Caracterização nordeste mineiro

Clima

O clima predominante no nordeste de Minas Gerais e extremo sul da Bahia é o Tropical, eles apresentam chuvas escassas e as altas temperaturas tornam essas regiões muito suscetíveis à seca (EMBRAPA).

Entretanto, a estação seca de outono-inverno é amenizada pelas precipitações frontais ligadas às advecções de ar polar que, nesta época do ano, atingem frequentemente a região. O total das precipitações varia entre 2.000 e 1.600 mm/ano.

O nordeste de Minas Gerais e o Extremo sul da Bahia estão incluídos na zona intertropical. De uma maneira geral, as regiões tropicais caracterizam-se pela ausência de um inverno rigoroso e pela presença de chuvas concentradas em determinadas épocas do ano. (Martin, Dominguez e Bittencourt).

Na cidade Prado – BA de acordo com a classificação Köppen, (ROLIM e DE CAMARGO et al. 2007), as precipitações médias são sempre superiores a 60 mm em cada mês, em termos de média anual, temperaturas girando em torno de 24,5°C, sendo as máximas por volta dos 28,2ºC e mínimas de 20,9°C

Solos

Segundo Ferraz 2006 duas superfícies de aplanamento foram identificadas na área investigada por este. A apresentação dessas superfícies segue critérios de ordem cronológica, sendo que a mais antiga denominou-se de Superfície Cimeira e a mais recente Superfície Sublitorânea. A Superfície Cimeira é denominada “chapada” e as Superfícies Sublitorâneas são os tabuleiros que caracterizam a morfologia da fachada sublitorânea, assim como as colinas de topos amplos e contínuos. 

Os Tabuleiros Costeiros coincidem com os sedimentos cenozóicos do Grupo Barreiras, constituídos de areias e argilas variadas com eventuais linhas de pedra, dispostas em camadas com espessura variável de conformidade com as ondulações do substrato rochoso, que ocasionalmente aflora influenciando nas formas do modelado (TRICART & SILVA, 1968). Distribuem-se desde o sopé das elevações cristalinas do Planalto Pré-Litorâneo até as planícies quaternárias, em contato localmente estabelecido por paleofalésias ou por falésias atuais quando se estendem até a atual linha de costa, como ao norte de Prado. 

Geomorfologia

Nordeste mineiro

Segundo Ferraz (2006) as três principais unidades de relevo da área estudada são: (i) Planalto do Jequitinhonha, caracterizado por “chapadas” e elevações residuais da Serra do Espinhaço, na parte oeste da área; (ii) unidades de relevo de dissecação fluvial estruturalmente orientada, em sua porção central e (iii) tabuleiros na fachada subitorânea, localizados na extremidade oriental da área investigada.

Ferraz (2005) afirma que a estratigrafia das bacias marginais do leste brasileiro reforça a hipótese de que durante o Aptiano

Superior/Albiano , um relevo de baixo gradiente topográfico já deveria caracterizar ao menos a fachada sublitorânea do continente, uma vez que tal modelagem do relevo é acompanhada do desenvolvimento das primeiras plataformas carbonáticas nessas bacias, dando início à posterior formação da Superfície da Cimeira, uma superfície de aplanamento que possivelmente ocupou extensa área geográfica, ocorrendo desde os escarpamentos que indicam a amplitude do recuo erosivo dos flancos do rifte.

Ainda de acordo com Ferraz et al(2005) eventos neotectônico ocorreram nessa região sendo eles o soerguimento continental em função da forte incisão da rede de drenagem associada interrompendo a formação e arrasando o aplanamento de cimeira, durante o Neógeno, e movimentos transcorrentes da falha Taiobeiras que resultaram na abertura do Graben virgem da Lapa, rebaixando tectonicamente remanescentes dessa superfície, com posterior deposição de sedimentos da Formação São domingos, e basulando os demais para NE (Saadi e Pedrosa-Soares, 1990).

Segundo Ferraz (2006), a tectônica cenozoica que afetou a área estudada justifica a existência da grande porção de relevo dissecado no centro da área investigada, especialmente nos municípios de Teófilo Otoni e Carlos chagas, por resultarem em profundas incisões da rede de drenagem. Os soerguimentos cenozoicos podem também estar associados à preservação dos remanescentes da superfície da Cimeira através da imposição de um nível de base local (Graben de Virgem da Lapa) e do soerguimento tardio de seus remanescentes (Pleistoceno), caracterizados pelas “chapadas” do Planalto do Jequitinhonha,

remodeladas por incisão fluvial intensificada pelo soerguimento regional pleistocênico (Ferraz, 2006).

Sul da Bahia

A região sul da Bahia que dá continuidade à área investigada é caracterizada por dois grandes domínios: Tabuleiros Costeiros e Planície Costeira.

Segundo Andrade et al. (2002), os Tabuleiros Costeiros constituem os sedimentos areno-argilosos de idade terciária do Grupo Barreiras. Esta unidade está em contato com a Planície Costeira através de uma linha de falésias inativas. As falésias ativas ocorrem ao Sul e ao Norte da área estudada, onde os Tabuleiros Costeiros alcançam a linha de costa. A planície costeira engloba os sedimentos quaternários de origem marinha e flúvio-estuarina, incluindo-se aí terraços marinhos, aqui denominados de Terraços Arenosos Internos e Terraços Arenosos Externos, terraços lagunares (Terraços Argilosos), terras úmidas (Manguezais/Planície de Maré, Brejos) e Praias (Andrade 1994).

A seguir, uma breve descrição sobre as principais unidades características da região segundo Andrade et al. (2002).

Tabuleiros Costeiros

“Os depósitos desta unidade são constituídos por sedimentos areno-argilosos, pobremente selecionados, com permeabilidade moderada e níveis cimentados por óxido de ferro. Do ponto de vista geotécnico esta unidade não deve apresentar grandes problemas à ocupação (como por exemplo, fissuras no solo, rachaduras nas casas etc), uma vez que o mineral de argila presente é do tipo não-expansivo (caolinita). Além do mais, os terrenos areno-argilosos apresentam boa capacidade de suporte

(Pianca 1979). As áreas com alto declive como, por exemplo, as falésias e paredes dos vales, são altamente suscetíveis a movimentos de massa. As falésias ativas estão sujeitas a movimentos de massa rápidos (deslizamentos e desmoronamentos), sendo este último devido ao contínuo solapamento da base das escarpas pela ação das ondas. Nas falésias inativas, evidências de movimentos de massa lentos (creep, rastejamento ou reptação) são observadas. As falésias inativas também estão sujeitas a movimentos de massa rápidos. A superfície do Grupo Barreiras constitui a área de recarga do aqüífero livre, contido na mesma. Nos interflúvios, o lençol freático situa-se, em geral, entre 5 e 10 metros de profundidade (dados de

poços da CERB 1972-1988).”

Terraços arenosos internos

“Os Terraços Arenosos Internos, de idade pleistocênica, ocorrem na porção interna da planície e apresentam relevo plano a levemente ondulado, com altitudes variando de 6 a 11 metros. Apresentam, em sua superfície, vestígios de antigas cristas de cordões litorâneos. Os cordões são largos e elevados, separados entre si por zonas baixas que podem ou não estar ocupadas por terras úmidas. A espessura total deste terraço situa-se na ordem de uma ou duas dezenas de metros. Esses terraços são constituídos por sedimentos arenosos, de granulometria média a grossa, bem selecionados e com permeabilidade alta. É um material pouco coeso, a exceção de um nível cimentado por ácidos húmicos e óxido de ferro, situado a cerca de 3 a 4 metros da superfície. As areias, sem condição de fuga, apresentam grande sustentabilidade (boa capacidade de suporte), não sendo, portanto, obstáculo às obras de engenharia (Pianca 1979). Nos bancos côncavos de canais de maré e rios ocorre erosão desses terraços, associada à migração lateral desses cursos d’água. Esta

unidade é potencialmente favorável à acumulação de água subterrânea em decorrência da boa permeabilidade e da alta pluviosidade da área estudada, ainda que constituindo aqüíferos pobres devido à sua pouca espessura. A superfície desse terraço constitui a própria área de recarga do aqüífero do Terraço Arenoso Interno que, nesse local, adquire características de aqüífero livre. A profundidade do lençol freático encontra-se a menos de 4 m. A principal restrição à ocupação desta unidade é a sua alta vulnerabilidade à poluição dos recursos hídricos superficiais e subterrâneos, representada pela baixa capacidade de retenção de impurezas decorrente de sua elevada permeabilidade, ausência de argila, baixo teor de matéria orgânica no solo e pela pequena profundidade em que se encontra o lençol freático.”

Brejos

“Os depósitos de brejo ocupam principalmente as zonas baixas que separam os Terraços Arenosos Internos dos Externos e os vales dos rios e riachos. No primeiro caso, tratam-se de áreas anteriormente ocupadas por lagunas, enquanto que no segundo, estão associados às planícies de inundação dos rios e riachos. Na zona, ocorrem ainda intercordões. A espessura destes sedimentos é desconhecida para a área estudada, contudo pode alcançar até 5 metros, por comparação com espessuras destes depósitos encontradas nas planícies costeiras dos rios Jequitinhonha-BA e Doce-ES (Dominguez 1983, Dominguez & Wanless 1991). A porção superior é capeada por uma camada de turfa com espessura decimétrica. O substrato desta unidade é constituído, via de regra, por sedimentos argilosos ricos em matéria orgânica, plásticos e com baixa permeabilidade. Em consequência, sua capacidade de suporte é muito baixa. Os brejos são áreas sujeitas à inundação. Podem permanecer secos em períodos de estiagem prolongada, mas, em função do clima desta região, geralmente

estão alagados com água doce. Constituem um importante ecossistema.”

Praias

“As praias estão em contato direto com a água do mar, sofrendo a ação das marés, correntes e ventos. Ao sul de Mucuri e ao norte de Prado, encontram-se em contato direto com os sedimentos da Formação Barreiras, através de uma linha de falésias ativas e, entre estas duas cidades, ocorrem associadas com os Terraços Arenosos Externos ou Manguezais/Planícies de Maré. Esta unidade é constituída por areia de granulometria que varia de fina a grossa, moderadamente a bem selecionadas. Nas proximidades da Ponta da Baleia, próximo à Barra de Caravelas, e na faixa compreendida entre a Tomba e Barra Nova, na Ilha da Caçumba, afloram na praia antigos depósitos de manguezais (sedimentos argilosos orgânicos). A praia é um sistema em “equilíbrio dinâmico”. Este dinamismo é representado pelas fases de erosão e deposição, cujos principais fatores controladores são: nível do mar, energia das ondas e marés, suprimento de sedimentos e atividades antrópicas (Hanson 1988, Pilkey 1991). Na área estudada foram observados, por meio de evidências de campo e da comparação de fotografias aéreas tomadas em diferentes épocas (1955, 1975, 1989 e 1991), trechos da linha de costa que apresentaram alterações perceptíveis em sua geometria durante as últimas décadas. Foram identificados, para a área estudada, trechos da linha de costa em erosão (ou recuo), em acumulação (ou progradação) e em equilíbrio. Foi, ainda, identificada uma quarta classe, aqui referida como área de mudança generalizada, que corresponde às desembocaduras dos rios Peruípe e Itanhém, onde ocorre erosão ou acumulação de sedimentos. As desembocaduras fluviais são parcialmente obstruídas por pontais arenosos e apresentam um complexo padrão de mudanças relacionadas à própria dinâmica de funcionamento destas desembocaduras. Nestas áreas, flutuações nas vazões dos rios ou correntes de maré alteram a dinâmica costeira provocando erosão e deposição localizadas, que não estão necessariamente

relacionadas às tendências apresentadas pela linha de costa em regiões afastadas da desembocadura.”

Geologia

A área investigada se localiza no nordeste do Estado de Minas Gerais e extremo sul do Estado da Bahia. O substrato litológico da área é composto por rochas arqueano-proterozóicas de variado grau metamórfico, destacando-se litologias do Supergupo Espinhaço e Grupo Macaúbas a oeste; complexos graníticos, na porção central; e coberturas neocenozóicas do Grupo Barreiras, a leste. Grandes lineamentos de direções principais noroeste e nordeste distribuem-se ao longo desta área. (Ferraz & Valadão, 2005) 

O arcabouço lito-estrutural  O arcabouço geológico da área investigada

apresenta significativa diversidade das unidades litológicas que o compõe, além de distintas direções dos vários lineamentos que configuram sua estruturação (Ferraz, 2006). 

As unidades litológicas 

Dentre as várias litologias que compõem o arcabouço geológico da área destacam-se unidades pré-cambrianas, em maioria proterozóicas, representadas por rochas de médio a alto grau metamórfico e intrusões graníticas sin a tardi-tectônicas, com relação ao Evento Brasiliano. Unidades litológicas arqueanas também apresentam ampla ocorrência na área (Ferraz, 2006). 

Coberturas neocenozóicas são predominantes na fachada sublitorânea da área, reconhecidas na literatura como Grupo Barreiras – Bigarella & Andrade (1964), Projeto RADAMBRASIL (IBGE, 1987), Ferraz & Valadão (2005) – bem como por sequências da Formação São Domingos (Pedrosa-Soares, 1981 e Saadi & Pedrosa-Soares, 1990) que capeiam “chapadas” na porção ocidental da área investigada  (Ferraz, 2006). 

 A estruturação geológica pré-cambriana  A estruturação que afeta as litologias da área demonstra

complexo padrão, no qual estão envolvidos extensos lineamentos, falhas (indiferenciadas) e falhas de empurrão. Este padrão é tipificado principalmente por feições lineagênicas de variadas direções, estruturas dobradas e presença de massas ígneas de porte variado, registros das intensas tectônicas rúpteis que se processaram na área – Projeto RADAMBRASIL (IBGE, op. cit) (Ferraz, 2006). 

O padrão estrutural regional 

Os lineamentos existentes na área organizam-se em duas direções principais, sendo dominante a direção Nordeste e secundária a direção Noroeste. Há também lineamentos em orientações distintas dos mencionadas. Os primeiros estão presentes de maneira generalizada em toda a área e os segundos mostram-se mais expressivos nas porções centrais e leste, embora não se restrinjam apenas a essas regiões (Ferraz, 2006). 

As principais estruturas geológicas são: 

Os lineamentos Nordeste:   Na porção ocidental da área, especialmente na borda leste da Serra do Espinhaço, drenada pelos cursos d’água que compõem a Bacia do Jequitinhonha, grandes falhamentos de empurrão afetam, predominantemente, rochas do Supergrupo Espinhaço, Grupo Macaúbas e granitóides do Proterozóico Superior (Schobbenhaus et al., 1981) (Ferraz, 2006). 

Deformações do Evento Brasiliano originaram a Faixa de Dobramentos Araçuaí, que se trata de uma faixa dobrada adjacente às bordas sul e sudeste do Cráton São Francisco, em forma de arco com concavidade voltada para Sudeste, cujas estruturas, na área investigada, afetam principalmente rochas dos

Grupos Macaúbas e Supergrupo Espinhaço (Schobbenhaus & Campos, 1984) (Ferraz, 2006). 

Paralelamente a leste dessas estruturas, extensos falhamentos caracterizam essa porção da área por afeta-la intensamente através de falhas de direção Nordeste. A oeste das referidas falhas, outro extenso falhamento de empurrão demarca o contato entre as litologias do Supergrupo Espinhaço e granitóides proterozóicos, sendo as primeiras intensamente afetadas por falhas de direções diversas (Ferraz, 2006). 

Lineamento de natureza semelhante, significativa extensão e de geometria côncava para Sudoeste, porém de direção Nordeste, é observável a Sudeste dos anteriormente mencionados. Um complexo sistema de falhas de mesma direção, na porção central da área, demarca um limite da zona na qual os falhamentos Nordeste são predominantes. A leste dessas falhas, os lineamentos Nordeste, além de menos abundantes, freqüentemente apresentam menor extensão, tornando-se escassos apenas na fachada sublitorânea, possivelmente recobertos pelo Grupo Barreiras (Ferraz, 2006). 

Os lineamentos Noroeste: Na porção noroeste da área investigada lineamentos de direção NW exercem particular importância na bacia do Rio Araçuaí, através de pequenos falhamentos perpendiculares àqueles predominantes nessa porção da área. Estas feições parecem se prolongar para sudeste, uma vez que outros feixes de falhas no centro-sul da área de estudo se exibem, aparentemente, como continuidade daqueles, em função da análise das direções de drenagem (Ferraz, 2006). 

No centro da área investigada tais direções estruturais adquirem maior relevância, dada a densidade de ocorrência de falhas de direção Noroeste. Na fachada sublitorânea (leste da área) estes lineamentos demonstram densidade e extensão muito maiores, se comparados àqueles localizados a oeste. Nos médios e baixos cursos do Rio Mucuri, alto curso do Rio Alcobaça e médio curso do Rio Jucuruçu – mesmo onde as coberturas do Grupo Barreiras estão presentes – os lineamentos Noroeste apresentam-se como grandes falhamentos, exibindo, nesses trechos, o maior número de sua ocorrência e forte controle sobre a drenagem (Ferraz, 2006). 

Os demais lineamentos:   No centro-sul da área, notadamente nos divisores entre as bacias do Jequitinhonha, Mucuri e Rio Doce, um grande número de falhas indiferenciadas e falhamentos de empurrão, de direções variadas e geometrias curvilíneas, destacam essa porção no contexto dos demais padrões estruturais regionais. Esses lineamentos apresentam concavidade voltada para norte, sul e sudeste, sendo os falhamentos de empurrão predominantes sobre os lineamentos Noroeste já descritos (Figuras .2 e 3) (Ferraz, 2006). 

Logo a leste dessa área, falhas de empurrão de direção aproximada norte-sul destacam-se da malha estrutural regional – lineamentos Nordeste e Noroeste – e, mais a leste, um grande lineamento, também de direção norte-sul, diferencia-se da malha estrutural da área como um todo ( Figuras .2 e 3) (Ferraz, 2006). 

Evolução geológica

O arcabouço lito-estrutural sobre o qual se desenvolveu a paisagem a ser estudada é parte integrante da Plataforma Sul-Americana que, juntamente com a Plataforma Patagônica, a Faixa de Dobramento dos Andes e Sistema Montanhoso do Caribe, representam as unidades geotectônicas de primeira grandeza que compõem a porção emersa da Placa-Sul Americana (Schobbenhaus & Campos, 1984). O entendimento da evolução geotectônica da área a ser estudada vai ser fundamental para melhores estudos e maiores entendimentos.

Voltando ao Supercontinente Gondwana, particularmente o Gondwana Oeste, a partir do qual se individualizaram os atuais continentes sul-americano e africano. Este Supercontinente foi palco de eventos ou ciclos orogênicos e/ou termotectônicos e/ou tectôno-magmáticos que remontam ao Arqueano (Schobbenhaus & Campos, op. cit.). As etapas geotectônicas que afetaram o Supercontinente Gondwana destacam-se o Evento Brasiliano/Pan-africano, em função de ter imprimido uma matriz lito-estrutural que passou a condicionar os processos geomorfodinâmicos operantes na litosfera continental ao longo de todo o Fanerozóico (Ferraz, 2006).

O Evento ou Ciclo Brasiliano representa o mais expressivo e importante evento tectôno-magmático que afetou a área estudada, sendo responsável por formação de unidades litoestruturais supracrustais e constituindo faixas ou regiões dobradas, cujo período de ocorrência data do Proterozóico Superior ao Ordoviciano. As feições brasilianas reconhecíveis na área de estudo foram geradas através de empurrões em direção ao Cráton do São Francisco, ocasionando a inversão das bacias situadas às margens desse cráton. Um caso específico seria o soerguimento da Bacia do Espinhaço (Valadão, 1998) e a constituição da Faixa de Dobramentos Araçuaí (Schobbenhaus & Campos, 1984), além da geração de importantes lineamentos de direção NE – ver Projeto RADAMBRASIL (IBGE,1987).

Valadão (op. cit.) conclui que, em função da orogênese brasiliana, taxas significativas de soerguimento se deram ao longo da calha do Espinhaço, por esta se tratar de uma região na qual a litosfera havia sido previamente estirada

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durante os episódios de instalação dessa bacia. O soerguimento das faixas marginais ao cráton – a exemplo da Serra do Espinhaço –, durante o Evento Brasiliano, seria suficiente para configurá-la como feição positiva do relevo, marcando o início de um estágio desnudacional intenso. Essa conformação topográfica teria assinalando a passagem do Pré-Cambriano ao Paleozóico, configurando um núcleo cratônico (Cráton do São Francisco) topograficamente deprimido circundado por cinturões orogênicos altimetricamente elevados.

O quadro paleogeográfico do início do Fanerozóico poderia ser traçado considerando-se a gradativa interrupção das deformações brasilianas, culminando com a estabilização e cratonização a Plataforma Sul-Americana (Schobbenhaus & Campos, 1984). Teve, então, início um generalizado processo de rebaixamento erosivo das áreas topograficamente elevadas e entulhamento daquelas altimetricamente rebaixadas (Valadão, op. cit.). De acordo com King (1956), esse quadro se deu em contexto da

elaboração de uma vasta superfície de erosão, de idade jurássica, responsável pelo aplanamento de grandes áreas do Gondwana. Por esse motivo, o autor a denominou Superfície Gondwana, cujos testemunhos seriam reconhecíveis em algumas das mais elevadas linhas de cristas do Brasil Oriental, ou ocorreria fossilizada pelas coberturas sedimentares mesozóicas (Ferraz, 2006).