V, figura 5. 67. A erosão lateral produzida pelo próprio rio, ajuda no alargamento
do vale. As peculiaridades de cada setor do vale de um rio são controladas pela
natureza do substrato rochoso. Vales abertos e largos se formam em rochas de baixa
resistência ao intemperismo e erosão, vales fechados, em garganta, se desenvolvem
em rochas de alta resistência ao intemperismo e erosão. Quando rochas de diferentes
resistências à erosão são se alternam no leito, formam-se rápidos e quedas d’água
(cascatas e cachoeiras). “Canyons” de imponete beleza são formados sob certas
condições, tais como estabilidade das paredes do vale, rochas de alta resistência,
rápido soerguimento e alta capacidade energética da água.
Tipos de Canais
A classificação geral dos tipos de canais é apresentada no quadro V.
Quadro V
Canais escavados em rocha
Os canais escavados em rocha são também chamados canais incisos. Geralmente,
mas nem sempre, estes canais se desenvolvem principalmente nas cabeceiras das
bacias hidrográficas onde ocorrem rochas duras, o gradiente do canal é forte e o
material transportado é grosso, figura 5. 86.
Fig.5. 86 – Meandro encaixado, cortando rochas vulcânicas na unidade morfoestrutural
Planalto Dissecado em riolito e basalto. Rio das Antas, RS. Ao lado, vista aérea geral.
Imagem Google Earth.
Esta situação favorece o desenvolvimento de processos erosivos nos canais. O
perfil longitudinal é bastante irregular e o perfil transversal é fortemente influenciado
por erosão diferencial, condicionada por zonas de fraqueza no leito rochoso,
associadas a descontinuidades tais como rochas de diferentes resistências, fraturas,
falhas, estratificação, etc. As formas erosivas mais comuns são as marmitas ou panelas
de dimensões variadas, fig. 5. 87
Fig. 5. 87 – Panelas e marmitas, feições erosivas características de leitos de rios
escavados em rocha dura. Panalto Dissecado em riolito, Rio da Prata, Nova Prata, RS.
Foto do autor.
.
Estas depressões, quando ao pé de cascatas, cachoeiras, quedas de água recebem
o nome de panelões, figura 5. 88
.Fig. 5. 88 - Cascata em rio inciso e a forma erosiva Panelão abaixo, na Unidade
Morfoestrutural Planalto Dissecado em riolito e basalto. Bacia do Rio Caí, RS. Foto
do autor
Canais Aluviais
Os canais aluviais caracterizam-se por escavar os seus próprios depósitos e por
apresentarem mudanças de formas sucessivas por erodirem principalmente materiais
inconsolidados ou fracamente consolidados.
Existem basicamente três tipos de canais aluviais: Meândicos, entrelaçados e
anastomosados.
A principal característica do canal meândrico é a sua alta sinuosidade, figura 5.
89
Fig.5. 89 – Canal meândrico com alta sinuosidade, imagem Google Earth. Ao lado,
detalhe mostra que os canais meândricos recortam seus próprios depósitos. Rio
Camaquã, Camaquã, Rs
Os canais entrelaçados apresentam os seus leitos divididos por barras de sedimento
que podem ser eventualmente vegetados e formar ilhas, que nesta situação adquirem
certa permanência no canal. Predominam processos erosivos sobre os deposicionais,
figura 5. 90.
Fig.5. 90 - Planície Fluvial, canais localmente entrelaçados. Formam-se ilhas entre
os canais, predominam processos erosivos, imagem google earth. Rio do Boi, Santa
Catarina, SC. Na fotografia detalhe de canal e ilha.
Os canais anastomosados podem ser separados por rocha ou por material aluvial. A
conformação anastomosada multi canais é indicadora da predominância de processos
deposicionais no leito, enquanto que na disposição entrelaçada predominam processos
erosivos, figura 5. 91.
Fig.5. 91 - Planície Fluvial, canais localmente anastomosados, predomina deposição
sobre a erosão, baixo rio Jacuí, Porto Alegre, RS. Ao lado, imagem Google Earth, ao
lado, detalhe mostra canal anastomosado e ilha permanente.
Transporte pelos rios
Os rios são os agentes naturais mais efetivos de transporte de matéria dos
continentes para os oceanos. O material transportado pelos rios é denominado carga e
pode ser transportado em suspensão ou em solução.
A carga em solução provem principalmente de contribuições da interação com as
águas subterrâneas e pela dissolução de elementos das paredes das rochas do vale,
bem como do regolito. As principais substâncias postas em solução são sílica coloidal,
hidróxidos de ferro,, carbonatos, sulfatos, cloretos de Ca, Na, Mg, K.
Esta carga em solução é carreada para os oceanos e é a principal responsável pela
salinidade destes.
A carga mecânica é transportada em suspensão, saltação e rolamento estas no
fundo do leito, denominadas no conjunto de carga de fundo ou de tração.
A capacidade de um rio é a carga total de material que ele transporta e depende
do volume de água do mesmo. A competência de um rio refere-se ao maior diâmetro
de partícula que ele tem condições de transportar e depende principalmente da
velocidade da corrente. A descarga média anual pode ser avaliada na foz do sistema
de drenagem, ver figura 5. 84.
As variações de velocidade ao longo do leito seleciona os diferentes tamanhos de
partículas da carga transportada, principalmente em três categorias de depósitos
temporários de canal. Depósitos grosseiros de cascalho sub arredondado a
arredondado de fragmentos de rochas resistentes, figura 5. 92.
Fig. 5. 92 - Depósito de cascalho em barra de pontal, rio Camaquã, Camaquã RS. Ao
lado, imagem aérea Google Earth.
Depósitos de areia grossa, fina ou média, formadas principalmente por grãos
arredondados ou sub- arredondados de quartzo, figura 5. 93.
Fig.5. 93 – Depósito de areia em barra de pontal, rio Ibicuí, Rosário do Sul, RS. Na
outra margem, terraço fluvial. Ao lado, vista aérea, imagem Google Earth.
Depósitos lamiticos constituídos por grãos de silte e argila neoformados durante o
intemperismo da rocha com a formação do regolito.
Nos grãos transportados atuam dois processos, abrasão e seleção. A abrasão
consiste no atrito entre os grãos durante o transporte, reduz o tamanho, arredonda-os e
atua principalmente nas partículas maiores. Em linhas gerais, o tamanho de grão
decresce das cabeçeiras para a foz dos sistemas de drenagem, aumentando o seu grau
de esfericidade e arredondamento.
O decréscimo do tamanho de grão em direção à foz deve-se mais à seleção do que
á abrasão. A seleção do material transportado depende do tamanho, forma e densidade
dos grãos. Grãos grandes, de formas irregulares e densos depositam primeiro, grãos
pequenos, arredondados e leves depositam depois. O efeito da forma é demonstrado
pelas grandes distâncias de transporte dos minerais independentemente de sua
densidade.
Depósitos de canal e de planície de inundação
A energia de um rio depende do seu gradiente, do volume de água e das forças de
atrito que se opõem ao movimento da água. A deposição da carga em suspensão, em
rolamennto e saltação no leito ocorre quando diminui o gradiente e concomitante a
velocidade da água, bem como aumentam as forças de atrito no leito. A deposição
ocorre no próprio canal ou na planície de inundação por transbordamento, figura 5.
94.
Fig. 5. 94 – Esquema ideal de um rio aluvial em secção transversal
Os depósitos de canal são temporários, irregulares e lenticulares, constituindo-se
de cascalhos, areia, silte e argila, formando barras em diversos pontos do canal, de
preferência na parte convexa do meandro (barras de pontal), ou no centro do canal
(barras de meio de canal) , figura 5. 95.
Fig. 5. 95- Depósitos de canal e planície de inundação. Rio Ibicuí, São Francisco de
Assis. Imagem Google Earth. Na foto, depósito de canal e planície de inundação.
Quando o rio transborda, a água transpõe as bordas do canal, a velocidade diminui
e a carga em suspensão é depositada na planície de inundação. O material mais
grosseiro deposita próximo da borda formando diques marginais de forma linear
paralelos às bordas do canal. Para além, os finos se depositam por toda a planície de
inundação, a partir de uma água quase parada que forma pântanos temporários. O
conjunto destes depósitos forma os depósitos aluviais que, por sucessivas enchentes
podem assumir espessuras consideráveis.
Por diversas causas as planícies de inundação antigas elevam-se em relação ao
leito atual do rio formando terraços aluviais , .sendo o mais elevado, o mais antigo,
ver figura 5. 93.
Meandros
As curvas dos rios aumentam a sua amplitude pela deposição em sua parte
convexa e erosão na sua parte côncava, comandadas pelo padrão característico de
energia da água do rio, formando meandros, que são tanto maiores, quanto maior é o
rio,
O cinturão meândrico chega a atingir uma largura vinte vezes maior do que a
largura do rio, divagando por toda a planície de inundação, alargando paulatinamente
a largura do vale. Cada meandro tende a mover-se lentamente rio abaixo, uma vez que
a curva imediatamente à juzante sofre uma erosão mais severa do que a da montante.
Na medida em que a curva do meandro se alarga, forma um pescoço em determinado
momento pode ser seccionado, isolando o meandro do canal do rio, formando um
braço morto, meandro abandonado ou lago em ferradura, figura 5. 96.
Fig. 5. 96 – Esquema de formação de um meandro abandonado. Modificado de (Holmes
1970)
Deltas
O destino da carga dos rios, tanto do material erodido mecanicamente como do
dissolvido, é um oceano, mar, lago ou laguna, onde a velocidade da corrente é
bruscamente diminuída ocorrendo a deposição e a formação de sedimentos deltaicos,
cuja área de deposição assume forma geralmente triangular (letra delta grega), com um
vértice voltado para a embocadura do rio, figura 5. 97. O delta vai sendo gradualmente
construído da foz para o interior do corpo de água, pela sucessiva deposição do material
transportado pelo rio. A parte sub aérea do delta é uma continuidade da planície de
inundação do rio.
h
Fig. 5. 97 – Delta do Rio Camaquã. Abaixo diagrama ideal dos depósitos de um
delta
Quando um rio entra em um corpo de água, o material mais grosseiro que se move
por rolamento ou saltação, deposita, desenvolvendo uma plataforma com a face
voltada para o corpo de água com uma pendente forte controlada pelo ângulo de
repouso do material depositado. O material mais fino é carregado além, em suspensão,
deposita e mergulha suavemente conforme a inclinação do substrato, com o material
mais grosseiro na parte proximal e o mais fino na parte distal. Os depósitos da planície
de inundação formam as camadas de topo do delta, a plataforma de grosseiros com
pendente forte corresponde às camadas intermediárias , o material mais fino
depositado nas partes distais do corpo de água forma as camadas de fundo do
depósito deltaico..
Os deltas atuais apresentam uma enorme variedade de forma, tamanho, estrutura,
composição e modo de formação. Os principais fatores que influem no modo de
formação de um delta são a sula situação em relação a tectônica de placas atual, o
substrato geológico da bacia hidrográfica, o clima, o gradiente – regime do sistema de
drenagem, características do corpo de água onde ocorre a deposição.
Rios do Rio Grande do Sul
Os rios mais importantes do Rio Grande do Sul são o Uruguai,
Camaquã, o Antas- Taquari e o Ibicuí
o Jacuí, o
Rio Uruguai
O rio Uruguai, Rio dos Caracóis em tupi – guarani, é o mais importante do Estado
do Rio Grande do Sul com um comprimento total de 1770 km, sendo no Rio Grande
do Sul, 1262 km. Suas nascentes ocorrem na altitude de 1800 m e desemboca quase
ao nível do mar no Estuário do Prata. No seu alto curso, figura 5. 98 pode ser
classificado como um rio de meandros incisos assimétricos . O material transportado
é grosso , predominam seixos e blocos, o canal é escavado em rochas vulcânicas
muito duras. Devido às características hidrodinâmicas turbulentas com fluxo de alta
velocidade e alta declividade, em torno de 0,5m/km, este setor é explorado para
produzir energia elétrica. As principais barragens do Alto Uruguai são as de Itá e
Machadinho. O progressivo desenvolvimento de culturas próximas ao canal levou a
importante grau de degradação com a remoção considerável de mata galeria que
acompanha as margens do rio. O plantio próximo às margens produz erosão do solo e
assoreamento do rio no seu curso médio.
Fig.5. 98 - Acima imagem Google Earth que ilustra as características do alto Uruguai
como um rio de meandros incisos assimétricos. Ao lado detalhe do canal com fluxo
turbulento e rocha vulcânica aflorando no canal.
O médio Uruguai se apresenta com um rio de canais aluviais meandrantes, figura
5. 99. A declividade decai para 9 cm por km, cortando rochas vulcânicas, basalto,
arenito e seus próprios depósitos. Favorece a navegação de embarcações de pequeno a
médio porte. A baixa declividade também favorece o transporte de sedimentos finos,
com predominância de areia.
Apresenta amplos terraços que favorecem
principalmente a cultura do arroz
Fig. 5. 99 – Médio rio Uruguai já apresenta canal com padrão meândrico em
planície aluvial. Imagem Google Earth.
Rio das Antas
O alto rio das Antas, figura 5. 100 possui comprimento de 390 km, inicia com
declividade 4,8m por km, a mais alta dos rios do Estado em um trecho de 183 km. A
partir da foz do seu afluente, rio Guaporé a declividade cai para 1,6m por km em um
trecho de 207 km.
É classificado como um rio de meandros incisos, assimétricos cortando rochas
vulcânicas, riolito e basalto, figura 5. 100 com fluxo torrencial carregando seixos e
nas enchentes blocos . O fato de cortar rochas vulcânicas sem quartzo, leva à falta de
depósitos de areia, inexistente em uma grande área da sua bacia hidrográfica. É sede
para a construção de barragens para a exploração de energia elétrica.
Fig. 5. 100 – Alto rio das Antas canal meândriico inciso assimétrico, corta rochas
vulcânicas. Acima imagem Google Earth, abaixo foto de campo.
O baixo rio das Antas ou rio Taquari, Rio das Taquaras em tupi - guarani,
figura 5. 101, considerado ,a partir da foz do seu afluente Guaporé, até sua
desembocadura no rio Jacuí, toma o nome de Taquari. Possui comprimento 140 km,
com declividade de 0,2m por km, fig. 202
É classificado como um rio aluvial meândrico, o seu leito é escavado em arenitos
ou em seus próprios depósitos. Possui planície de inundação e amplos terraços, onde
ocorrem diversas culturas. Apresenta depósitos arenosos, barras de pontal e de meio
de canal.
Fig. 5. 101 – Baixo Antas – Taquari. Acima imagem Google Earth, abaixo, foto
de campo.
Rio Ibicuí
Ibicuí significa Rio da Areia em Tupi – Guarani. Tem 290 km de comprimento, é
o maior afluente do rio Uruguai.
O alto rio Ibicuí é classificado como rio meândrico, corta rochas areniticas e
apresenta amplos depósitos de areia sob a forma de barras de pontal e barras de meio
de canal, figura 5. 102.
Fig.5. 102 – Alto rio Ibicui, canal meândrico com amplos depósitos de areia. Acima
foto de campo, abaixo imagem Google Earth.
O baixo rio Ibicuí, além do caráter meândrico de seus canais com grandes depósitos de
areia em barras, apresenta, amplas planícies de inundação e terraços, intensamente
cultivados, figura 5. 103.
Fig. 5. 102 – Baixo rio Ibicuí, caracterizado por amplas planícies de inundação e
terraços. Imagem Google Earth e foto de campo
Rio Camaquã –
O rio Camaquã, Rio das Águas Turbulentas em tupi-guarani tem suas nascentes a
400 m de altura nos municípios de Lavras do Sul , Don Pedrito e Bagé. Seu
comprimento até a foz na Laguna dos Patos é de 430 Km e sua Bacia Hidrográfica
abrange uma área de 21518 KM2 .
O alto rio Camaquã figura 5. 103 tem canais incisos, corta rochas duras ígneas e
metamórficas.
Fig. 205 – Alto rio Camaquã, corta rochas ígneas e metamórficas e apresenta canal de
meandros incisos assimétricos
O baixo rio Camaquã apresenta canais meândricos, ampla planície de inundação
embutida em terraços aluviais, fig. 5. 103..
Fig. 5. 103 – Baixo rio Camaquã, apresenta canal aluvial meândrico com ampla
planície de inundação e terraços aluviais.
Rio Jacuí
Depois do rio Uruguai o rio Jacui ou Rio das Aracuãs em tupi - guarani é o mais
importante do Estado, com comprimento de 710 km e nascentes na altitude de 730m.
Divide-se em: Alto Jacuí nas nascentes, onde escava o su leito em rochas vulcânicas
riolitos e basaltos de norte para sul,. Nete trecho é um rio de meandros incisos, figura
5. 104 Suas características torrenciais e de alta declividade torna propício a construção
de barragens, por isto neste trecho é conhecido como rio das barragens. Estas
barragens têm a finalidade de produzir energia elétrica, destacando-se Dona Fransisca,
Salto do Jacui e Passo Real
Fig. 5. 104 – Acima imagem Google Earth ilustra a características de rio com
meandros incisos no alto Jacuí. Abaixo, foto panorâmica da barragem. Salto do Jacuí.
Baixo Rio Jacuí a partir de Cachoeira do Sul o rio Jacuí escoa de oeste para leste,
desemboca no lago Guaíba, escava rochas sedimentares, arenitos siltitos e argilitos.
Neste setor é classificado como um rio aluvial meândrico, fig.5. 105.
Sua configuração básica apresenta canais meândricos com amplas planícies de
inundação e terraços aluviais. Em longos trechos, corta seus próprios depósitos, fig....
O baixo rio Jacuí é navegável e importante como principal fonte de areias para
construção civil no Estado. Seus terraços aluviais, são aproveitados para a plantação
de arroz.
Fig. 5. 105 – Baixo rio Jacuí com características de rio meandrante em planície aluvial.
Imagem Google Earth.
Investigação da Bacia do Rio Taquari – Antas: Considerações sobre o seu
desenvolvimento.
A bacia hidrográfica do sistema fluvial Taquari – Antas foi escolhida como exemplo
para ilustrar concretamente as variáveis que controlam a dinâmica das águas correntes,
os rios e estabelecer os estágios de desenvolvimento por que passam os rios.
A observação tem como referência inicial o “canyon” do alto rio das Antas em um
trecho de aproximadamente 50 km de meandros encaixados em rochas vulcânicas
ácidas e básicas. Olhado de cima, no terreno, observa-se a água fluindo em um canal a
aproximadamente 400 metros do topo do relevo, figura 5. 106.
Pode-se afirmar que este estreito e profundo canal é o resultado do trabalho do rio em
um tempo da ordem de milhões de anos levando em conta o princípio do atualismo,
embora não se disponha da prova documental.
Como se pode provar esta origem?
Parte-se da premissa que o profundo “canyon” é o resultado da aplicação da energia, na
forma de chuva, em toda a área da bacia hidrográfica do alto rio das Antas. Na média
esta energia pode ser considerada constante através do tempo.
O “canyon” é o resultado da concentração da energia da água em movimento e da
gravidade que atua nas encostas dos vales, em uma área relativamente pequena, de
modo que as águas correntes possam cortar nas rochas vulcânicas, erodi-las, transportar
os detritos e deixar como registro de sua milenar passagem o profundo “canyon” atual.
Para explicar a dinâmica dos rios a longo prazo, é considerada uma superfície da
paisagem teórica submetida ao efeito de uma quantidade de chuva para cada unidade de
tempo. Se o resultado é um vale semelhante ao vale do alto rio das Antas, pode-se
concluir que dispomos de uma explicação coerente com as observações feitas.
f
Fig. 5. 106 – Canal do alto rio das Antas em planta, imagem Google Earth, abaixo
secção transversal e declividade média do canal no trecho considerado.
Esta explicação é satisfatória se forem entendidas as relações básicas da energia com o
trabalho dos rios.
A energia da água corrente.
Com o objetivo de determinar o efeito da energia da água corrente em uma superfície
teórica da paisagem deve-se estudar as relações da energia da água e observar o que
acontece com esta energia quando aplicada a materiais da superfície terrestre.
Sabe-se que a água flui dos pontos altos para os baixos e que a taxa de fluxo é tanto
maior quanto maior for a declividade do terreno. Mas as águas de um rio fluem sempre
com a mesma taxa de fluxo? Podem dois rios com profundidades desiguais fluir na
mesma taxa em uma mesma declividade? Quanta energia é gasta pelo fluxo na erosão
do material?
A resposta a estas perguntas permite prever o efeito da água corrente nos materiais da
superfície terrestre.
Forças que tendem a mover a água rio abaixo.
O modo prático de ter noções da complexidade do movimento dos rios é considerar as
forças que atuam em uma gota de água hipotética em uma corrente que flui encosta
abaixo. Assim, o efeito total do rio pode ser estimado pela soma das forças que atuam
em todas as partículas do fluxo.
A força básica que causa o movimento da partícula de água é a gravidade que atua
diretamente para baixo, mas a partícula não pode mover-se para baixo devido às outras
que a circundam, as quais também são suportadas pelo material de fundo do rio. Por
isto, a partícula move-se paralela à direção do fluxo sob uma força componente da
gravidade nesta direção. O valor desta componente depende do grau de declividade do
canal. Em declividade vertical a partícula se move sob a ação de toda a força da
gravidade. Se a declividade é horizontal, a partícula não se move. O problema do
movimento da partícula nas declividades entre 00 e 900 pode ser resolvido graficamente
por um paralelogramo de forças, figura 5. 107.
Fig. 5. 107 – Forças atuando em uma partícula do fluxo em um canal e relações da
declividade do canal e força paralela ao leito.
A força perpendicular à declividade não influi no movimento da partícula, logo, o
comprimento do segmento da força paralela ao canal, relacionada com a grandeza da
força da gravidade fornece a fração da força da gravidade que move a partícula.
Na figura, 5. 107, para 300 de declividade, a força que move a partícula é a metade do
peso da partícula, e assim por diante.
A força que move uma partícula rio abaixo é a mesma para todas as outras partículas em
uma secção vertical do rio. Se a componente da gravidade fosse a única a atuar nas
partículas de água, a velocidade da água ao longo da secção vertical do rio seria
uniforme e a velocidade ao longo de uma secção vertical do fluxo seria constante.
No entanto, medidas de campo da velocidade do fluxo de um rio mostram que ela varia
da base para o topo da corrente, figura 5. 108.
Fig. 5. 108 – Mudança da velocidade da água da base para o topo em corrente com
fluxo laminar. Ao lado, fluxo laminar no rio Jacui, foto Marcelo Beskow, fonte: Google
Earth..
Portanto forças distintas da componente da gravidade atuam nas partículas do fluxo de
um rio, que se opõem ao movimento das partículas rio abaixo, denominadas forças de
atrito. Este atrito ocorre entre as partículas e entre as partículas e o material de fundo do
rio.
A medida que a velocidade do fluxo aumenta aumentam as forças de fricção e existe
uma velocidade limite do fluxo, independente da declividade do canal.
Como o atrito atua contra a gravidade, a velocidade é mínima no fundo do rio e cresce
para cima. Idealmente as partículas em contato com o fundo têm velocidade zero.
A forma da curva da velocidade do fluxo medida no campo remete à conceituação de
tipos de fluxos dos rios:
a) Fluxo laminar, em que a água flui lentamente e o movimento das partículas é em
trajetórias paralelas. A velocidade do fluxo aumenta da base para o topo, como
mostra a figura nove.
b) Fluxo turbulento, ocorre em quase todos os rios da natureza onde o fluxo é
rápido e rompe o fluxo laminar em redemoinhos. Embora o fluxo geral das
partículas ocorra rio abaixo, no fluxo turbulento elas se movem em todas as
direções. Se caracteriza pela distribuição das variações das forças de fricção que
se reflete em uma mudança de velocidade devida à declividade.
Colocando a velocidade contra a altura em relação ao fundo, obtêm-se uma curva onde
as velocidades junto ao fundo aumentam muito mais rápido da que ocorre com o fluxo
laminar, enquanto que no corpo do fluxo as variações são muito menores, figura 5.109.
Fig. 5. 109 – Variação da velocidade da água do topo para o fundo em um rio onde
predomina o fluxo turbulento. Ao lado leito do rio Camaquã com fluxo turbulento, foto
Daniel Hamm, fonte: Google Earth.
Esta situação faz com que o fluxo do rio se mova de modo mais uniforme do topo para a
base que no fluxo laminar.
A superfície da água forma um obstáculo que causa a diminuição da velocidade em sua
direção.
O ponto de máxima velocidade é de aproximadamente um terço da profundidade abaixo
da superfície.
Energia por unidade de volume em um rio.
Considera-se agora os controles maiores da energia total de uma dada porção do rio.
A energia de um corpo em movimento pode ser expressa por: Energia~ mv2, em que
energia é a energia cinética, m a massa ou peso do corpo e v é a sua velocidade. Para
um sólido em movimento é fácil determinar a sua energia com apenas uma medida.
Para uma dada porção de um rio, as diferentes partículas movem-se em taxas diferentes,
logo a energia cinética total é a soma da energia das partículas individuais do fluxo. A
maneira mais fácil de se aproximar desta soma é considerar a corrente como se fosse um
sólido que se movesse com velocidade igual à média das partículas individuais. Este
valor médio pode ser determinado graficamente, a partir da variação da velocidade no
canal, figura 5. 110 .
Fig.5. 110 – Gráfico da variação da velocidade no topo do fluxo de um canal.
Para o rio como um todo E ~ mv2
Não é possível obter quantitativamente a energia total de um rio, mas podemos analisar
alguns dos principais fatores que forneçam um panorama do tipo de trabalho que um rio
executa.
A velocidade média depende da soma dos componentes da gravidade que atua em cada
partícula de água rio abaixo e aumenta a medida em que o componente paralelo da
gravidade aumenta. Este componente aumenta com o aumento da declividade do canal
V ~ declividade.
Esta velocidade média é também função das forças de fricção, na seguinte relação:
V ~1/ foças de fricção. Colocando estas grandezas na equação para a energia do fluxo,
Energia ~ mv2, logo:
Energia ~ declividade x peso da água na porção selecionada do rio/ forças de atrito.
Esta relação de proporcionalidade não é exata, pois ela não expressa o efeito relativo de
cada canal , mas as relações de proporcionalidade se mantem sempre.
Por exemplo, secções de dois rios com o mesmo volume de água e igual declividade,
mas se um tem secção transversal semi circular e o outro tem a forma de amplo e chato
canal, figura 5. 111.
Fig. 5. 111 – Diferença da distribuição das velocidades em secção transversal de dois
rios com igual área de secção transversal, mas com diferentes formas. O canal de forma
retangular apresenta relativamente maior força de resistência por atrito do que a forma
triangular por apresentar maior perímetro. Os números se referem a zonas de igual
velocidade média
O rio com secção retangular apresenta velocidade média do fluxo menor do que a
velocidade média do fluxo do rio com secção triangular, portanto menor energia
cinética. A causa é a maior resistência por atrito com o fundo chato do rio com secção
transversal retangular.
A secção transversal triangular causa o aumento do volume de água que passa pela
secção em dado tempo, devido ao aumento da velocidade média do fluxo em virtude do
menor efeito das forças de resistência por atrito.
O dobro do volume de água que passa por uma secção transversal de um rio aumenta a
energia cinética em muito.
O transporte de detritos pelos rios.
A energia que um rio utiliza para produzir trabalho depende também do modo como ela
é aplicada e dos materiais em que ela atua.
Um pequeno arroio fluindo entre matacões de granito exerce desprezível efeito erosivo,
mas se ele sulca areias finas pode usar muito de sua energia para transportar grãos de
areia. A predição dos resultados do trabalho de um rio depende do conhecimento da
energia disponível, do modo como ela é distribuída no fluxo, e da disponibilidade e tipo
de material disponível para a dissipação da energia.
Classificação do tamanho das partículas
O quadro abaixo sumariza os limites dos tamanhos de grãos das partículas carreadas por
um rio.
Argila
Silte
Areia
Seixo
CASCALHO
Pedra
Matacão
Menos de 1/256 mm
1/16 a 1/ 256 mm
2 a 1/16 mm
64 a 2 mm
256 a 64 mm
+ de 256 mmm
Uma delgada camada de areia no fundo de um rio começa a ser movida quando a
velocidade média da corrente é de 1m/segundo Se o fundo é coberto de argila, a
velocidade necessária para mover as partículas deve ser maior do que 1m/segundo. Esta
relação se mostra surpreendente, mas o fato é explicado pela posição das partículas em
relação ao movimento da água. A força necessária para mover uma partícula de argila é
menor do que a para mover uma partícula de areia, mas o tamanho da partícula de argila
é tão pequeno que ela entra em contato apenas com as mais baixas partículas de água,
justamente a parte da corrente que tem menor velocidade, daí a dificuldade de move-las
em relação às partículas de areia.
A habilidade de um rio para transportar partículas resultantes da erosão, depende mais
da velocidade média do que da velocidade da água no contato com a camada de fundo
do rio. Os materiais podem ser transportados por rolamento e salto no fundo do rio, em
suspensão na parte média e em solução na parte superior.
A figura 5. 112 ilustra as relações entre a velocidade média da água necessária para
erodir partículas e as velocidades pelas quais elas são transportadas e depositadas.
Observe que a areia (0,5mm) é mais facilmente erodida do que partículas do tamanho
argila.
Fig. 5. 112 – Relações do tamanho das partícula contra velocidade média da corrente e
erosão, transporte, deposição. Modificado de (Garrels 1951)
Distribuição da energia em uma superfície do terreno hipotética
Se uma superfície hipotética do terreno homogênea e com declividade constante é
submetida a uma primeira chuva, a tendência de parte da água da chuva de escoar para
as partes baixas. Como é assumido que a superfície é perfeitamente uniforme, todo o
escoamento superficial tende a mover-se terreno abaixo, e a quantidade de água
aumenta em direção à parte inferior da encosta. A energia desta água escoada
superficialmente se concentra na parte baixa da encosta e, pelo fato que o material é
homogêneo, o poder erosivo da água aumenta em direção ao fim da encosta. Como esta
encosta não se estende indefinidamente, assume-se que ela termina em um oceano, mar,
lagoa, etc. Quando a água de escoamento superficial atinge o oceano, ela é freada e sua
energia é dissipada. Por isto, o oceano é o nível de base, que determina o fim do
processo erosivo e a consequente deposição do material erodido.
Durante a primeira chuva, a erosão mais significativa ocorre na borda do oceano, onde o
volume e a velocidade da água são maiores, figura 5. 113.
Fig. 5.113 – Escoamento superficial em uma superfície do terreno comm declividade
constante, em material homogêneo, modificado de (Garrels 1951).
Quando ocorre a segunda chuva, a encosta superior já apresenta declividade maior do
que a encosta inferior, então erodida e rebaixada pela primeira chuva. A parte alta do
terreno começa a ser erodida mais rapidamentedo do que quando da primeira chuva. Na
área da encosta junto ao oceano, a erosão vertical cessa já que esta parte se aproximou
do nível de base.
A longo prazo pode-se ilustrar este processo por uma série de perfis , figura 5. 114.
Fig. 5. 114 – Estágios ideais do desenvolvimento de uma superfície submetida à erosão
pela água da chuva. Modificado de (Garrels 1951)
O primeiro estágio mostra a superfície original e o seu término no oceano. O segundo
estágio ilustra o processo erosivo mais acentuado próximo ao oceano e tem como
resultado uma uma forma amplamente côncava. A medida que a parte inferior é cada
vez mais rebaixada ao nível de base ocorre um terceiro estágio com acentuação da
concavidade do perfil. Finalmente, no quarto estágio, com todo o perfil próximo ao
nível de base, desenvolve-se uma superfícicie quase plana com altitude próxima ao
nível de base.
A medida que o vale principal se alarga por movimentos de massa nas suas encostas,
tende a se desenvolver vales secundários que desembocam no vale do rio principal,
figura 5. 1115.
Fig. 5. 115 – Esquemas ideais do desenvolvimento de canais tributários do rio principal.
O ângulo em que estes vales secundários encontram o vale principal pode ser controlado
pela declividade original do terreno. Quanto maior a declividade do terreno mais agudo
é o ângulo de junção com o rio principal. Os vales secundários crescem por erosão
regressiva nas suas cabeceiras (A, B, C, D, ) na figura 5. 115. O rio principal funciona
como nível de base para o desenvolvimento dos canais afluentes. De modo geral, o
perfil longitudinal dos afluentes tem desenvolvimento semelhante ao do rio principal,
mostrado na figura 5. 114, salientando-se que este nível de base está constantemente
sendo rebaixado, ao contrário do nível de base do oceano que pode ser considerado mais
ou menos constante para um tempo geológico curto.
À medida em que o setor à jusante do vale do rio principal está próximo do nível de
base, a taxa de erosão vertical diminui e a energia da corrente é aplicada no alargamento
do vale principal, figura 5. 116.
5. 116 - Modelo ideal do alargamento lateral do vale de um rio principal próximo
ao nível de base.
A energia erosiva da corrente é aplicada principalmente na parte côncava da curva do
rio que por isto torna-se cada vez mais aberta. Na parte convexa, onde a energia da
corrente é menor ocorre deposição da carga formando-se barras de areia e cascalho. A
continuidade do processo, em certo estágio, leva ao corte da curva do rio e a formação
de um meandro abandonado ou lago em ferradura, como mostra a figura 5. 96.
Sumário das feições desenvolvidas por erosão em uma superfície hipotética do
terreno.
De acordo com o que foi descrito, os principais episódios que ocorrem idealmente no
desenvolvimento de uma superfície do terreno por erosão fluvial são: (Figura 5. 117 ).
Fig. 5. 117 – Modelo ideal do desenvolvimento de um sistema fluvial ideal.
1. A superfície do terreno deverá ser reduzida como um todo por erosão hídrica e
movimentos de massa nas encostas dos vales.
2. Os vales principais deverão se desenvolver em um padrão comandado pela
declividade do terreno.
3. A partir dos vales principais desenvolvem-se canais tributários em vales
menores do que o vale principal, com perfil longitudinal semelhante ao do rio
principal.
4. Os ângulos entre os tributários e o rio principal, e entre eles mesmos, é tanto
menor quanto maior a declividade do terreno.
5. O perfil longitudinal é uma curva suave, quase plana próximo ao nível de base e
acentuada próximo às suas cabeceiras. A curva longitudinal dos canais
tributários é semelhante à do rio principal.
6. As irregularidades no perfil longitudinal são maiores nas cabeçeiras.
7. A largura dos vales dos tributários e do rio principal aumenta rio abaixo.
Prova da origem do Rio das Antas.
Todos os critérios enumerados acima são encontrados na bacia do Rio das Antas, se
considerarmos este rio como um todo. Por exemplo, a parte baixa do rio é larga , o canal
apresenta curvas amplas. As irregularidades do perfil longitudinal são mais numerosas
nas cabeçeiras e curso médio, a junção dos tributários nas cabeçeiras tendem a ângulos
agudos, no baixo curso tendem para ângulos retos.
. Portanto, com base nas oito características teóricas do desenvolvimento de uma bacia
hidrográfica, que também foram detectadas na Bacia do Rio das Antas, podemos
concluir que o sistema de drenagem do Rio das Antas resultou da aplicação da energia
uniforme do fluxo da corrente hídrica e da ação da gravidade no material das encostas
ao longo do tempo.
A figura 5. 118 ilustra o perfil longitudinal composto do rio Taquari – Antas, onde
pode-se observar algumas feições características que se identificam com aquelas do
desenvolvimento de um rio em condições ideais ilustradas na figura 5. 116.
Fig. 5. 118 – Perfil longitudinal composto do rio Antas – Taquari obtido a partir da
imagem de sensoriamento remoto Google Earth.
Águas Subterrâneas
Importância e breve histórico
Pelo fato de as águas subterrâneas serem invisíveis, sendo observadas apenas pela sua
descarga eventual por meio de fontes (nascentes) , as pessoas leigas pensam que os rios,
barragens e lagos são as principais fontes de água para o consumo humano, em suas
atividades.
No entanto, 93% da água doce líquida potável, disponível atualmente é subterrânea,
restando 7% de águas superficiais.
Segundo estimativas da UNESCO (1992) entre 1970 e 1995, foram perfurados no
Planeta, em torno de 300 milhões de poços, fornecendo água para o abastecimento geral
de 50% da população mundial.
No Brasil, dados do IBGE (1991) indicam que, pelo menos 60% da população faz uso
da água subterrânea.
No Rio Grande do Sul existem dezenas de milhares de poços perfurados, que de alguma
maneira ocorrem em todas as cidades do Estado e, principalmente na zona rural, onde o
abastecimento público não existe.
No Egito e na Pérsia, em torno de 800 anos AC, a água subterrânea já era utilizada
através de sua captação por túneis e poços.
Aristóteles, a mais de 300 anos AC. concebeu o ciclo hidrológico. Reconheceu o
caráter cíclico do caminho da água entre a terra e o ar, a evaporação, condensação e sua
importância na formação da chuva, as relações da chuva com a formação dos rios, a
penetração de parte da água no subsolo e a sua surgência na superfície sob a forma de
fontes.
A ciência da Hidrogeologia se originou na França, no século XVI através de um estudo
pioneiro de Pierre Perrault. O estudo foi feito no rio Sena, em uma bacia hidrográfica
com 122 km2 . Mediu as precipitações em um intervalo de três anos e obteve o valor
médio de 520 mm/ano, que transformada em volume anual, resultou em 63 milhões de
m3/ano. Mediu a vazão média anual do rio Sena, no mesmo período e chegou ao valor
de 10 milhões de m3/ano, mais ou menos 16% da chuva. Demonstrou que a chuva
garante não só o fluxo das águas dos rios, fornecimento de água para as plantas,
animais bem como, fornece água para infiltração fora do alcance das raízes, que se
acumula nos mananciais subterrâneos.
Em meados do século dezessete Haley, medindo a evaporação da água dos oceanos ,
chegou à conclusão que esta água era suficiente para formar todas as nascentes e fluxos
de água dos rios de todos os continentes.
No século XVIII, os geólogos estabeleceram os fundamentos da ocorrência e
movimentos da água subterrânea.no solo e nas rochas.
No século XIX, o engenheiro Henry Darcy estabeleceu a lei do movimento da água
subterrânea, através de colunas de areia e verificou que a velocidade do fluxo e a
descarga são condicionados pelo gradiente hidráulico e pela natureza do material
percolado, figura 5. 119.
Fig. 5. 119 – O gradiente hidráulico G é igual à diferença de nível ente dois pontos do
fluxo subterrâneo na zona saturada, dividido pela distância horizontal entre estes pontos
L. G = H/L.
Darcy, observou também que a velocidade V do fluxo e a descarga Q ainda dependem
do arranjo, forma e dimensões das partículas do meio por onde a água subterrânea
percola. Estabeleceu a noção de permeabilidade dos solos e rochas (facilidade com que
a água subterrânea se movimenta em um meio poroso). Em função disto, incluiu em sua
fórmula um coeficiente de permeabilidade K, dependente das condições de
permeabilidade, controladas pela natureza do material poroso (arranjo, forma e
dimensões das partículas sólidas).
V = KG ou V= K H/L , fórmula fundamental da hidrologia subterrânea em rochas e
solos com vazios por porosidade onde o fluxo é laminar.
Este ponto de partida desencadeou a física da água subterrânea, ramo da engenharia
hidráulica ligada aos meios porosos, onde o fluxo da água subterrânea é laminar. Nos
dias atuais, culmina com modelos matemáticos gerais de recarga, armazenamento, fluxo
e descarga da água subterrâneas em meios porosos.
Paralelamente se desenvolveu a hidrogeologia, estudo concreto de aqüíferos, que se
apoia em modelos conceituais hidrogeológicos dos aqüíferos baseados em estudos
diretos de campo, das condições hidrogeológicas, bem como, das leis da hidráulica dos
meios porosos.
A recarga, armazenamento, fluxo e descarga de água subterrânea em rochas fraturadas e
solúveis (calcários e mármores) ocorre por fluxo turbulento. Estes aqüíferos não se
enquadram nas leis da hidráulica dos meios porosos e correspondentes modelos
matemáticos.
O ciclo hidrológico
Os três principais mega reservatórios de água do planeta são os oceanos, atmosfera
e as massas continentais. A água movimenta-se dos oceanos para os continentes
através da atmosfera. O movimento cíclico da água dos oceanos, por evaporação, para
os continentes, onde ocorrem precipitações atmosféricas, escoamento superficial,
infiltração, escoamento subterrâneo e retorno para as bacias oceânicas é chamado
ciclo hidrológico.
A fonte principal de água para abastecer os reservatórios situados nos continentes
é o excesso de água evaporado das massas oceânicas, em relação às ali precipitadas.
Ciclo Hidrológico: Estimativas de fases e percentagem de água nos diversos
reservatórios
Levando em conta precipitação média anual na Terra de 1000mm, 88% se origina
por evaporação dos oceanos. 79% reprecipitam no oceano (ciclo hidrológico curto) e
9% deslocam-se como nuvens para os continentes; 12% formam nuvens originadas
da evapotranspiração nos continentes. Estas duas partes (21% precipitam nos
continentes, sendo 12% novamente evapotranspirados e os restantes 9% escoam para
os oceanos, (ciclo hidrológico longo) figura 5. 120 (A). Em 5. 120 (B) percentuais de
água nos diferentes reservatórios.
Fig. 5. 120 – O ciclo hidrológico e valores em percentual das fases do ciclo e dos
diferentes reservatórios. Valores ideais. Modificado de Summerfield (1991).
A figura 5. 121 ilustra graficamente a passagem da água pelas diversas fases do ciclo
hidrológico
Fig. 5. 121 – Fases do movimento da água no ciclo hidrológico.
Descrição do ciclo hidrológico:
A água dos oceanos é evaporada para atmosfera, em determinada altitude, com a queda
da temperatura, condensa e forma nuvens. Parte desta água precipita como chuva nos
oceanos. Esta fase forma o ciclo hidrológico curto.
Os movimentos de massa de ar úmido transportam parte da água evaporada nos mares
para os continentes, ali forma nuvens e pode precipitar como neve que se transforma em
gelo nas áreas polares e nas altas montanhas onde fica estacionária, formando os
glaciais. Outras nuvens fornecem água para a precipitação sob a forma de chuvas,
distribuídas irregularmente nas áreas continentais. Parte desta água penetra no solo
(infiltração), e percola na zona não saturada, onde fica disponível para as plantas que
retira a água do solo e parte dela é evaporada - transpirada para a atmosfera. Uma fração
penetra na zona de saturação e forma o reservatório das águas subterrâneas abaixo do
nível freático. Este nível freático pode aflorar na superfície em lagos, banhados, vales de
rios e nascentes. O fluxo geral da água subterrânea tende a se deslocar em direção aos
oceanos, onde forma uma interface com a água salgada que é mais densa, fechando
parte do ciclo hidrológico longo.
Uma fração da água da chuva precipitada nos continentes escoa superficialmente, forma
rios e lagos. Os lagos formam reservatórios temporários nos continentes, parte de sua
água é evaporada para a atmosfera e outra fração se desloca para os oceanos, fechando a
parte superficial do ciclo hidrológico longo.
Aqüíferos
Regolitos e rochas que têm a capacidade de armazenar e transmitir água com
facilidade são chamados de aqüíferos.
Rochas duras cristalinas onde não ocorre penetração de água denominam- se
aquifugos, regolitos e rochas em que a água penetra, mas não circula, são chamados
aquicludes , aquitardos, onde ocorre circulação lenta.
Do ponto de vista quantitativo, os aqüíferos subterrâneos assumem grande
importância como reservas de água doce do planeta consistindo 22% do total destas,
incluindo-se os glaciais, figura 2
A penetração da água nas rochas ocorre de diversas maneiras, através de
interstícios diminutos (poros) nas rochas inconsolidadas e semiconsolidadas, através
de fraturas irregulares nas rochas duras e em cavidades largas nas rochas solúveis.
Estes três tipos de aberturas permitem classificar as águas subterrâneas em águas de
porosidade onde ocorre fluxo laminar, águas de fraturas e águas de cavernas onde
ocorre fluxo turbulento, fig 5. 122.
Fig. 5. 122 - Classificação dos aqüíferos: A, B, C, D, diferentes aqüíferoscom
porosidade inter granular , E aqüífero em cavernas por solubilidade, F
aqüífero
fraturado em todos os tipos de rochas sólidas. Modificado de Bollenbach (1947).
A relação entre as aberturas e o volume total de um regolito ou rocha denomina-se
porosidade. Sendo Vt=volume total e Vv=volume das aberturas: e P= porosidade,
P=VT/Vv. Multiplicando o valor por 100, obtem-se o valor da porosidade em %.
A propriedade que um regolito ou rocha tem, de permitir que a água circule nas
suas aberturas denomina-se permeabilidade ou condutividade hidráulica. A
permeabilidade varia aproximadamente com o quadrado do diâmetro dos grãos,
influindo também o grau de classificação dos grãos, sendo maior nos materiais bem
classificados.
Os materiais aquifugos são impermeáveis, por não apresentarem poros, contudo a
presença de descontinuidades como planos de estratificação, juntas de resfriamento,
fraturas de origem tectônica criam uma rede de vazios intercomunicados que tornam o
material permeável em grande escala.
Nível superior, zonação e movimento das águas subterrâneas
Abaixo de um determinado nível do sub solo, todos os poros e fissuras estão
saturados de água. A superfície superior desta zona saturada é denominada nível
superior das águas subterrâneas, nível freático ou “water table”. Este nível
acompanha grosseiramente a superfície topográfica, com pendentes um pouco
mais suaves. Geralmente são reconhecidas três zonas, figura 5. 123.
Fig.5. 123 – Zonação das águas subterrâneas. Conforme a locação do poço em relação a
estas zonas ele pode ser produtivo todo o ano, ou improdutivo na estação seca.
Modificado de Holmes (1970)
1.
Zona insaturada ou de aeração onde os vazios são preenchidos por
água e ar em que ocorre infiltração e percolação da água da chuva,
com movimento para baixo, sob a ação da gravidade. Certa quantidade
de água é retida no solo, que é em parte absorvida pelas raízes das
plantas.
2.
Zona intermediária ou de saturação intermitente, que se estende do
mais alto nível atingido pelas águas subterrâneas depois de um
prolongado período de chuvas, até o mais baixo nível após um
prolongado período de estiagem.
3.
Zona de saturação permanente, que se estende para baixo do limite inferior
da zona de saturação intermitente, até uma região do subsolo em que a água
subterrânea não é mais encontrada. Este limite é variável de lugar para lugar.
As zonas de saturação podem ser cortadas pela superfície topográfica,
originando-se nestes pontos pântanos, lagos, nascentes de rios, fontes e vertentes.
A figura 5. 124 apresenta uma divisão mais detalhada das zonação das águas
subterrâneas.
Fig. 5. 124 – Zonação das águas subterrâneas em detalhe; 1 água de percolação, 2
partícula do solo, 3 água higroscópica, 4 película de água, 5 ar e vapor de água, 6 água
capilar aberta, 7 água capilar fechada, 8 nível freático, 9 água subterrânea. Zona da
água subterrânea 10, zona da água capilar 11, 12 zona de aeração.
O movimento das águas subterrâneas que ocorre em aqüíferos com porosidade
inter granular é lento e laminar, pode ser descrito em termos dos conceitos hidráulicos
do fluxo laminar. Não ocorre o mesmo nos aqüíferos fissurados e em cavernas, onde o
fluxo é turbulento e rápido.
Descreve-se aqui algumas características fundamentais do fluxo laminar em
aqüíferos porosos
À semelhança dos rios, o movimento da água em um aqüífero é desencadeado
principalmente pela existência de um gradiente hidráulico. O valor deste gradiente
depende da declividade do nível superior das águas subterrâneas ou “water table” . Este
gradiente é medido pela diferença de altura do nível superior das águas subterrâneas,
pela distância horizontal entre os dois pontos, figura 5. 125.
Fig. 5. 125 – O gradiante hidráulico G depende da altura do nível freático e da
distância horizontal entre dois pontos considerados. Modificado de
Bollembach (1947)
O engenheiro francês Henri Darcy em 1856 estabeleceu pela primeira vez a
equação que exprime a velocidade do fluxo em um aqüífero poroso perfeitamente
homogêneo. V=K(h2-h1):L, onde K é o coeficiente de permeabilidade ou
condutividade hidráulica, que depende das características do aqüífero, h2 é o ponto
mais alto, h1 é o ponto mais baixo, l é a distância horizontal entre os dois pontos e V é
a velocidade do fluxo da água no intervalo considerado do aqüífero. Nos aqüíferos
porosos arenosos mais comuns esta velocidade é estimada no intervalo de 1,5m por
dia a 1,5m por ano.
Em geral, nas condições naturais o fluxo ocorre da superfície do aqüífero para a
drenagem superficial, figura 5. 126.
Fig. 5. 126– Esquema idealizado das linhas de fluxo no meio poroso em corte
transversal. Modificado de Garrels (1951)
As linhas pontilhadas representam a trajetória das partículas de água no aqüífero.
O caminho percorrido é a resultante da força da gravidade (constante) Fg que
movimenta a partícula para baixo e a força de sucção em direção ao rio Fs
perpendicular a Fg que aumenta em direção ao canal. A linha de fluxo é a diagonal do
paralelogramo de forças construído. Na zona não saturada atua apenas a força da
gravidade.
Artesianismo
Surge a condição de artesianismo quando o aquífero é confinado por pacotes
aquifugos, aquicludes. Quando o confinamento se dá por camadas aquitardes é
denominado artesianismo com recarga drenante., A condição estrutural de pacotes
inclinados gera uma situação de pressão hidrostática figura, 5. 127. Quando a pressão
hidrostática é suficientemente forte e as condições topográficas são favoráveis pode
ocorrer artesianismo surgente.
Fig. 5. 127 – Situação esquemática ideal que retrata as condições de artesianismo
surgente. Modificado de Holmes (1970)
Sistemas Aquíferos
Os aqüíferos, junto com as camadas confinantes, aquifugos, aquicludes e
aquitardos formam os sistemas aqüíferos ou sistemas de águas subterrâneas,
figura 5. 128.
Do ponto de vista hidráulico, as funções principais dos sistemas aqüíferos são
armazenar a água e transferi-la das áreas de recarga para as áreas de descarga, sob a
ação do gradiente hidráulico
A velocidade do movimento da água subterrânea nos sistemas aqüíferos, das áreas
de recarga para as áreas de descarga, depende da permeabilidade das rochas, e das
características das camadas confinantes. O tempo deste percurso varia desde poucos
dias em áreas adjacentes às áreas de descarga, até milhares de anos para as águas
subterrâneas que se movem das partes centrais de algumas áreas de recarga através
das partes mais profundas, percorrendo centenas de quilômetros antes de atingir as
áreas de descarga.
Fig. 5. 128 – Sistemas aquíferos: Relações recarga – fluxo – descarga. Modificado
de Chapman Jr (2012).
As características químicas das águas sofrem grande influência do seu tempo de
residência no sistema aqüífero antes de atingir áreas de descarga natural ou em poços.
Fluxo Turbulento nos Meios Fraturado e Solúvel, (E, F, figura 5. 85)
Os meios naturais de rochas fraturadas ou solúveis caracterizam-se pela
anisotropia, ou seja, não apresentam parâmetros hidrodinâmicos constantes, como
ocorre no meio de rochas com porosidade inter granular, caracterizado pelo fluxo
laminar, onde as propriedades do fluxo podem ser tratadas razoavelmente, adotandose a equação fundamental de Darcy.
Nos meios anisotrópicos o fluxo é turbulento, os níveis da água subterrânea são
descontínuos e as relações dos níveis dos poços com os níveis de água das fraturas e
das aberturas produzidas por dissolução obedece o princípio dos vasos comunicantes,
figura 5. 129.
Fig.5. 129 – Ilustra o princípio dos vasos comunicantes na relação das fraturas
saturadas çde água com a entrada de água no poço. O movimento da água nas fraturas é
turbulento.
ÁGUAS SUBTERRÂNEAS EM ROCHAS ÍGNEAS E METAMÓRFICAS
INTRODUÇÃO
Poucas tarefas em hidrogeologia são mais difíceis do que escolher sítios para perfurar
poços em rochas ígneas e metamórficas. Variações extremas de rochas e estruturas
associadas a certos locais com grande acumulação de água tornam as explorações
geológicas e geofísicas difíceis. O solo e a vegetação comumente recobrem os
afloramentos e dificultam o mapeamento geológico nas condições de clima do Rio
Grande do Sul.
Ainda mais, pequenas fraturas que podem fornecer água aos poços não são detectadas
por técnicas aerofotogeológicas e geofísicas.
Não deve ser surpresa a grande percentagem de poços mal sucedidos mesmo quando
locados por geólogos
As rochas ígneas e metamórficas correspondem a mais de 20 % da superfície dos
continentes, porém , em termos de volume significam 98% da Crosta, figura 5. 130.
Fig. 5. 130 - Ocorrência das rochas na Crosta Terrestre.
No Rio Grande do Sul, excluídos os sedimentos das planícies costeira, fluvial e colúvios
associados, as demais rochas aquíferas podem ser consideradas dentro da hidrogeologia
dos meios fraturados, ou seja, aproximadamente 80% do território Gaúcho.
A pesquisa por novos suprimentos de água por agências governamentais,
particularmente na Índia, Austrália, África do Sul e Brasil, levaram a perfurar muitos
poços nas áreas de rochas cristalinas consideradas desfavoráveis.
ROCHAS METAMÓRFICAS, ÍGNEAS PLUTÔNICAS - VULCÂNICAS ANTIGAS.
Rochas metamórficas comuns tais como filitos, ardósias, xisto, as rochas ígneas
plutônicas mais comuns, granito, diorito e granodiorito, e vulcânicas antigas, basalto,
riolito, podem ser classificadas por estudo petrográfico. Propriedades hidrogeológicas
podem ser inferidas através de sutis variações petrográficas.
Como um exemplo, uma unidade metamórfica em Maryland produz duas vezes mais
água subterrânea em um fácies rico em albita do que um fácies rico em oligoclásio.
Também a locação de poços próximos a falhas cobertas por solo espesso que devem ser
mapeadas, produzem mais água.
Limitações de tempo, dinheiro e pessoal infelizmente restringe os estudos petrográficos
correlacionáveis a estudos hidrogeológicos. É costumeiramente necessário que as
identificações das rochas no campo sejam acuradas e rápidas.
As informações podem vir de interpretação preliminar de fotografias aéreas e de mapas
geológicos já existentes, culminando com trabalho de campo de detalhe no sítio
sugerido para perfurar através destes meios preliminares.
POROSIDADE E PERMEABILIDADE
Rochas ígneas e metamórficas apresentam porosidade menor do que 3% e o valor mais
comum é 1%. Além do mais, os poros não são interconectados. Podes-se então em geral
estabelecer que a porosidade primária é 0%.
Porosidades secundárias por fraturas e ou intemperismo podem ser apreciáveis.
Por exemplo, determinações de laboratório de pemeabilidade
de rochas
metassedimentares não fraturadas do norte de Michigan deram valores em torno de 0,01
milidarcys. Testes de aqüífero, entretanto, demonstraram que a mesma rocha no
conjunto, é mais de 100 vezes mais permeável que o dado de laboratório. Os testes de
aqüífero indicaram também que as permeabilidades paralelas à direção das camadas
são duas a três vezes maior que a permeabilidade média da formação.
As fraturas que não são associadas a falhas aumentam muito pouco a porosidade das
rochas, pois representam um pequeno volume da rocha total. Pequenas fraturas também
apresentam-se preenchidas por minerais.
Vazões de poços sugerem que permeabilidades produzidas por fraturamento de rochas
não intemperisadas a profundidades de 100m variam de 0,001 a 10,0 darcys.
Nas rochas ígneas plutônicas, vulcânicas antigas e metamórficas, a permeabilidade é
fortemente anisotrópica.
Efeitos do intemperismo podem se estender até a 100m nas zonas climáticas de de
intenso intemperismo. A profundidade do intemperismo entre 1m e 15m são as mais
comuns.
Minerais hidratados em rochas atingidas pelo intemperismo, formam agregados com
porosidade acima de 35%., figura 5. 131.
Fig. 5. 131 – Estoque total de água armazenada em saprólitos de rochas ígneas e valor
disponível para poços. Clima úmido. Modificado de Davis e De Wiest (1966).
A porosidade decresce com a profundidade onde os minerais formadores das rochas
estão parcialmente alterados, em que a porosidade varia entre 2 e 10%. Em geral, a
maior permeabilidade é encontrada na rocha parcialmente decomposta abaixo da zona
de acumulação de minerais argilosos, horizonte C do solo (saprólito).
PERMEABILIDADE EM FUNÇÃO DA PROFUNDIDADE DOS POÇOS
A permeabilidade media das rochas ígneas plutônicas, vulcânicas antigas
metamórficas decresce rapidamente com a profundidade, figura 5. 132.
e
Fig. 5. 132 – O rendimento médio dos poços no meio fraturado diminui com a
profundidade. Modificado de Davis e De Wiest (1966).
Este decréscimo é um efeito combinado do peso das rochas de cobertura e da tendência
de efeitos de intemperismo atingirem pequenas profundidades. Juntas, falhas e outras
fraturas tendem a serem mais fechadas em profundidade pelo efeito do peso do material
Algumas aberturas que são de interesse para os hidrogeólogos, podem existir em todas
as profundidades. As águas fluem em algumas minas ou túneis a centenas de metros de
profundidade, mostrando que em certos casos a profundidades grandes os poços podem
ser supridos de água.
Efeitos de superfície que produzem permeabilidade nas rochas incluem
escorregamentos, quedas de rochas, erosão , intemperismo químico, ação de expansão
do gelo e de raízes de árvores e várias atividades humanas.
Escorregamentos e quedas de rochas afetam a rocha aflorante por produzirem depósitos
locais de detritos de rochas que criam importantes áreas de recarga e podem ser bons
aqüíferos. A erosão de material sobreposto ao maciço rochoso causa alívio de carga que
produz fraturas paralelas à superfície do (esfoleação dômica ) que podem tornar-se bons
aqüíferos.
A distância entre as fraturas aumenta rapidamente com a profundidade, sendo raras ou
ausentes a grandes profundidades. O intemperismo químico atua até 100 m de
profundidade. Os efeitos de dilatação do gelo e raízes de árvores é muito local
VAZÃO DOS POÇOS
Em geral a vazão dos poços em rochas ígneas plutônicas e metamórficas é baixa. A
média de várias localidades fica entre 2400 l/h e 6000 l/h.
Rochas com intemperismo profundo, com recarga local substancial, associado a falhas
distensivas, apresentam médias com mais de 12 000 l/h.
As variações de vazão em uma mesma área são grandes, mas a tendência é a maioria
dos poços com baixas vazões e poucos com vazões maiores.
De 2 a 10% dos poços poderão ter vazões maiores do que 6000 l/h. Por outro lado, mais
de 50 % dos poços apresentam vazões muito baixas e uma percentagem entre 5 e 20%
cai no campo de poços praticamente secos.
Diferenças de vazão tendem a refletir diferenças no grau de intemperismo ou
fraturamento da rocha, antes que relações diretas com a mineralogia e petrografia da
rocha. Méier e Petersen citam um exemplo na Suécia, onde 3 poços locados em uma
falha produziram vazões entre 15000 e 25000 l/h, enquanto que a vazão média para a
região era de apenas 3000 l/h. Dados de várias regiões falham em mostrar grandes
diferenças em vazões médias relacionadas especificamente com o tipo de rocha.
As vazões médias menores associam-se aos xistos, nas quais as aberturas de juntas e
falhas fecham rapidamente com a profundidade. As vazões maiores estão associadas a
rochas carbonatadas devido a vazios abertos por dissolução.
Embora tipos de rochas, por si não exerçam um efeito importante nas vazões, a história
tectônica e o subseqüente intemperismo de cada rocha pode ser fator levado em conta.
Então, em uma área a vazão média em um muscovita xisto pode ser duas vezes maior
do que um anfibóleo xisto, enquanto em outra área, o oposto pode acontecer.
A mesma rocha pode apresentar distintas vazões em áreas adjacentes como é o caso de
uma rocha milonitizada ao lado da mesma que não sofreu o processo tectônico.
Altas vazões poderão ser obtidas em climas úmidos em relação aos secos, sendo outros
fatores iguais. Isto deve-se ao fato de que a água penetra menos nos climas úmidos e por
isto ela satura as rochas mais permeáveis perto da superfície.
Também, a grande quantidade de água em circulação poderá aumentar a permeabilidade
por acelerar o intemperismo em superfície e aumentar a dissolução dos minerais nas
fraturas.
A geomorfologia é um importante indicador para a vazão dos poços em certas regiões,
figura 5. 133. Poços em terras altas planas e em vales tendem a produzir vazões maiores
do que poços nas encostas dos vales e em topos de relevos escarpados. Nas zonas de
encostas e topos escarpados, a erosão remove o material intemperisado, oque facilita o
escoamento superficial e dificulta a recarga. Os níveis de água também estão menos
próximos da superfície pela drenagem da água subterrânea que recarrega as áreas
baixas dos vales.
Dados limitados sugerem que altas vazões de poços podem ocorrer próximos a grandes
ravinamentos, que podem estar associadas a zonas de falha, muito permeáveis.
Fig. 5. 133 – Relações da geomorfologia com a produtividade dos poços. Modificado
de Davis e De Wiest (1966)
Apesar da existência das relações até aqui discutidas, todas as vazões referidas são
afetadas pelos métodos de teste e pelo tipo de construção de poços. Isto é
particularmente importante
considerar, ao compararmos áreas cujos dados são
provenientes de poços domésticos perfurados a uma profundidade destinada a produzir
poucos galões por minuto com áreas onde ocorrem poços municipais e industriais
perfurados a profundidades muito maiores com o objetivo de conseguir um máximo de
quantidade de água. Valores de vazões médias devem ser consideradas baixas quando a
profundidade, o diâmetro e outros detalhes construtivos são levados em conta. Por outro
lado, testes de vazão são comumente terminados prematuramente de modo que as
vazões referidas possam ser muito maiores do que os valores atuais.
LOCAÇÃO DE POÇOS , EXPECTATIVAS DE VAZÃO.
O fato de que poucos poços em quase todas as regiões ultrapassem o valor de 10 000 l/h
indica que zonas altamente permeáveis existem e que métodos geológicos e geofísicos
podem ser usados para detectar estas zonas de maior permeabilidade.
Existem poucos dados para provar a eficiência de métodos geológicos e geofísicos para
locar poços produtivos
Ward documentou vários casos no sul da Austrália em que geólogos locaram com
eficiência água em rochas metamórficas onde locações por leigos falharam. Enslin
reportou que 5 poços de 6 locados por eletro resistividade deram positivos em uma
região da África do Sul onde apenas 10% dos poços locados por outros métodos deram
positivos
Se ocorrem boas exposições de rocha, na área de interesse, o mapeamento geológico
detalhado pode ser altamente usado para determinar a extensão das juntas e a locação de
falhas, diques e contatos geológicos.
Em geral, as zonas mais produtoras são em mármores e dolomitos, onde além das
fraturas há o processo de dissolução.
A próxima situação em importância são extensas zonas de fraturas associadas com
falhas. Muitas zonas de falha podem apresentar cimentação , sendo então negativas para
água. Rochas com considerável deformação tendem a desenvolver fraturas produtoras
de água nas zonas de deformação rúptil.
Em muitas regiões as falhas e fraturas são quase verticais.
Estudos geomorfológicos detalhados podem indicar áreas com mantos de alteração
espessos, presença de depósitos de tálus ou aluviões.
Fotografias aéreas comumente realçam variações tonais dos solos, vegetação, textura da
drenagem e alinhamentos vários. Estas variações podem ser indicadoras de água
subterrânea.
O advento de imagens orbitais de sensoriamento remoto à partir da década de 70 do
século XX, incrementou em muito a pesquisa preliminar de água subterrânea através
destas imagens.
De longe, a maior quantidade de artigos científicos relacionados com a pesquisa de água
subterrânea em imagens aéreas se refere ao estudo de lineamentos.
Estudos geofísicos podem indicar várias feições geológicas, através de métodos
magnéticos, sísmicos e elétricos.
Testes de aqüíferos em rochas ígneas plutônicas e metamórficas comumente não são
interpretados. Algumas possibilidades são mostradas na figura 5. 134.
Fig. 5. 134 – Situações hipotéticas de locação de sítio para poços e respostas de vazão
no meio fraturado e solúvel. Modificado de Davis e De Wiest (1966)
Uma feição comum em poços que recebem água de fraturas é uma vazão inicial alta ou
moderada que decresce rapidamente com o tempo. Usualmente a causa é o
armazenamento insuficiente de água próxima do poço. Contudo se as fraturas são
abastecidas por extensas zonas de intemperismo este comportamento não acontece.
A fotointerpretação de detalhe para a escolha preliminar de sítios para perfurar poços no
meio fraturado é o modo mais econômico e imediato dispo nível para o hidrogeólogo.
Abaixo, figura 5. 135, apresenta-se situações geológicas hipotéticas e poços perfurados.
A interpretação hidrogeológica é apresentada no quadro I.
Fig 5. 135. Situações geológicas hipotéticas para a locação de poços tubulares no meio
fraturado. Modificado de Davis e De Wiest (1966).
Quadro V – Fontes de água no meio fraturado (situações geológicas hipotéticas)
referente à figura 5. 135
SISTEMAS AQUÍFEROS, ÁREAS AQUÍFERAS E AQUÍFEROS DO RIO
GRANDE DO SUL.
Sistemas Aquíferos e sistemas de fluxo.
Os aqüíferos, junto com as camadas confinantes, aquifugos, aquicludes e
aquitardos formam os sistemas aqüíferos ou sistemas de águas subterrâneas
(Meinzer (1959), figura 5.136.
Do ponto de vista hidráulico, as funções principais dos sistemas aqüíferos são
armazenar a água e transferi-la das áreas de recarga para as áreas de descarga, sob a
ação do gradiente hidráulico.
Para classificar e denominar os sistemas aquíferos usa-se os sistemas de rochas
estabelecidos pela Estratigrafia. Os grandes sistemas aquíferos são separados por
discordâncias regionais
A velocidade do movimento da água subterrânea nos sistemas aqüíferos, das áreas
de recarga para as áreas de descarga, depende da permeabilidade das rochas e das
características das camadas confinantes. O tempo deste percurso varia desde poucos
dias em áreas adjacentes às áreas de descarga, até milhares de anos para as águas
subterrâneas que se movem das partes centrais de algumas áreas de recarga através
das partes mais profundas dos sistemas aqüíferos, percorrendo centenas de
quilômetros antes de atingir as áreas de descarga.
Fig. 5. 136 –Esquema generalizado da relação entre sistemas aquíferos e sistemas de
fluxo. Os sistemas de fluxo são representados pelas setas pretas. Uma falha é
representada por linha preta reta.
Em determinadas situações é vantajoso compartimentar os Sistemas aquíferos em áreas
aquíferas, figura 5. 137.
Fig. 5. 137 – Áreas aquíferas nos sistemas aquíferos do Rio Grande do Sul.
Aqüíferos
Regolitos e rochas que têm a capacidade de armazenar e transmitir água com
facilidade são chamados de aqüíferos.
Rochas duras cristalinas onde não ocorre penetração de água denominam- se
aquifugos, regolitos e rochas em que a água penetra, mas não circula, são chamados
aquicludes , aquitardos, onde ocorre circulação lenta.
Do ponto de vista quantitativo, os aqüíferos subterrâneos assumem grande
importância como reservas de água doce do planeta consistindo 22% do total destas,
incluindo-se os glaciais e 94% destas, excluídos os glaciais.
A penetração da água nas rochas ocorre de diversas maneiras, através de
interstícios diminutos (poros) nas rochas inconsolidadas e semiconsolidadas, através
de fraturas irregulares nas rochas duras e em cavidades largas nas rochas solúveis.
Estes três tipos de aberturas permitem classificar as águas subterrâneas em águas de
porosidade onde ocorre fluxo laminar, águas de fraturas e águas de cavernas onde
ocorre fluxo turbulento, figura 5. 138.
Fig.5. 138 – Tipos de aqüíferos segundo a natureza dos vazios. Aqüíferos porosos,
pequenos vazios, porosidade primária, fluxo laminar. Fraturados e solúveis grandes
vazios porosidade secundária, fluxo turbulento. Aqüíferos mistos, pequenos vazios +
grandes vazios, fluxo turbulento.
Classificação geral dos aquíferos
O quadro VI apresenta os seis tipos básicos fundamentais de aquíferos.
Quadro VI
Sistemas aquíferos e áreas aquíferas do Rio Grande do Sul.
Nos sistemas aquíferos do Rio Grande do Sul ocorrem todos os seis tipos fundamentais
de aquíferos apresentados no quadro I.
O quadro II discrimina os sistemas aquíferos que ocorrem no Rio Grande do Sul , bem
como, indicação da diminuição geral da porosidade – permeabilidade das rochas com a
profundidade deformação. A figura 2 classifica as principais áreas aquíferas do Estado.
Em alguns casos, os sistemas aquíferos se compartimentam em mais de uma área
aquífera.
Quando isto ocorre, o sistema aquífero é descrito para cada uma das áreas aquíferas.
Quadro II – Sistemas Aquíferos do Rio Grande do Sul
Sistemas Aquíferos do Quaternário (SAQ)





Regolitos residuais
Planície marinha
Planície lagunar
Planícies fluviais
Leques.
1. Sistema Aquífero Regolitos Residuais. (Sarr)
Corresponde a todas as coberturas regoliticas residuais, não transportadas. É conhecido
popularmente como “lençól freático” ou nível da água. Explorado em todo o Estado por
poços cacimba, para abastecimento doméstico, principalmente nas zonas rurais onde
não ocorre abastecimento público convencional.
É bastante sensível à poluição e fonte de muitas doenças endêmicas no meio rural,
figura 5. 139
Fig. 5. 139 – O corte de estrada, mostra regolito residual formado a partir do
intemperismo de vulcanito ácido, Bom Jesus (RS). Á direita, poço cacimba
corretamente construído para explorar o aquífero freático em regolito residual.
Este sistema aquífero se sobrepõe à grande maioria dos demais. Na exploração dos
sistemas aquíferos mais profundos por poços tubulares, o sistema aquífero regolitos
residuais (freático) deve ser isolado do poço tubular através de eficiente proteção
sanitária devido á grande probabilidade de ser poluído pelo aquífero frático superior.
2. Sistema Aquífero Planície Marinha. (Sapm)
Corresponde à faixa costeira do Rio Grande do Sul, uma das mais extensas e largas do
Planeta. Este sistema aquífero apresenta grandes reservas de água subterrânea de fácil
extração, através de poços ponteira perfurados por impacto ou jato d’água, figura 5.
140.
Fig. 5. 140 – Sistema Aquífero Planície marinha formado por sistema praial com dunas
e inter dunas pertencentes aos sistemas laguna – barreira III e IV), imagem Google
Earth. As áreas com tom escuro correspondem a afloramentos do nível d’água. Á
direita,esquema de poço ponteira, perfurado por cravação ou jato de areia, a obra de
captação tradicional, neste sistema aquífero.
Devido à grande ocupação da orla marítima por cidades – veraneio, este importante
sistema aquífero apresenta grandes trechos comprometidos por intensa poluição.
Aquíferos mais profundos e não poluídos, pertencentes às camadas superiores da Bacia
de Pelotas são explorados pela CORSAN para abastecer as cidades balneárias.
3. Sistema Aquífero Planície Lagunar. (Sapl)
Corresponde às faixas de terra que bordejam as lagoas que se desenvolvem entre os
sistemas laguna – barreira. A área aquífera mais importante deste sistema aquífero é a
que tem como superfície de recarga a Coxilha das Lombas ou Barreira I, figura 5. 141.
Fig. 5. 141 – Área aquífera mais importante do Sistema Aquífero Planície Lagunar, a
área Lombas- Barreira I tem como superfície de recarga a Coxilha das Lombas,
correpondente à Barreira I e como áreas de confinamento drenante, os setores da
planície lagunar Banhado Xico Lumão à noroeste e Lagoa dos Patos à sudeste. Imagem
Google Earth, Viamão, RS.
Esta área aquífera é intensamente explorada por poços de diversos tipos (cacimba,
ponteira, tubulares). O distrito de Itapuã, município de Viamão é abastecido por poços
tubulares perfurados na área de confinamento, planície da Lagoa dos Patos, por poços
artesianos não surgentes. Os distritos de Águas Claras e Morro Grande são abastecidos
por poços de diferentes tipos, tubulares, cacimba, ponteira, perfurados na superfície de
recarga da área aquífera Lombas – Barreira I. A AMBEV, American Beverage
Company, possui poços tubulares na superfície de recarga que exploram intensamente
esta parte do Sistema Aquífero Lagunar ,para a fabricação de cerveja e refrigerantes. O
Balneário da Varzinha na costa da Lagoa dos Patos, através de centenas de poços
ponteira com artesianismo surgente explora a área de confinamento sudeste na margem
da Lagoa dos Patos. Arrozeiros extraem água das nascentes da Coxilha das Lombas,
correspondentes a afluentes do Rio Gravataí, para a irrigação de arroz. Jazidas de
exploração de areia , Quartzolit e São José criam imensos lagos artificiais que sangram
a água dos poços cacimba e ponteira, diminuindo-lhes a vazão e mesmo secando –os.
4. Sistema Aquífero Planícies Fluviais. (Sapf)
Terraços aluviais sub atuais com camadas lenticulares de areia grossa e cascalho,
associados aos rios de maior porte, Jacuí, Ibicuí, Camaquã configuram um sistema
aquífero de pequena espessura e limitada extensão lateral, figura 5. 142. Apresentam
altas poro permeabilidades e grande capacidade específica. São explorados por poços
tubulares com pequena profundidade e grande diâmetro.
Fig. 5. 142 – Terraço fluvial no alto rio Jacuí. Camadas lenticulares de areia e cascalho
fracamente consolidados. Áquíferos de pequena espessura e continuidade lateral
limitada, imagem Google Earth. Poços tubulares rasos com grande diâmetro produzem
vazões altas.
5. Sistema Aquífero Leques. (SAL)
De modo geral, os leques colúviais- aluviais ocorrem em uma faixa de transição entre a
borda interna da Planície Lagunar e a ocorrência de rochas antigas, granitóides, a sul de
Viamão e rochas sedimentares da Bacia do Paraná , a norte de Viamão. A figura 5. 143
é uma faixa de leques colúvio aluviais entre o granito Viamão e a borda da Planície
Lagunar. Do ponto de vista hidrogeológico, os leques funcionam como aquitarde, que
por drenança, alimentam as rochas sotopostas, as quais podem ser granitóides,
vulcanitos básicos e arenitos da Bacia do Paraná, que são os verdadeiros aquíferos. As
reservas de água armazenadas nos leques são modestas, exploradas principalmente por
poços cacimba para uso doméstico.
Fig. 5. 143 – Faixa de sistema de leques aluvio – coluviais , encobre parcialmenteo
granito Viamão, rocha aquífera da região, imagem Google Earth.
Sumário: Os sistemas aquíferos do Quaternário formam manto regional de regolitos
residuais e transportados que se sobrepõem e encobrem sistemas aquíferos de rochas
antigas sotopostas. Nas planícies Lagunar e Marinha encobrem rochas do Sistema
AquíferoTerciário SAT , da Bacia de Pelotas. Nas demais regiões do Estado se
sobrepõem a todos os outros sistemas aquíferos mais antigos.
Sua pequena espessura e modesta extensão areal, excluídos os sistemas aquíferos
Planície Lagunar, área aquífera Coxilha das Lombas e sistema aquífero Planície
Marinha, apontam para reservas de água subterrânea discretas, se comparadas com os
demais sistemas aquíferos.
Se caracterizam, em geral, por considerável suceptibilidade à poluição, excluída a área
de confinamento do sistema aquífero Lagunar, área aquífera Coxilha das Lombas.
Sistemas Aquíferos do Terciário (SAT)



Sistema Aquífero Santa Tecla (Sast)
Sistema Aquífero Tupaciretã (Sat)
Sistema Aquífero Bacia de Pelotas (Sabp)
6. Sistema aquífero Santa Tecla (Sast)
Ocorre no extremo Oeste do Estado, na Unidade Morfotectônica Escudo, no limite entre
as áreas aquíferas Bloco Taquarembó e Depressão do Ibicuí-Negro. O Sast, apresenta
espessura modesta, no máximo 15m, mas grande distribuição areal, principalmente no
município de Bagé, onde ocorre rotineiramente deficiência de água nos meses de verão,
figura 85. 144
Fig. 5. 144 – À esquerda, distribuição areal de parte do Sast. A sua estratigrafia
característica, pacote de arenito silisificado sobre arenito friável, em planta, desenvolve
paisagem planáltica onde ocorrem centenas de pequenos lagos naturais denominados
sugestivamente olhos d’água pelos habitantes da região, imagem Google Earth. À
direita a Formação em perfil. O aquifero é o arenito friável.
O Sast é a principal fonte de água para os pecuaristas da região onde ele ocorre. Os
olhos d’água fornecem água aos rebanhos bovino- ovinos.
A água também é retirada do Sistema Aquífero, através de inúmeros poços Cacimba,
para abastecimento doméstico.
Em grandes estiagens que assolam a cidade de Bagé, os estancieiros com campos no
Sast, transportam água retirada deste sistema aquífero, que somada à dos poços
tubulares existentes na cidade, perfurados no Sistema Aquífero Granitóides e
Mármores, mais a água vertente em pedreiras de mármore abandonadas, são as fontes
principais de abastecimento da população, nos dias de extrema escassez de água..
7. Sistema aquífero Tupaciretã – Sat.
O Sat ocorre na Unidade Morfotectônica Planalto, na área aquífera Planalto Médio,
como delgada cobertura sobre vulcanitos da Formação Serra Geral, Sasg, figura 5. 145
Fig. 5. 145 – Sistema aquífero Tupaciretã, Sat, forma coberturas delgadas e
descontínuas sobre o Sistema aquífero Serra geral, Sasg, imagem Google Earth. Ao lado
esquema de poço tubular em basalto fraturado, com isolamento do Sat (geralmente
poluído) , por revestimento e proteção sanitária. No aquífero fraturado o poço não é
revestido.
O sistema aquífero Tupaciretã, formado principalmente por arenito friável com muita
matriz argilosa, funciona como aquitarde drenante para o aquífero fraturado do Sasg,
que é efetivamente explorado por poços tubulares na área aquífera Planalto Médio. O
Sat é isolado por revestimento e proteção sanitária, do aquífero fraturado, nos poços
tubulares perfurados na região.
8. Sistema aquífero Bacia de Pelotas, Sabp.
Este sistema aquífero ocorre na unidade morfotectônica Planície Costeira, encoberto
pelos sistemas aquíferos Planície Marinha – Sapm – e Planície Lagunar – Sapl.
São espessas camadas aquíferas lenticulares de areia e arenito friável sobrepostas e
sotopostas a camadas aquicludes e aquitardes de pelitos, siltitos e argilitos que
configuram o caráter semi confinado a confinado do Sabp, figura 5. 146.
Fig. 5. 146 – Esquema de poço tubular perfurado no Sabp, aproveitando diversas
camadas lenticulares de areia. Observar o isolamento da primeira camada de areia que
corresponde ao lençol freático. À direita secção estratigráfica esquemática e relações da
unidades do Quaternário, Terciário, Mesozóico- Paleozóico e pré Cambrianas na
Planície Costeira do Rio Grande do Sul. As camadas miocenas da Bacia de Pelotas são
exploradas por poços tubulares.
O Sistema aquífero Bacia de Pelotas, Sabp é intensamente utilizado na Planície Marinha
pela CORSAN, para abastecer as cidades balneário com água doce potável.
Sumário: O sistema aquífero mais importante que ocorre em rochas de idade terciária é
o Sistema aquífero Bacia de Pelotas (Sabp) que fornece água para as cidades balneárias
do Litoral, em que, no verão, se concentra grande parte da população do Rio Grande do
Sul. O Sistema aquífero Tupaciretã (Sat) funciona como aquitarde drenante de água
para as fraturas do Sistema aquífero Serra Geral (Sasg), sotoposto. O Sistema aquífero
Santa Tecla (Sast) assume importância no abastecimento de água potável para a
população de Bagé em tempos de estio no município.
Sistemas aquíferos do Mesozóico – SAM


Sistema aquífero Serra Geral, Sasg.
Sistema aquífero Guarani, Sag.9. Sistema aquífero Serra geral, Sasg.
Lisboa (1996) propõe a diferenciação de cinco áreas aquíferas no SASG,
Rio Grande do Sul, baseado em variações do microclima, geomorfologia,
solos, litologias - estruturas . A figura 5. 147 ilustra as unidades
discriminadas, aqui denominados, em função da região fisiográficageomorfológica em que ocorrem, tendo como referência, com modificações,
o trabalho de Justus et al. (1986).
Fig. 5. 147 – Áreas aquíferas do Sistema Aquífero Serra Geral, Sasg, no Rio
grande do Sul.
1. Área aquífera Planalto dos Campos Gerais – Relevo alto, rochas
ácidas aplainadas , topo do SASG.
2. Área aquífera Planalto de Uruguaiana, – Relevo baixo, rochas
básicas aplainadas, base do SASG.
3. Área aquífera Planalto Médio – Relevo médio, rochas básicas médio
onduladas, parte média do SASG
4. Área aquífera Alto Uruguai. Relevo alto a médio, rochas básicas forte
onduladas, parte média do SASG.
5. Área aquífera Planalto de Soledade. Relevo médio, rochas ácidas
dissecadas, topo do SASG.
Área aquífera Planalto dos Campos Gerais – Ácidas aplainadas.
Pelas condições das taxas de precipitação e evapotranspiração médias
anuais, , Kuirchnere Buriol (2006), verifica-se que fica disponível para o
escoamento superficial e infiltração uma média 1070 mm/ano nesta área
aquífera, , que representa excelentes condições de recarga para as fraturas
reservatório.
Predominam fraturas distensivas pouco dissecadas com mais de 10 Km de
comprimento (lineamentos de médio porte nas imagens), com boa
capacidade de armazenamento e orientação predominante nordeste. A
profundidade relativa dos talvegues dos vales da drenagem é muito baixa na
superfície do Planalto, portanto a descarga nestes vales é baixa. Predominam
cambissolos ,com perfil pouco desenvolvido, que favorecem o escoamento
superficial.
Com estas características, na área aquífera Planalto dos Campos Gerais, os
pontos de locação de poço tubular nas linhas de fratura com grande
comprimento na direção preferencial nordeste (lineamentos de médio porte
na imagem), oferecem perspectivas de boa produtividade, figura, figura 5.
158). Fora das fraturas os poços são praticamente improdutivos.
Predominam águas bicarbonatadas cálcicas com baixo teor de sólidos totais,
potáveis.
A figura 5. 158 apresenta exemplo da locação de poços tubulares nesta área
aquífera, em intersecções de lineamentos com duas direções nordeste .
Embora os lineamentos nordeste sejam mais numerosos e geralmente de
médio porte, sempre que possível, aproveitar os lineamentos noroeste
geralmente mais abertos do que os de direção nordeste.
Fig. 5. 158 – Ilustra o perfil esquemático de fluxo ácido completo, a baixa profundidade
dos talvegues dos vales no Sasg, área aquífera Planalto dos Campos Gerais. A imagem
MNT da EMBRAPA mostra a locação de poços tubulares em intersecção de
lineamentos.
Área aquífera Planalto de Uruguaiana, Sasg.
Na área aquífera Cuesta de Uruguaiana, onde se situa, dentre outros, o município
de São Borja, restam em média, 300 mm anuais de água para escoar e infiltrar no
terreno.
Estas condições geram déficit de abastecimento do aqüífero nos meses de
verão, quando se registram as vazões mínimas indicadoras da condição
adequada para o regime de bombeamento dos poços. Nesta situação, a
evapotranspiração é maior do que as precipitações, o que resulta no
abastecimento precário das fraturas reservatório. As fraturas distensivas
apresentam comprimentos variáveis, algumas ultrapassam 10 Km, na
direção predominante noroeste.
A profundidade relativa dos talvegues dos vales é muito baixa
proporcionando descargas negligenciáveis em seus flancos. Predominam
neossolos litólicos.
A área aquífera Planalto de Uruguaiana, devido ao défcit de precipitações
em relação à evapotranspiração no verão, e aos neossolos litólicos que
desfavorecem a infiltração, pode ser considerada de baixa produtividade,
mesmo nas fraturas maiores. A água, em geral, com alto teor de sólidos
totais bicarbonatadas calco magnesianas (duras), estagnadas nas fraturas, são
de baixa qualidade para o uso humano. Fora das fraturas, os poços são
praticamente improdutivos. Locar, sempre que possível, na intersecção de
lineamentos, figura 5 . 159.
Fig. 5. 159 – Área aquífera Planalto de Uruguaiana, perfil esquemático de fluxo
vulcânico, da região, baixa profundidade relativa dos talvegues dos vales, solos
litólicos, baixa taxa de escoamento e infiltração. Imagem MNT-EMBRAPA.
Área aquífera Planalto Médio, Sasg.
Na área aquífera Planalto Médio ocorre a disponibilidade média de 970
mm/ano para escoamento superficial e infiltração, quantidade que garante
muito boa taxa de recarga para o aquífero.
São mais numerosas fraturas de comprimento inferior a 10 km (
lineamentos de pequeno porte) , largas, nas direções nordeste e noroeste,
com freqüentes intersecções.
A profundidade relativa dos talvegues dos vales é baixa, sendo baixa a
descarga nos flancos das encostas.
Predominam latossolos areno argilosos e arenosos com boa espessura que
favorecem a infiltração e a recarga das fraturas.
Estas condições conferem à área aquífera Planalto Médio um potencial
muito bom para as fraturas reservatório.
Os poços devem ser locados na intersecção de fraturas, figura 1. 160.
Fig. 5. 160 - Perfil ideal de um fluxo básico, notar a riqueza de disjunções
de origem primária. Condições geomorfológicas de baixa profundidade
relativa dos talvegues dos vales, na imagem MNT – EMBRAPA, exemplos
de locação.
As águas são principalmente bicarbonatadas cálcicas de boa qualidade com
baixo teor de sólidos totais. Esta área aquífera é a mais explorada do Sasg,
há muitos anos, devido ao seu alto potencial na agricultura extensiva e alta
densidade populacional relativa, com referência às outras áreas estudadas.
Estima-se a quantidade de poços em regime de exploração atual, na ordem
superior ao milhar.
É a região mais carente de monitoramento das variações de nível do SASG,
devido à extração de água pelos inúmeros poços, bem como de variações da
qualidade das águas.
O Planalto Médio é a área aquífera com a maior quantidade de poços
tubulares por unidade de área do Rio Grande do Sul fato que torna o Sasg, o
mais importante do Estado no que se refere ao aproveitamento atual.
Área aquífera Alto Uruguai, Sasg.
Na área aquífera Alto Uruguai, ocorre taxa média anual de escoamento
superficial e infiltração de 850 mm que proporciona muito boas condições
de recarga para o aqüífero.
Predominam xernossolos e neossolos litólicos, estes nas vertentes mais
íngremes desfavoráveis para taxas de infiltração altas.
As fraturas são de pequeno comprimento (lineamentos de pequeno porte nas
imagens), em geral, menores do que 2km devido a vales profundos que
fragmentam as fraturas e falhas maiores em superfície.
As direções nordeste e noroeste se equilibram. As obras de captação devem
ser locadas na intersecção de fraturas, figura 5. 161. Na impossibilidade,
locar a obra de captação em lineamento de direção noroeste.
Embora as condições de recarga pelas chuvas sejam muito favoráveis, os
outros fatores de armazenamento e descarga são negativos. Em termos de
produtividade a área aquífera Alto Uruguai é de baixo potencial.
A água, em geral é de boa qualidade, bicarbonatada cálcica com baixos
teores de sólidos totais, embora em muitos poços haja recarga indireta pela
subida de águas bicarbonatadas sulfatadas sódicas com Ph alcalino, vindas
do SAG subjacente, que se misturam com as águas das fraturas reservatório
do SASG, nesta área aquífera.
Fig. 5. 161 – Área aquífera Alto Uruguai, lineamentos de pequeno porte, as
direções NW e NE se equilibram, altas profundidades relativas dos talvegues
dos vales, fluxos básicos com riqueza de disjunções primárias. Imagem
MNT – EMBRAPA.
Área aquífera Planalto de Soledade, Sasg.
Na área aquífera Planalto de Soledade ocorre taxa média anual de
escoamento superficial e infiltração de 860 mm, o que representa uma boa
condição de recarga do aqüífero.
As fraturas distensivas são curtas, apresentam comprimentos de no máximo
5 km, predomina a orientação NE. O pequeno comprimento dos lineamentos
tectônicos deve-se à fragmentação dos maiores em superfície pela grande
profundidade relativa dos talvegues dos vales.
Esta grande amplitude da profundidade dos vales também favorece a
descarga da água das fraturas reservatório, através de fontes e outros
exutórios.
Predominam litossolos, que favorecem o escoamento superficial, também
acelerado por declividades fortes.
A água é de boa qualidade, bicarbonatada cálcica, em geral com baixo teor
de sólidos totais dissolvidos. Pode haver recarga indireta pela mistura com
águas do SAG, nos vales mais profundos.
As obras de captação devem ser locadas, sempre que possível, em
intersecção de fraturas, nas partes mais planas, nos lineamentos de maior
comprimento, figura 5. 162.
Os fatores geomorfologia e solos influem negativamente na acumulação de
água nas fraturas reservatório o que torna a área aquífera Planalto de
Soledade com potencial aquífero relativamente baixo.
Fig. 5. 162 – Área aquífera Planalto de Soledade, lineamentos de pequeno
porte, predominam direções NE, fluxos ácidos com pobreza de disjunções
primárias, profundidade relativa dos talvegues dos vales alta. Imagem MNT
– EMBRAPA.
Sistema aquífero Guarani, (Sag).
O sistema aquífero Guarani no Rio Grande do Sul ocorre sob a forma livre ou confinada, sendo
que as duas situações juntas, ocupam bem mais do que a metade da área do Estado. É o sistema
aquífero com maior potencial aquífero do Rio Grande do Sul.
9. Sistema aquífero Guarani livre (Sagl).
O sistema aquífero Guarani aflora em uma faixa central do Estado, desde o estremo leste ao
oeste, alargando-se neste sentido. Ocorre na unidade morfotectônica Depressão Periférica,
unidades morfoestruturais Depressão do Rio Jacuí e Depressão do Rio Ibicuí.
Na Depressão do Rio Ibicuí ocorre a maior área aflorante dos pacotes aquíferos do Sistema em
toda a Bacia do Paraná, com aproximadamente 16 200 km2, figura5. 163.
Fig. 1. 163 - Área de afloramento das camadas aquíferas do Sag, aproximadamente 16 200 km2
, a maior de toda a borda da Bacia do Paraná. Imagem Google Earth. Á esquerda, piezometria e
linhas de fluxo (setas brancas), indicam recarga do Sistema aquífero Guarani confinado (Sagc)
em direção às calhas dos rios Uruguai e Quaraí. Os pontos pretos são poços de controle. As
linhas pretas retas são lineamentos e as sinuosas linhas iso piezométricas. Em verde Sagc, em
azul Sagl. Abaixo, afloramento de arenito fluvial pertencente à Formação Guará.
Como principal área de recarga do Sagc na fronteira oeste, a área aflorante deve ser monitorada
no que se refere à poluição e contaminação das camadas aquíferas. O Sagl é explorado para
abastecimento público pela Corsan, parra irrigação por produtores de arroz, para diversas
atividades industriais e para abastecimento doméstico de Estâncias dedicadas à pecuária.
10. Sistema aquífero Guarani confinado, Sagc.
O Sistema aquífero Guarani confinado está compartimentado em quarto
grandes blocos, delimitados pelos sistemas de falha Torres – Posadas
(N700W), Ibaré (N400W) e Dorsal de Canguçú (N400E) que o
compartimentam em quatro Blocos, Oeste, Leste, Cental e Norte, figura 5.
164.
As linhas isopiezométricas e a s direções de fluxo estão condicionadas por
esta compartimentação estrutural do Sagc.
Fig. 5. 164 – Acima os quatro blocos do Sagc, imagem Google Earth. Abaixo, relaçõs
dos blocos estruturais com as linhas isopiezométricas linhas sinuosas pretas e o
direcionamento do fluxo do Sagc setas brancas. Em verde, Sagc, em azul, Sagl.
Hidroestratigrafia e Geologia Estrutural do Sistema Aquífero Guarani Confinado (SAgc
O Sagc está compartimentado em pelo menos quatro blocos, Leste, Oeste, Central e
Norte, individualisados por definidas condições estruturais, colunas estratigáficas
correspondentes e profundidade do topo do Sagc., figura 5. 165.
No bloco Leste, predominam deslocamentos associados ao sistema de falhas Dorsal de
Canguçu, (SFDC) N450E. O topo do Sagc é deslocado para baixo, em direção ao oceano
(E) até cota de -200m. De Sul para Norte, sobe de +100m para +680m. Neste bloco
estão presentes os aquíferos Pirambóia e Botucatu (eólico úmido e eólico seco).
No Bloco Oeste, os deslocamentos se dão principalmente ao longo de linhas de falha
paralelas ao sistema de falhas Ibaré (SFI) N500W. Os pacotes do Sagc são homogêneos
e mergulham regionalmente para W (NW e SW. O topo do Sagc acompanha este
mergulho com cotas menores para W e espessuras maiores de basalto. Os aquíferos
presentes são Botucatu, Guará, Sanga do Cabral e Pirambóia.
Nos blocos Central e Norte, ha espessamento progressivo do Sasg de Sul para Norte.
No Bloco Central estão presentes todas as unidades hidroestratigáficas, excluída a
Formação Guará. No Bloco Norte apenas o aquífero Botucatú.
Fig. 5. 165. Os quatro blocos estruturais do Sagc no Rio Grande do Sul e as unidades
hidroestratigáficas correspondentes.
Sumário: Os sistemas aquíferos do Mesozóico são os de maior importância no RGS. O
Sasg é atualmente o mais importante do Estado do ponto de vista da intensidade do
aproveitamento e do número de poços tubulares já perfurados. A locação dos poços
através da identificação de lineamentos em imagens de sensoriamento remoto e
posterior levantamento de campo é obrigatória para o sucesso do poço como produtor.
No Sag, ocorrem as maiores reservas de água subterrânea do Rio Grande do Sul.
Excluído o Bloco Oeste do Sagc, as reservas de água dos demais, apenas agora
começam a ser exploradas
Sistemas aquíferos do Paleozóico, SAP
Sistema aquífero Rio Bonito, Sarb.
Ocorre na Unidade Morfotectônica Depressão Periférica, unidades morfoestruturais
Depressão do Rio Jacuí e Depessão do rio Ibicuí, do extremo Leste do Estado ao
extremo Oeste onde a parte aflorante se alarga. É periférico à Unidade Morfotectônica
Escudo.
11. Sistema aquífero Rio Bonito livre Sarbl.
A parte aflorante do Sarb é periférica ao Escudo, se caracteriza por relevo em Cuesta
com front geralmente voltado para sul (SE, SW) e reverso suavemente inclinado para
Norte (NE, NW), figura 5. 166. O aquífero consiste de arenitos fluviais – praiais. As
áreas de recarga abastecem o sistema aquífero Rio Bonito confinado, à norte destas
áreas, encoberto por aquitardos do Grupo Passa Dois e pela Formação Palermo.
As águas podem ser de má qualidade, quando da proximidade de camadas de carvão
com pirita.
Fig. 5. 166 – Sistema aquífero Rio Bonito livre, parcialmente encoberto pelo sistema
aquífero Planíce Aluvial, encobrindo o sistema aquífero Granitóides. Os pacotes de
arenito mergulham suavemente para o Norte, indicado pelas flechas brancas. O fluxo
regional é de sul para norte, onde ocorre o sistema aquífero Rio Bonito confinado.
12. Sistema aquífero Rio Bonito confinado , Sarbc.
Na Depressão do Rio Jacuí, a parte confinada do sistema aquífero Rio Bonito se situa à
norte da área aflorante de recarga, na Depressão do rio Ibicuí, as áreas de recarga se
encontram a leste, parte confinada a oeste e na Depressão do Rio Negro as áreas de
recarga estão a norte e o setor confinado a sul. Esta disposição configura a disposição
em mega domo das camadas gondwânicas no Rio Grande do Sul, tendo como núcleo o
Escudo Sul-riograndense, figura 5. 167 a.
Fig. 5. 167 - Em a, disposição dômica dos pacotes gondwânicos, tendo como núcleo o
Escudo Sul – riograndense. As setas indicam o sentido do mergulho regional das
camadas. Em b, deslocamento considerável do topo do aquífero Rio Bonito confinado
por falhas.
O topo da parte confinada do Sarb apresenta-se consideravelmente deslocada por falhas,
podendo variar bruscamente o seu nível altimétrico, figura 5. 167 b.
13. Sistema aquífero Bacia do Camaquã, Sabc.
Ocorre na Unidade Morfotectônica Escudo, unidades morfoestruturais Bloco São
Gabriel e Bloco Santana, composto por arenitos, conglomerados muito litificados
intercalados com fluxos vulcânicos ácidos e intermediários. Do ponto de vista
hidrogeológico, são aquifugos, entretanto, em zonas de falha, em blocos morfológicos
abatidos , arenitos de médio grau de cimentação podem ser aquíferos, figura 5. 168.
Fig. 5. 168 – À esquerda conglomerado fortemente cimentado da Bacia do Camaquã. À
direita blocoabatido entre duas linhas de falha onde afloram arenitos com médio grau de
cimentação que funcionam como aquíferos livres. Imagem Google Earth.
Sumário: Nas rochas paleozóicas, o sistema aquífero mais importante é o Sistema
Aquífero Rio Bonito (Sarb). Pode apresentar água de má qualidade quando ocorrem
camadas de carvão e folhelho carbonoso com pirita.
O Sistema Aquífero Bacia do Camaquã (Sabc) não é importante, na maioria dos casos
as suas sequências de rochas funcionam como aquifugos.
Sistemas Aquíferos do Pré Cambriano SAPC


Sistema aquífero Granitóides (Sag)
Sistema aquífero mármores (Sam)
14. Sistema aquífero Granitóides (Sag)
O sistema aquífero granitóides ocorre espalhado na Unidade Morfotectônica Escudo,
nas suas três unidades morfoestruturais. Pode ser subdividido em duas áreas aquíferas:
Área aquífera Granitos, corresponde aos batólitos graníticos Lavras, Caçapava,
Encruzilhada, Pelotas, Herval e outros stocks menores disseminados pelo Escudo. São
granitos senso estrito, resistentes ao intemperismo e erosão formam planaltos erosivos,
nivelados aproximadamente na cota 400m. Sua posição topográfica colocam esta área
aquífera como área de recarga para a área aquífera Granitos de anatexia, migmatitos,
gnaisses topograficamente mais baixas. Todas as rochas são aquifugos, com falhas e
fraturas multidirecionais, predominam transcorrências, que se manifestam sob a forma
de cristas isoclinais, silisificadas – milonitizadas, verdadeiras barreiras para a água
subterrânea, figura 235. 169.
Fig. 5. 169 – Sistema aquífero do Pré Cambriano, áreas aquíferas granito e granitóide.
Acima bloco diagrama mostra a riqueza de fraturas em rochas plut6ônicas, contudo, a
maioria fechadas. Abaixo as áreas aquíferas Granito e Granitóide, as flechas brancas
indicam lineamentos abertos, os pontos brancos assinalam locação de poço tubular.
15. Sistema aquífero Mármores (Sam)
Ocorre na Unidade Morfotectônica Escudo, principalmente nas unidades
morfoestruturais Bloco São Gabriel, Bloco Santana e Bloco Taquarembó. Aparece sob a
forma de lentes nas sequências parametamórficas, em resíduos de cinturões orogênicos
espalhados pelo Escudo. As rochas aquíferas são principalmente mármores dolomíticos,
muito fraturados. Estes mármores são minerados para a fabricação de corretivo da
acidez dos solos. O potencial deste sistema aquífero pode ser avaliado quando as
atividades mineiras são suspensas e se interrompe o bombeamento da água que verte
das fraturas, formando grandes reservatórios de água no “pit” da mina, figura 5. 170.
Fig 5. 170. – À direita, em branco, diversos “pits” de mineração à céu aberto, de grande
lente de mármore dolomítico intrudida por granito à Oeste e encoberta por rochas
vulcânicas - sedimentares à Leste. À direita, “pit” de mina abandonado, verte água
subterrânea. Imagem Google Earth.
Exemplo da utilização deste recurso hídrico subterrâneo ocorre na cidade de Bagé,
quando de grandes estiagens. A água subterrânea que verte de pedreiras de mármore
dolomítico abandonadas é a fonte principal de água para o abastecimento urbano, nestes
tempos de escassez. A água do ponto de vista químico é discretamente dura.
Resumo Geral:
Conforme orientação de Meinzer (1959), as águas subterrâneas devem ser estudadas
pela sua indidualização em sistemas aquíferos, áreas aquíferas e aquíferos.
No Rio Grande do Sul, individualiza-se quatro grandes sistemas de água subterrânea,
respectivamente do Quaternário, Terciário, Mesozóico, Paleozóico e Pré Cambriano,
separados por discordâncias regionais.
Os Sistemas aquíferos mais importantes do Estado são: Sistema Aquífero Guarani
(Sag), Sistema Aquífero Serra Geral (Sasg), do Mesozóico, e Sistema Aquífero Bacia de
Pelotas (Sabp) do Terciário.
De modo geral, a porosidade – permeabilidade dos aquíferos diminui com a idade das
rochas aquiferas.
Excluídos os aquíferos em rochas vulcânicas, plutônicas, e os que ocorrem como
regolito, os do tipo misto (porosidade primária + porosidade secundária) predominam
amplamente no Rio Grande do Sul.
Devido ao seu intenso uso atual, com implantação da Lei da Outorga, é urgente que se
inicie o monitoramento sistemático quantitativo e qualitativo de todos os sistemas
aquíferos, em especial dos sistemas aquíferos Serra Geral, Guarani e Coxilha das
Lombas.
Para o aproveitamento racional e sustentável das reservas de água subterrânea do Rio
Grande do Sul, é necessário que profissionais habilitados, geólogos e engenheiros de
minas, acompanhem o processo desde a locação, perfuração, aproveitamento e
monitoramento dos mananciais hídricos subterrâneos.